Седиментологические и геодинамические условия формирования позднемезозойских осадочных комплексов в бассейнах северной периферии Тетиса

Вознесенский, Александр Игоревич

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Седиментологические и геодинамические условия формирования позднемезозойских осадочных комплексов в бассейнах северной периферии Тетиса
ВАК РФ 25.00.06, Литология

Автореферат диссертации по теме "Седиментологические и геодинамические условия формирования позднемезозойских осадочных комплексов в бассейнах северной периферии Тетиса"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК Геологический институт

На правах рукописи

Вознесенский Александр Игоревич

СЕДИМЕНТОЛОГИЧЕСКИЕ И ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ПОЗДНЕМЕЗОЗОЙСКИХ ОСАДОЧНЫХ КОМПЛЕКСОВ В БАССЕЙНАХ СЕВЕРНОЙ ПЕРИФЕРИИ ТЕТИСА

Специальность 025 00 06 -литология

АВТОРЕФЕРАТ ДИССЕРТАЦИИ НА СОИСКАНИЕ УЧЕНОЙ СТЕПЕНИ ДОКТОРА ГЕОЛОГО-МИНЕРАЛОГИЧЕСКИХ НАУК

Москва 2003 г.

Работа выполнена в Геологическом институте РАН

Официальные оппоненты:

Доктор геолого-минералогических наук Кузнецов В.Г. (РГУ нефти и газа им. И.Н. Губкина)

Доктор геолого-минералогических наук Фортунатова Н.К. (ВНИГНИ)

Доктор геолого-минералогических наук Курносое В.Б. (ГИН РАН)

Ведущая организация:

Институт литосферы окраинных и внутренних морей РАН, г. Москва

' ' ' 1

Защита состоится 28 октября 2003 г. в 14 часов 30 мин. На заседании диссертационного совета Д 002.215.02 в Геологическом институте РАН

По адресу: 119017 Москва, Пыжевский пер. д.7. ГИН РАН,

конференцзал

Факс: 951-04-43

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИГЕМ РАН по адресу: г. Москва, Старомонетный пер., д.35

Автореферат разослан 25 сентября 2003 г.

Ученый секретарь диссертационного сове! Канд. Геол.мин. наук

2ооз- А 16\52

1. Введение

Актуальность темы .Установившиеся за последние десятилетия в современной геологической науке мобилистские представления о строении и истории формирования верхней части литосферы заставляют переосмысливать и в значительной степени пересмотреть взгляд на образование и историю развития бассейнов и условия седиментации в разных их типах. С недавнего времени геологические исследования сосредотачиваются не только на изучении отдельных литологических или литолого-стратиграфических единиц разрезов (толщ, свит, серий, формаций и т.д.), а усилия ученых концентрируются на рассмотрении в целом условий формирования осадочных чехлов бассейнов. Понятие «осадочный бассейн» не имеет точной формулировки и разными авторами как в России , так и за рубежом понимается по разному. Большинство из них и автор данной работы считает, что осадочный бассейн в первую очередь это структура, возникшая в определенной тектонической обстановке, связанная с конкретными геодинамическими условиями,'существовавшими в данном регионе в определенный этап его развития. Границы бассейна очерчены границами данной структуры, а заполняющие эту структуру осадочные или какие-либо другие отложения, слагающие ее чехол, являются вместе со структурой собственно осадочным бассейном.. Положение осадочных бассейнов в различных геодинамических зонах, смена обстановок во времени, отмирание или появление новых бассейнов запечатлено в особенностях строения, состава и взаимоотношениях различных толщ (или комплексов), слагающих их чехол (или наполнение).

Смена во времени в строении чехлов бассейнов одних осадочных комплексов другими образует последовательные вертикальные ряды. Смена условий седиментации в пределах одного региона в ограниченный отрезок времени формирует латеральный ряд ассоциаций (комплексов). Горизонтальные (или латеральные) ряды отражают определенную последовательность геодинамических условий, существующих в конкретный отрезок времени на территории и тесно связанных с развитием крупного участка Земной коры Вертикальная смена комплексов в чехлах осадочных бассейнов отражает изменение на протяжении длительного времени одних геодинамических условий на другие. Изучение рядов комплексов позволяет установить: 1) изменения в классической последовательности распространения бассейнов в разных типах геодинамических областей, 2) определить связь развития и влияние друг на друга бассейнов или конкрентных структур океанических и платформенных областей, 3) установить общие закономерности осадконакопления.

Изучение динамики осадочных бассейнов в настоящее время является одним из важных и совремеш " геологии,

осуществляемого при помощи «ба

ъ которого

сводится к комплексному «мультидисциплинарному» изучению этих бассейнов, как структур, порожденных процессами, происходящими в глубинных геосферах. Одним из важных, но достаточно слабо освещенных вопросов остается проблема изучения общих закономерностей формирования верхней части литосферы в крупных регионах, где длительно существуют различные по геодинамической природе осадочные бассейны. В каждом из бассейнов накапливаются как присущие только им «индикаторные комплексы», так и отложения, характерные для всего региона в целом и отражающие эволюционный этап или цикл развития региона.

Цель и задачи исследования. Основной целью наших исследований было выяснить общие закономерности осадконакопления в бассейнах различной геодинамической природы, развивавшихся в течение длительного времени в одном регионе. Для решения поставленной проблемы были выбраны бассейны северной активной окраины Тетиса в пределах Крымско-Кавказского региона, где в позднем мезозое располагались Малокавказский дуговой (междуговой) и преддуговой бассейны, Закавказская «микроплита», «троговые» бассейны южного склона Большого Кавказа , шельфовые бассейны юга Скифской плиты и, наконец, террейн Горного Крыма.

Изучение общих закономерностей осадконакопления включает в себя: 1) сравнение литологического и фациального строения разрезов в разных типах бассейнов, 2) прослеживание отдельных горизонтов отложений, отражающих крупные геодинамические, седиментационные или биотические события, 3) выделение общей крупномасштабной цикличности развития региона.

Другим важным вопросом является изучение изменения во времени строения осадочных комплексов, являющихся как бы «эталонными» для бассейнов данного типа или для какого-либо события глобального или крупнорегионного масштаба. В целом, позднемезозойские толщи по северной периферии Тетиса слагаются разнообразными вулканогенными, вулканогенно-осадочными, терригенными, карбонатными, эвапоритовыми, кремнистыми мелководными и относительно глубоководными отложениями. В большинстве случаев в каждом типе бассейнов накапливается свой специфический для него комплекс отложений, связанный с его геодинамическими особенностями. Влияние на седиментацию внешних факторов таких как климат, изменение состава биоты, эвстатические колебания уровня моря, общее эволюционное развитие региона находит отражение в строении комплексов отложений по всему региону. Цель работы заключается в выявлении этх отражений, определении специфики седиментации для разных типов бассейнов и прослеживании изменения обстановок осадконакопления в течение позднего мезозоя в регионе. Все это позволит создать как общую картину эволюции седиментации Ш определенный этап геодинамического развития

северной периферии Тетиса, так и проследить влияние различных факторов на особенности осадконакопления в различных типах бассейнов.

Позднемезозойский этап развития Крымско-Кавказского региона связан с формированием здесь в конце средней юры активной окраины, субдукцией и последующей коллизией Нахичеванского и Закавказского блоков. Таким образом нами изучены особенности седиментации в бассейнах в течении крупного геодинамический этапа развития этой территории (предколлизионная, коллизионная и постколлизионная стадии). Влияние процессов коллизии на осадконакопление в регионе также является одним из вопросов, рассмотренных в данной работе. Решение проблемы закономерностей осадконакопления в позднем мезозое в регионе сводятся к следующим задачам: 1) описание строения осадочных комплексов в каждом из бассейнов, 2} их сопоставление между собой и корреляция событий, происходивших здесь в течении поздней юры - позднего мела, 3) генетической интерпретации всего разреза и достаточно детальному изучению основных «индикаторных» ассоциаций, 4) восстановление общих закономерностей седиментации.

Научная новизна, теоретическое и практическое значение работы. В работе рассмотрены общие закономерности седиментации и формирования осадочных комплексов позднего мезозоя в различных типах бассейнов Крымско-Кавказской области, образующих латеральный ряд от вулканической дуги через задуговой бассейн к бассейнам бордерленда. Синхронность, устойчивость и изменение геологических событий впервые прослежена в пределах всего центрального сектора палеоокеана Тетис и Северного Перитетиса. Рассмотрена история седиментации в крупный геодинамический этап, охватывающий предколлизионную, коллизионную и постколлизионную его стадии.

Установлены особенности осадконакопления и формирования чехлов бассейнов, связанные с одной стороны с общими закономерностями седиментации, характерными для региона в целом, а с другой стороны с особенностями формирования осадочных толщ, присущих отдельным типам бассейнов. Иными словами разделены общие и конкретные (местные) факторы, влияющие на седиментацию и формирование осадочных чехлов в бассейнах разного типа, развивающихся совместно в одном регионе в течение длительного времени.

Результаты работы позволяют: 1) расширить методические основы бассейнового анализа для объяснения закономерностей седиментации и формирования чехлов осадочных бассейнов, 2)найти практическое применение при детальной разработке событийной корреляции не только для разнофациальных позднемезозойских отложений Крымско-

Кавказского региона, но и для большей части разрезов северной окраины Мезотетиса.

Одним из важных теоретических вопросов, решенных в работе, является установление принципов мелководности и глубоководное™ некоторых типов ритмично построенных терригенных и терригенно-карбонатных турбидитовых отложений. Проведенная классификация мелководных и относительно глубоководных комплексов карбонатных биогенных и детритовых отложений поможет прогнозировать распространение в позднемезозойских толщах региона разных типов седементологических коллекторов нефти и газа. Материал и методы исследований. Для наших целей как опорный был выбран Крымско-Кавказский регион, расположенный на северной периферии палеоокеана Тетис. Нами были изучены разрезы верхней юры - мела в пределах вулканической дуги Малого Кавказа и реликты разрезов преддугового юрского бассейна, встречающиеся в тектоническом меланже Севано-Акеринской офиолитовой зоны. Исследованы разрезы сложно построенной Закавказской микроплиты (массива), флишевые ритмично построенные отложения Новороссийско-Лазаревского, Чиаурского и Дибрарского прогибов (окраинное море) южного склона Большого Кавказа. В Предкавказье на Скифской плите были изучены позднемезозойские отложения в западной (Лабинской) и Восточной (Терской) ее впадинах. Кроме того, достаточно детально было проанализировано строение верхнеюрских и нижнемеловых отложений Горного Крыма, который, по нашему мнению, является террейном, присоединившимся в конце поздней юры к югу Скифской плиты. В общей сложности в регионе автором было достаточно подробно описано и изучено более 200 полных или фрагментарных разрезов поздней юры - мела. Кроме того был использован огромный литературный материал как по геологическому строению закрытых участков территории (Предкавказье, Закавказье, Равнинный Крым), так и тематических работ по стратиграфии, тектонике и литологии всего региона. Для сравнения были использованы имеющиеся у автора и литературные материалы по строению разрезов Мангышлака, Туаркыра, Большого Балхана, Амударьинской впадины, Мизийской плиты и прогибов Центральной Болгарии. Кроме того был использован любезно представленный К.И. Кузнецовой материал шлифов пород из юрских разрезов Сирии. Как видим, все бассейны располагаются в совершенно различных крупных тектонических блоках и вполне могут служить объектами для достижения основной цели, поставленной в данной работе. Закономерности строения и история развития в позднем мезозое всей северной периферии Тетиса базируются на собственном и литературном материале.

сложности около 3000 прозрачных шлифов. Изучение глинистого вещества, пород детально не проводилось, но тем не менее'4 в лаборатории физических методов ГИН РАН А.И. Соколовой была проведена диагностика около 80 образцов.

Разработка каких-либо новых или уточнение существующих классификаций осадочных бассейнов не входила в нашу задачу и в данной работе мы использовали общую схему, основанную на нахождении бассейнов на разном типе земной коры и их положении относительно разных типов границ между плитами (Митчел и Реданг 1990).

Для сопоставления осадочных толщ и комплексов в разных бассейнах были использованы существующие стратиграфические схемы. Большой возрастной интервал и обширная территория региона не позволяет применить единую стратиграфическую схему, которой для отложений верхней юры, нижнего и верхнего мела всего региона просто не существует. Ссылки на используемые в работе стратиграфические схемы и их авторы указываются в соответствующих разделах и главах. Генетическая интерпретация отложений проводилась по методике литолого-фациального анализа, разработанной в Геологическом институте РАН членом-корреспондентом РАН П.П. Тимофеевым. Классификация терригенных и карбонатных пород и их микроскопическое изучение было проведено по методике соответственно В.Д. Шутова и А.Г. Коссовской (для терригенных) и Р. Данхема (1962) и А. Эмбри и Дж. Кповэна (1975) (для карбонатных).

Ссылки на использование тех или иных моделей седиментации или строения различных ландшафтных объектов даны в соответствующих разделах работы.

Апробация работы. Работы по теме диссертации были начаты в 1979 году по тематике проблемной комиссии 1Х (Геосинклинальный процесс и формирование Земной коры) многостороннего сотрудничества Академий наук Социалистических стран. Результаты исследований докладывались на заседании рабочей группы в 1979 г. в Бухаресте, в 1980 г. в г. Тбилиси, в 1984 г.(Москва, МГУ) на научной конференции «Проблемы геологии и минеральных ресурсов Большого Кавказа» в 1985 г. на У Всесоюзном семинаре «Формации осадочных бассейнов» (Москва, МГУ). С 1986 г. работы были сосредоточены на Западном Кавказе по теме «Мезозойские флишевые отложения Кавказа», с 1991 по 1997 г. в Крыму по теме «Геология террейна Горного Крыма», с 1996 г. по 1998 г. автор принимал участие в Международной программе «Перитетис».

Результаты исследований докладывались в 1990 г. на Всесоюзном совещании «Флиш и флишоидные комплексы в различных структурных зонах Земной коры» (Звенигород), на 16-ой сессии Международной седиментологической ассоциации (IAS) (Франция 1995), на 2-ом Международном симпозиуме по нефтяной геологии и нефтегазовому

потенциалу Черноморского региона (Турция 1996), на совещаниях по программе «Перитетис» (Москва 1996, 1997), на научных чтениях, посвященных 90-летию М.В. Муратова (Москва МГРИ 1998), на Международной конференции «Проблемы геологии и освоения недр» (Томск 1998), на первом и втором Всероссийских литологических совещаниях (Москва 2000, 2003), на 4-ом Международном симпозиуме по геологии Восточносредиземноморского региона (Турция 2001). Кроме того сообщения по теме работ делались на литологическом и тектоническом колоквиумах и конкурсных сессиях Геологического института РАН. Основные материалы и положения диссертации изложены автором в 33 публикациях в Российских и зарубежных журналах и сборниках трудов.

Структура и объем работы. Работа состоит из двух частей, включающих 9 глав, введения и заключения. В первой ее части рассматривается литологическое строение позднемезозойских комплексов в Закавказье, на Западном и Восточном Кавказе и в Крыму (главы 1-4). Здесь же коротко проводится описание комплексов южной части Туранской поиты, Преддобруджинского прогиба, Мизийской плиты и Ниш-Троянского прогиба, Северо-Запада Аравийской плиты и юга Восточно-Евразийской платформы (глава 5).Основные выводы о строении разрезов, этапное™ развития и строении бассейнов приведены в главе 6. Вторая часть работы посвящена фациальному составу позднемезозойских комплексов региона (глава 7) и далее разбираются особенности строения и типы карбонатных, биогенных и терригенных ритмично построенных комплексов (глава 8). Детально описан фациальный состав и взаимоотношения различных фаций в строении карбонатных склонов платформ, отдельных крупных биогермов, проведена их типизация, определены критерии и генетические признаки глубоководное™ или относительной мелководное™ ритмично построенных отложений подсклоновых конусов, выделен ряд их типов, сформировавшихся на разных глубинах в морском бассейне. В заключении работы в главе 9 рассмотрены история формирования, эволюция и закономерности строения осадочных чехлов в бассейнах северной периферии Тетиса, проведена корреляция основных геологических событий по центральному сектору Мезотетиса. Текст диссертации изложен на 389 страницах, содержит 112 рисунков (карты, колонки, разрезы, схемы), 10 фотографий и 10 таблиц, иллюстрирующих фациальные особенности позднемезозойских отложений. Список цитируемой литературы содержит 365 работ (315 русских и 50 иностранных авторов).

характер строения сохраняется в разрезах всех без исключения типов осадочных бассейнов и является отражением внешних седиментационных условий (фон) в процессе формирования чехлов этих бассейнов, приобретающих свою индивидуальность в зависимости от конкретных геодинамических обстановок

2.Формирование и развитие осадконакопления в позднемезозойских бассейнах Крымско-Кавказского региона происходило в два этапа, связанных с двумя крупнейшими геологическими событиями. Во-первых с перестройкой северной активной окраины Тетиса, сопровождающейся косой коллизией Нахичеванского и Закавказского блоков и Скифской плиты. Во-вторых с крупными меловыми правосторонними сдвиговыми движениями, связанными не только с постколлизионными явлениями, но и с раскрытием Северной Атлантики.

3. На основе анализа строения комплексов проведена их генетическая классификация. Выделены бентогенные и планктоногенные типы шельфовых карбонатных и глубоководные и относительно мелководные типы терригенных, карбонатно-терригенных и кремнисто-карбонатных отложений подсклоновых конусов и шлейфов.

4. В каждой из трех седиментационных периодов формирования чехлов осадочных бассейнов( позднеюрский, раннемеловой и позднемеловой) на шельфе и в прогибах формировались различные, но весьма специфические комплексы карбонатных и терригенных отложений. Предложены три модели осадконакопления в системе шельф -подножие материкового склона. Трем различным шельфовым комплексам: с карбонатным бентогенным осадконакоплением, с карбонатным планктонногенным осадконакоплением и с терригенными отложениями соответствуют песчано-карбонатный, песчано-глинистый и глинисто-известковый типы подводных конусов и шлейфов. Каждый из всех перечисленных комплексов имеет свои характерные черты фациального состава и строения конусов.

Благодарности. Работа выполнена в лабораториях «Литологии и геохимии терригенных формаций» и «Микропалеонтологии» Геологического института РАН. Полевые исследования по Крымскому региону проводились в тесном сотрудничестве с лабораторией «Офиолиты» Геологического института РАН и «Лабораторией региональной и исторической геологии» Московского геологоразведочного Университета. В ходе работ я постоянно пользовался поддержкой, консультациями и советами академика РАН А.Л. Книппера, члена-корреспондента РАН П.П. Тимофеева, К.И. Кузнецовой, A.C. Перфильева В.Б. Курносова, Е.А. Успенской, Ю.А. Воложа, Л.И. Боголюбовой, В.Н. Кононова, Г.Е. Некрасова, А.Я. Шараськина, В.В. Липатовой, Л.Е. Штеренберга, Б.В. Полянского, В.И. Копорулина, Ю.Г. Цеховского. Помощь в проведении полевых работ на Кавказе оказали автору сотрудники Геологического института Грузинской Академии Наук P.A. Гамбашидзе, Г.А. Чихрадзе, Ш.А. Беридзе, С.Г. Баланчивадзе.

Организация и проведение многих полевых исследований были бы невозможны без помощи О.В. Аникеевой и A.B. Арешина. Всем перечисленным коллегам я приношу искреннюю благодарность. Особо хочу поблагодарить заведующую лабораторией «Микропалеонтология» Н.В. Гореву за поддержку и предоставление мне исключительно благоприятных условий при выполнении данной работы.

2. Литологическое строение, седиментационные комплексы и этапность формирования позднемезозойских отложений в бассейнах северной периферии Тетиса.

Крымско-Кавказский регион.

На Малом Кавказе в разрезе позднемезозойских отложений выше последовательно выделяются ряд толщ: 1) терригенных нижнеюрско-ааленских, и эффузивных байосско-батских отложений последовательно выделяется ряд толщ (табл. 1): 1) терригенная келловейская, 2) карбонатно-вулканогенная оксфордско-берриасская, 3) карбонатная валанжин-барремская, 4) терригенная аптско-альбская, 5) терригенно-вулканогенная сеноманско-сантонская, 6) карбонатная кампанско-маастрихтская. Следует отметить, что карбонатная толща валанжина-баррема в пределах Малого Кавказа распространена крайне неравномерно как за счет почти полного размыва в предаптское время, так и за счет сокращенной седиментации в готериве-барреме. Для позднеюрско-мелового времени отчетливо устанавливаются три крупных этапа осадконакопления: два карбонатных и один терригенный или терригенно-вулканогенный. Первый этап карбонатно-вулканогенный (чисто карбонатный в конце) охватывает возрастной интервал от оксфорда (келловея) до баррема, второй этап начинается терригенными отложениями апта-альба и заканчивается терригенно-вулканогенной толщей сеномана-сантона. Наконец третий этап - карбонатный связан с концом позднего мела с кампанским и маастрихтским временем и продолжался в палеоцене (даний). Разрез двух возрастных интервалов не содержат внутри себя прослоев или пачек карбонатных пород. В отношении сеноманско-аптской толщи следует отметить, что в отложениях турона, коньяка и сантона встречаются крупные линзы глинистых и песчанистых известняков, но количество и площади их распространения резко ограничены и в этот этап превалирует вулканогенное и терригенное осадконакопление.

Рассматривая геологическую историю Малого Кавказа в позднем мезозое обозначаются два цикла развития региона: первый келловейско-барремский, отделенный крупным несогласием от среднеюрских вулканитов и второй аптско-маастрихтский также отделенный несогласием от ниже лежащих отложений. Каждый цикл начинается терригенной толщей (келловейской в первом и аптско-сеноманской во втором циклах), за которой следует вулканогенная или карбонатно-вулканогенная (оксфордско-берриасская в первом и туронско-саитонская во втором циклах). Венчается каждый цикл

карбонатной толщей (готеривско-барремской в первом и кампанско-маастрихтской (датской) во втором циклах). Самый ранний цикл развития Малого Кавказа в мезозое - нижне-среднеюрский в данной работе нами не рассматривается, но в принципе он имеет также трехчленное строение, однако карбонатные толщи в его строении отсутствуют.

Таким образом в позднемезозойской геологической истории Малого Кавказа существовало два крупных цикла развития и два уровня карбонатонакопления.

Севано-Акеринская зона (офиолитовая) как самостоятельная структурная единица выделена нами отдельно от региона Малого Кавказа. Суммируя материал, характеризующий очень сложное строение разрезов мезозоя Севано-Акеринской зоны также можно наметить определенную вертикальную последовательность толщ (табл.1 ). О составе нижне-среднеюрской толщи можно косвенно судить лишь по олистолитам или обломкам в брекчиях. Отчетливо устанавливается лишь байосско-батская эффузивная толща. В разрезе верхней юры и мела снизу вверх выделяются толщи: 1) терригенно-вулканогенная, местами терригенно-вулканогенно-кремнистая келловейско-кимериджская или в аллохтоне, 2) карбонатная или вулканогенно-терригенно-карбонатно-кремнистая титонско-барремская, 3) терригенная (флишоидная) аптско-нижнесеноманская, 4) терригенная (олистостромовая) верхнесеноманско-нижнеконьякская, 5) терригенная верхнеконьякско-сантонская, 6) карбонатная местами терригенно-карбонатная толща кампана-маастрихта (дания). Аналогично Малому Кавказу в разрезах нижнего мезозоя Севано-Акеринской зоны устанавливается рад этапов осадконакопления: два карбонатных, два терригенных и вулканогенная часть первого нижне-среднеюрского этапа. Второй терригенно-вулканогенный этап (терригенно-вулканогенно-кремнистый), охватывающий келловейско-кимериджский возрастной интервал, третий карбонатный (терригенно-карбонатно-кремнистый) титонско-барремский, четвертый терригенный аптско-сеноманского возраста и наконец пятый карбонатный этап кампанско-датский. В келловейско-кимериджской толще в верхней части ее разреза часто появляются прослои кремнистых известняков, а в низах титонско-барремской карбонатной толщи обычно тонкие прослои аргиллитов и кремнистых пород. Карбонатность разреза увеличивается от низов верхнеюрской его части к верхам и максимальна в первой половине нижнемеловой части общего разреза карбонатной толщи.

Судя по строению верхнеюрско-мелового разреза Севано-Акеринской зоны намечаются два цикла истории его формирования. Первый цикл келловейско-барремский и второй, отделенный от него размывом и несогласием, аптско-маастрихтский (датский). Границы циклов проводятся по подошве келловейский и аптских отложений, что полностью соответствует объему циклов Малого Кавказа, однако

границы отдельных элементов этих мегациклов не совпадают. Если в первом цикле на Малом Кавказе нижняя терригенная пачка охватывала лишь келловейский ярус, выше которой располагалась вулканогенно-карбонатнаяя оксфордско-берриасская толща, то в Севано-Акеринской зоне терригенно-вулканогенная, лишенная карбонатов толща соответствует келловею-кимериджу, а выше располагается карбонатная толща титона-баррема. Подобное несовпадение возрастных рубежей карбонатонакопления связано, как мы считаем, с образованием известковых осадков в мелководных условиях дуги Малого Кавказа при интенсивной эффузивной деятельности подавляющей седиментацию и более глубоководными условиями формирования карбонатных и карбонатно-кремнистых осадков южного склона этой дуги, откуда собственно и попали эти породы в сложный осадочно-вупканогенный комплекс Севано-Акеринской зоны. Следует отметить, что максимум нахождения карбонатных образований в верхах толщи в этих структурах совпадает. Что касается второго цикла развития, то уже говорилось, начало его едино во времени в обеих структурах (апт), а граница между терригенной и карбонатной толщами в целом совпадает. Основное отличие заключается в строении нижней части цикла. На Малом Кавказе апт-альб сложен терригенной, а сеноман-сантон вулканогенно-терригенной толщей, в то время как в Севано-Акеринской зоне аптско-сеноманская часть сложена «флишем», турон-коньякская олистостромой, а среднеконьякско-среднесантонская терригенной ритмичной молассоидной пачкой. Эти отличия связаны исключительно с историей развития Севано-Акеринской зоны, с коллизией Закавказского и Нахичеванского блоков в конце раннего и перемещением всего офиолитового комплекса из Зангезурской зоны на север в пределы Малого Кавказа в позднем мелу.

Закавказский массив разделяется на два крупных блока -Грузинскую и Артвино-Азербайджанскую глыбы. Распространение различных толщ или комплексов крайне неравномерно на территории массива как в связи с отсутствием седиментации в определенные отрезки геологического времени, так и по причине внутриформационных или межформационных размывов, образовавшихся ранее отложений. В разрезе мезозоя в его основании на кристаллическом палеозойском фундаменте залегает терригенная гетанг-ааленская толща, сменяющаяся выше вулканогенным байосско-батским комплексом. На Артвино-Азербайджанской глыбе вулканическая толща имеет значительно большие мощности, чем на западе массива и, возможно, охватывает более широкий чем байос-батский возрастной интервал. Достоверно установленные отложения келловейской (1) терригенной толщи распространены лишь по северной окраине Грузинской глыбы. Вполне вероятно, что красноцветная терригенно-вулканогенная толща, слагающая основание верхнеюрского терригенно-эвапоритового

комплекса Колхидской впадины, также по возрасту является келловейской. Залегающей выше терригенно-карбонатный комплекс оксфорда-баррема широко распространен по северной периферии Грузинской и в центральных частях Артвино-Азербайджанской глыб. Этот комплекс имеет достаточно сложное строение Нижняя его часть (2) представлена терригенными и карбонатными (рифогенными) отложениями оксфорда-титона, в Колхидской впадине и по ее северной периферии одновозрастными красноцветной терригенной и терригенно-эвапоритовой толщами. На Артвино-Азербайджанской глыбе титонская часть толщи размыта, а на известняках кимериджа с несогласием залегает карбонатная толща беррема-среднего альба. На Грузинской глыбе верхнеюрские отложения перекрыты (3) берриас-аптской карбонатной толщей. Альбско-сеноманская вулканогенная толща (4) залегает в глубинном Аджаро-Триалетском прогибе фациально замещаясь по северной периферии альбскими карбонатными и сеноманскими терригенными породами, а на юге наращивается по вертикали вулканитами сеномана-кампана. По северу Грузинской глыбы берриас-аптская карбонатная толща надстраивается вверх карбонатными отложениями альба, с некоторым увеличением в верхах толщи содержания терригенных и иногда туфогенных прослоев (верхний альб). В этом районе выше распространена (5) терригенная толща сеномана и далее (6) вулканогенно-терригенно-карбонатная толща турона-сантона. Венчает разрез верхнего мела залегающий плащом по всей территории карбонатный комплекс кампана-маастрихта (дания). Как видно из всего выше изложенного, чехол Закавказского массива, а особенно его позднеюрско-меловая часть, имеет крайне сложное строение, с одной стороны отражающее разнообразие геодинамических и седиментационных условий условий, а с другой стороны выявляя резкие отличия в развитии относительно стабильной Грузинской и более подвижной Артвино-Азербайджанской глыб. Обилие вулканических отложений, перемежающихся с осадочными комплексами или латерально замещающими их усложняет установление мегацикличности строения разрезов позднемезозойской части чехла массива. Если проследить границы мегациклов, выделенных на Малом Кавказе, то выясняется, что первый цикл также начинается с терригенных отложений келловея, лежащих несогласно на байосско-батской толще или на складчатом палеозойском фундаменте. Учитывая, что на большей части территории Закавказского массива келловейские отложения отсутствуют, здесь нижний первый цикл начинается либо с терригенных красноцветных, либо терригенно-карббнатных' толщ оксфорда-титона. В центральной части и скорее всего на всем северо-вйстоке Артвино-Азербайджанской глыбе первый цикл слагается толькокарбонатными, часто рифогенными с эффузивами отложениями оксфорда-кимериджа, несогласно перекрывающимися карбонатно-терригенной толщей альба, залегающей

в основании верхнего второго мегацикла. На Грузинской глыбе выше оксфорд-титонского терригенно-карбонатного, а в Колхиде терригенно-эвапоритового комплекса, перекрывая его, а часто ложась на палеозойские породы или вулканиты байоса, залегает мощный достаточно однородный карбонатный комплекс берриаса (валанжина) -альба, слагая местами целиком весь цикл. Выше расположена терригенная толща сеномана, залегающая несогласно на отложениях альба и, по-видимому, являющаяся по всей северной периферии Грузинской глыбы основанием второго мегацикла. Основная часть его разреза слагается карбонатной, а в районе Цхалтубо и Кутаиси карбонатно-вулканогенной толщей турона-маастрихта (дания). Таким образом, на Грузинской глыбе граница между первым и вторым мегациклами относительно таковой НА Малом Кавказе смещена от основания альба к его кровле или основанию сеномана, очень не отчетлива, а местами просто не выявляется и весь разрез позднего мезозоя слагается единым, в целом, карбонатным комплексом берриас-маастрихта (дания). Нижнемеловая его часть сложена преимущественно биодетритовыми, а верхняя песчанистыми и глинистыми известняками. Судя по разрезам в Аджаро-Триалетии и на севере Храмского выступа фундамента мощная вулканогенная толща альба-сеномана залегает с несогласием на верхнеюрских-нижнемеловых карбонатах первого мегацикла. Следовательно, она вполне может быть принята за основание второго мегацикла и отчетливо коррелируется с цикличностью Малого Кавказа. В Аджаро-Триалетии и Храмском выступе фундамента вулканогенная толща перекрывается вулканитами и известняками турона-сантона на юг латерально замещающимися мощными вулканогенным одновозрастным комплексом. Венчается разрез второго мегацикла однородными карбонатными отложениями кампана-маастрихта (дания).

Артвино-Азербайджанская глыба Закавказского массива очень близка по истории развития и коррелируемости мегацикличности Малому Кавказу. На Грузинской глыбе особенно в ее северной периферии развитие геологических событий и особенности осадконакопления не всегда коррелируются с Малым Кавказом и Артвино-Азербайджанской глыбой, особенно с ее южной частью. По-видимому, в позднем мезозое последние составляли единую область с весьма близкими геодинамическими и седиментаицонными обстановками и были отделены от Грузинской глыбы по тектонической или какой-либо другой границе, скорее всего проходящей где-то по югу Аджаро-Триалетии. Максимум карбонатонакопления в Закавказье приходится на оксфорд-баррем (рифогенный комплекс кимериджа-титона, биодетритовый берриаса-баррема) в первом цикле и сантон-маастрихт во втором(известняково-мергельный фитогенный).

Северное Предкавказье, и западное погружение Большого Кавказа.

Для выявления сходства и различия в условиях седиментации и синхронности геологических событий рассмотрим отдельно западную и восточную части Предкавказья.

Кубанский прогиб и западное погружение Кавказа.

В регионе для позднего мезозоя снизу вверх последовательно выделяются следующие толщи: 1) терригенная нижне-среднекелловейская, залегающая несогласно на отложениях бата и аалена, 2) карбонатная (в том числе рифогенная) верхнекелловейско-валанжинская, распространенная по северному склону Большого Кавказа. В центральной части Кубанского прогиба (Лабинская впадина) этот карбонатный комплекс замещается: карбонатной толщей оксфорда , мощной карбонатно-эвапоритовой толщей кимериджа среднего титона и терригенной пестроцветной толщей верхнего титона. На большей части Лабинской впадины отложения берриаса-валанжина размыты и на титонских известняках в лестроцветах с размывом залегает терригенная толща апта-альба (3). На юго-западном погружении Кавказа в Абино-Гунайской зоне весь разрез келловея-валанжина слагается мощным линзовидно-пестроцветным терригенным внизу и карбонатно-терригенным вверху разреза комплексами. Отчетливо выделяются три крупные пачки, разделенные несогласиями: терригенные келловейская и оксфордская (1), залегающие в крупном эрозионно-тектоническом прогибе, поперечном Кавказскому простиранию и карбонатно-терригенная толща кимериджа-валанжина (2), перекрывающая плащом всю площадь Абино-Гунайской впадины. В верхнеюрско-валанжинской толще этого региона прослеживаются три уровня накопления крупнообломочных и глыбовых отложений - нижнекелловейский, оксфордский и берриасский, распространенные в основном в восточной части Абино-Гунайской зоны. Следовательно, для келловейско-берриасского интервала разреза в Западно-Кавказском регионе выделяются три одновозрастных латерально сменяющих друг друга комплекса: терригенный и карбонатно-терригенный на юге , карбонатный и карбонатно-эвапоритовый, перекрываемый пестроцветным терригенным толщами в центральном Предкавказье. Подобный тип строения разрезов и распределение их по площади весьма близок к таковым в западной части Закавказского массива, что и необходимо здесь отметить. Увеличение карбонатное! и отложений в Абино-Гунайской зоне происходит в верхней части терригенного комплекса в виде появления в титонских отложениях большого количества прослоев и линз карбонатных обломочных. пород: калькаренитов, кальцирудитов или глинистых известняков и мергелей, позволяющих относить титонско-берриасскую толщу к карбонатно-терригенному типу.

Верхнеюрско-берриасские сложно построенные толщи по всему региону перекрываются терригенными (песчано-глинисггыми) породами готерива-альба. В районе Армавиро-Невинномысского вала в верхней части этой толщи отчетливо выделяется аптско-альбская вулканогенная пачка. Вулканиты залегают на достаточно ограниченной площади, связаны с зоной разломов и достаточно отчетливо коррелируются с вулканогенными толщами Малого Кавказа и Западного Закавказья. Надстраивают позднемезозойский разрез по всему региону терригенно-карбонатная сеноман-нижнетуронская (4) и карбонатная

верхнетуронско-маастрихтская (5) толщи. Распространение терригенно-карбонатной толщи неравномерное, а карбонатная перекрывает плащом всю территорию.

В Новороссийско-Лазаревском прогибе южного склона Западного Кавказа верхнеюрские отложения встречаются исключительно в восточной его части. Здесь на терригенных и вулканогенных отложениях средней юры с несогласием залегает мощный терригенный ритмично слоистый комплекс келловея-оксфорда (1), отдельные пачки которого, особенно в верхах разреза толщи, несут признаки образования из автокинетических потоков. Перекрывается он кимериджско-валанжинской карбонатно-терригенной (участками карбонатной) толщей (2). Над ней залегает мощная апт-альбская терригенная толща (3) ритмично переслаивающихся песчаников, алевролитов и глин с крупнообломочным горизонтом в основании альбской части разреза. Выше местами с отчетливым размывом, но без несогласия располагается терригенно-карбонатный комплекс верхнего мела (4), причем максимум распространения карбонатных пород связан с сантонско-кампанской частью разреза. Практически все верхнемеловые отложения с той или иной отчетливостью несут признаки образования из слабо нагруженных автокинетических потоков или переработаны ламинарными течениями возможно контурного типа.

Для всех структурных зон Западно-Кавказского региона отмечается два пика карбонатонакопления - это кимериджско-валанжинский (местами оксфордско-валанжинский) и верхнемеловой (сантонско-маастрихтский), разделенный готеривско-альбским терригенным комплексом.

Рассматривая цикличность в развитии Западно-Кавказского региона можно уверенно говорить, что граница нижнего мегацикла, связанная с основанием келловейской терригенной толщи, отчетливо прослеживается и на Западном Предкавказье и Кавказе. . Граница второго мегацикла достаточно отчетлива и соответствует как и в Закавказье основанию терригенной толщи сеномана-турона, выше которой залегает мощная генетически разнородная карбонатная на платформе и терригенно-карбонатная в Новороссийско-Лазаревском прогибе толща турона-маастрихта. Как видно, двуцикличность в развитии региона выдерживается, а граница верхнего цикла для

Западного Кавказа весьма близка таковой Грузинской глыбы. Важно отметить, что нижняя часть первого мегацикла практически по строению идентична Закавказью, а верхняя его половина (готерив-альб) в Закавказье сложена преимущественно карбонатной' на Западном Кавказе представлена терригенной толщей.

Кимериджско'-валанжинские и готерив-барремские толщи в этом районе имеют строение в виде крупных взаимосрезающихся линз, характеризуются очень изменчивыми мощностями с резким их увеличением в центральной части зоны и уменьшением либо на запад, либо, как в случае берриас-валанжинской толщи, на запад и восток. Кроме того отмечено отчетливое увеличение ширины и мощности линз в западном направлении, ритмичное строение толщ в основном из двукомпонентных ритмов, отмечено обилие текстур подводного оползания, обвальных глыбовых брекчий, уменьшение размерности обломочного материала с востока на запад и увеличение карбонатности пород в том же направлении. Все эти признаки позволяют нам достаточно уверенно предположить клиноформное строение кимериджско-берремской толщи с уменьшением угла склона и проградирующим смещением ореала клинотемы от верхней юры к нижнему мелу с востока на запад. Отложения апта и альба в Абино-Гунайской клиноформе в конце мела выполняли роль ундатемы, перекрывая горизонтально лежащим плащом косонаслоенную ее часть.

Восточное Предкавказье и восточное погружение Большого Кавказа по строению и составу компонентов отложений, слагающих юрско-меловой разрез позднего мезозоя, весьма близко Западному Предкавказью. В основании верхнеюрского разреза обычно с размывом или несогласием на терригенных породах средней и нижней юры, а в центральной части поперечного Орджоникидзовского прогиба без видимого несогласия на отложениях бата залегает терригенная и карбонатно-терригенная толща нижнего-среднего келловея (1). Выше с полной аналогией Западному Предкавказью располагается в целом очень сложно построенный карбонатный комплекс верхней юры-низов нижнего мела (2). В центральной части Терского прогиба его кимериджско-титонская часть представлена карбонатно-эвапоритовой толщей, которая к окраинам достаточно резко переходит в карбонатную, а на северной и восточной перифериях прогиба в терригенно-карбонатную и далее терригенную красноцветную толщи. Этот комплекс, определяемого нами как карбонатный, .эвапоритово-карбонзтный, схватывает возрастной интервал от верхнего келловея до валанжина с незначительной стратиграфической диастемой в середине верхнего тйтона в отличии от этого региона Западного Предкавказья на его востокё и по Клонокпинали северного склона Большого Кавказа верхний титон' и вся ёыше лежащая часть разреза до валанжина включительно, отсутствующая на большей территории Лабинской впадины, слагается карбонатными мелководными отложениями.

Красноцветы распространены по периферии Терского прогиба и в Дагестане, где они накапливались в обширной лагуне, отгороженной от бассейна южного склона Большого Кавказа Шахдагской рифовой системой. Третьим от основания позднемезозойского разреза в Восточном Предкавказье является очень мощный терригенный комплекс готерива-альба(З), сложенный алеврито-песчаными пачками в нижней и преимущественно глинистыми в верхней его частях. В моноклинали северного склона Большого Кавказа отложения сеномана, отделенные отчетливой границей от глинистой толщи альба, залегают в основании карбонатного комплекса верхнего мела (4). Как обычно, к краевым частям и на западе Терского прогиба карбонатные толщи сменяются терригенно-карбонатными, а местами (Ставропольское поднятие и периферия прогиба) терригенными глауконитовыми толщами, весьма близкими по строению к слоям альба. Следует отметить, что внутри верхнемелового комплекса, особенно по моноклинали южного склона и в Дагестане, отмечается отчетливый внутриформационный размыв и участками (междуречье Баксан-Терек)) кампанОмаастрихтская карбонатная пачка лежит на альбских глинах. В Дагестане к верхней части верхнемелового карбонатного комплекса приурочены мощные горизонты подводнооползневых отложений.

В Чиаурском прогибе южного склона Большого Кавказа в основании позднемезозойского разреза с размывом, а в отдельных участках с постепенным переходом (Сванетия) залегает терригенная толща келловея-нижнего оксфорда(1), перекрываемая карбонатно-терригенной толщей верхнего оксфорда-титона (2). В карбонатно-терригенной части верхнеюрского разреза карбонатная составляющая представлена в основном обломочными породами: калькаренитами, кальцирудитами или брекчиями. Глинистые или микритовые известняки здесь крайне редки, что в целом отличает строение разреза оксфорда и особенно титона Чиаурского прогиба от строения одновозрастных комплексов Новороссийско-Лазаревской зоны. На северном борту Чиаурского прогиба титонские отложения более близки западно-кавказским и представлены биодетритовыми и песчанистыми известняками. Значительное увеличение содержания карбонатов отмечается в верхнеюрском разрезе Дибрарского прогиба, где в его основании также залегает терригенный комплекс келловея (1), но обычно с явными следами размыва и несогласия в основании. Здесь выше по разрезу располагается терригенная «пестроцветная» толща келловея-оксфорда, и, наконец, венчает верхнеюрский разрез ритмично построенная терригенно-карбонатная толща кимериджа-титона (2) с прослоями микритовых и детритовых известняков. Как мы видим, верхнеюрская часть разреза Чиаурского и Дибрарского прогибов по своему составу достаточно близки и везде прослеживается тенденция увеличения карбонатности к кровле титонских отложений. Выше, надстраивая терригенно-карбонатные отложения титона, в Чиаурском и

Дибрарском прогибах залегает терригенно-карбонатная толща берриаса-валанжина, венчая второй снизу в разрезе кимериджско-валанжинский терригенно-карбонатный комплекс. Как и по всему Восточному Кавказу верхняя половина нижнемелового разреза в Чиаурско-Дибрарском прогибе слагается терригенным комплексом готерива альба(З). В верхней части этого комплекса по южной части Чиаурской зоны залегают вулканогенные отложения альба, а по южной части Дибрарского прогиба в Вандамской впадине распространена мощная эффузивно-пирокластическая толща верхнего альба-сеномана.. Вулканиты, располагающиеся в пограничных зонах Закавказского массива и прогиба южного склона Большого Кавказа, отчетливо коррелируются с альбскими или альб-сеноманскими вулканическими пачками Западно-Кавказского региона. Верхнемеловые отложения Чиаурско-Дибрарского прогиба в западной его части ложатся по отчетливой границе или иногда с размывом на альбской толще и слагают достаточно сложно построенную терригенную толщу нижнего сеномана (4). Выше верхнемеловой разрез подразделяется на две части : терригенно-карбонатно-кремнисту. Верхнего сеномана-нижнего турона (5) и карбонатную верхнего турона-дания (6). Верхнемеловой разрез Дибрарской зоны в целом также имеет трехчленное строение: нижняя терригенная толща сеномана, терригенно-карбонатная средняя толща турона-коньяка и вверху преимущественно карбонатная толща сантона-дания. Обращает на себя внимание некоторое несоответствие границ всех трех толщ в Чиаурском и Дибрарском прогибах. Вряд ли подобное несовпадение может быть несовершенством или погрешностями стратиграфических исследований, а скорее всего связано с различиями в истории развития Грузинской и Артвино-Азербайджанской глыб Закавказского массива.

Мегациклы .прослеживаемые нами по Кавказскому региону, на востоке практически идентичны установленным в Закавказье и Западном Кавказе. Первый мегацикл охватывает келловейско-альбскую часть разреза и практически везде слагается тремя комплексами -терригенным в нижней части (келловей-оксфорд), терригенно-карбонатным или карбонатным в средней части (кимеридж-валанжин) и терригенным в кровле (готерив-альб) с вулканогенной толщей вверху цикла. Второй мегацикл на большей части территориии (Скифская плита) Восточного Кавказа слагается единым карбонатным комплексом, разделяясь в прогибе южного склона на три толщи: терригенную, терригенно-карбонатную и карбонатную. Границы, объемы циклов и объемы слагающих эти циклы комплексов практически идентичны по всему Кавказскому региону. Можно отметить для Восточного Кавказа, как и для всего Кавказского региона, два крупных пика карбонатонакопления, связанные с кимериджско-валанжинским и верхнемеловым возрастным интервалом. Некоторое увеличение

карбонатности также отмечено для конца третьего терригенного готерив-альбекого комплекса.

Крым. Геологическое строение Горного Крыма и платформенной равнинной части полуострова резко различны. В Горном Крыму на терригенных и вулканогенных отложениях триаса, нижней и средней юры в основании верхнеюрского разреза на размытой и деформированной поверхности распространена терригенная пачка келловея (1), отделенная от выше лежащей нижнеоксфордской терригенно-карбонатной (в том числе рифогенной) толщи (2) несогласием и размывом. Выше лежащая сложно построенная терригенная, терригенно-карбонатная и карбонатная толщи (3) верхнего оксфорда-титона также отделена несогласием и размывом от нижнего оксфорда. Терригенно-карбонатная толща (4) берриаса-валанжина венчает позднемезозойский разрез Горного Крыма. Резкие латеральные переходы разнофациальных толщ, многочисленные перерывы, размывы и мощные толщи крупнообломочных образований очень усложняют картину строения разреза и отражают сложность тектонической истории региона и полицикличность геодинамического развития позднеюрско-раннемеловых бассейнов. Готерив-альбская терригенная толща залегает в основании платформенного чехла на юге равнинной части Крыма. На севере полуострова в Северо-Кроымском прогибе средне-верхнеальбекие отложения представлены вулканической толщей вполне сопоставимой как по возрасту, так и по составу пород с аналогичными образованиями Армавиро-Невынномысского вала Западного Кавказа, вулканитами Сочинской, Чиаурской, Вандамской зон прогиба южного склона Большого Кавказа и Аджаро-Триалетской зоны Закавказья. Верхнемеловой разрез представлен единым карбонатным, лишь участками терригенно-карбонатным комплексами сеномана-маастрихта. Отмечено незначительное несогласие в основании кампанско-маастрихтской толщи и более широкое площадное ее распространение.

Следовательно, как и на Кавказе, в Крыму выделяются два этапа карбонатонакопления оксфордско-валанжинский (берриасский) и верхнемеловой, разделенные готерив-альбеким периодом накопления преимущественно терригенных осадков. В то же время в распространении осадочных комплексов в Горном Крыму прослеживается определенная закономерность. Терригенные и терригенно-карбонатные толщи накапливались в течении ., практически, всей поздней юры и первой половины раннего мела во впадинах и прогибах как в западной так и в восточной части региона, а карбонатные, в том числе и мощные рифогенные толщи, на поднятиях или по их периферии и на бортовых участках прогибов.

Таким образом, рассматривая историю осадконакопления, можно отметить, что в Крымско-Кавказском регионе в мезозойской истории выделяются два этапа интенсивного накопления карбонатных комплексов: позднеюрский (оксфорд-валанжин) и позднемеловой (турон-

даний ), разделенные периодом образования преимущественно терригенных (или вулканогенных) осадков (баррем-сеноман). Исключения из этого правила и формирование терригенных, карбонатно-терригенных или вулканогенно-терригенных толщ на общем фоне преобладания карбонатонакопления связано с локальными геодинамическими, тектоническими или ландшафтно-фациальными особенностями развития отдельных осадочных бассейнов или их частей.

В отношении цикличности строения Горного Крыма существуют определенные трудности увязки этапов его геологического развития с Кавказским регионом. Резкое несогласие между келловейскими, нижнеоксфордскими, верхнеоксфордско-титонскими (валанжинскими) и различные площади распространения верхнеюрско-валанжинских с одной стороны и готерив-альбских и верхнемеловых толщ с другой не позволяют нам связать вместе все эти толщи и комплексы.

По нашему мнению, Крыму можно выделить следующие «местные» циклы развития регионажелловейский, нижнеоксфордский, верхнеоксфорд-титонский, берриас-валанжинский и готерив-барремский для Горного Крыма. Для Равнинного Крыма это будет: меловой с особым отделением готерив-барремской и кампан-маастрихтской толщ. Каждый из этих циклов начинается терригенной пачкой и заканчивается либо карбонатной, либо глинистой или глинисто-известковой. Каждый цикл, выделенный в разрезе позднего мезозоя Крымского полуострова отвечает определенной геодинамической обстановке, условиям осадконакопления или связан с глобальными или региональными геологическими событиями, происшедшими в Северо-Тетическом регионе.

По всему Крымско-Кавказскому региону северной периферии Тетиса для позднего мезозоя нижняя граница первого мезоцикла совпадает с основанием келловейской толщи, сложенной в подавляющем большинстве случаев терригенными отложениями и залегающей с размывом или угловым несогласием на различных породах нижней или средней юры. Следовательно этот рубеж един для всего региона и отражает крупное событие в геологической и геодинамической истории в центральном секторе северной периферии Тетиса. В отношении верхней границы нижнего мегацикла, который мы прослеживаем по всему региону, включая и Крым, также особых трудностей не имеется, она отчетливо совпадает с кровлей валанжина. Гстерив-барремская терригенная толща распространена по северной части Горного и югу Равнинного Крыма и может считаться как бы «переходной», т.к. занимает вполне определенное тектоническое положение, перекрывая шовную зону сочленения террейна и Скифской плиты и ограничена сверху и снизу отчетливыми поверхностями размыва. Наконец, второй мегацикл полностью, даже в деталях своего строения, совпадает с таковым, выделенным для Западного Кавказа.

Таким образом двуцикличность истории развития Крыма, в целом, вполне сопоставляется с Кавказским регионом, отличаясь от него более сложным строением и соответственно историей геологического (геодинамического) развития в келловейско-валанжинское время (первый мегацикл развития).

Общие закономерности позднемезозойского осадконакопления на северной активной окраине Тетиса подтверждаются в работе анализом строения разрезов других крупных бассейнов этого региона на востоке: Мангышлак, Туаркыр, Амударьинская впадина, Преддобруджинский (Пандаклийский) прогиб, Мизийская плита, Ниш-Троянский прогиб и т.д.

Туранская плита

Как и в Кавказском регионе на Туранской плите в позднем мезозое существовали две крупные зоны, различающиеся характером накапливавшихся отложений: 1) осадочные бассейны юга плиты, отличающиеся платформенным или субплатформенным типом седиментации, 2) окраинные бассейны северной периферии Тетиса с флишевыми, флишоидными или карбонатно-глинисто-кремнистыми пелагическими осадками. Для верхней юры в Предкавказье разрезы разделяются на три части (или комплекса): 1) карбонатно-терригенная нижне-среднекелловейская, 2) карбонатная верхнекелловейско-оксфордская, 3) карбонатно-эвапоритовая, относимая к кимериджу-титону. На приподнятых участках юга Туранской плиты нижний карбонатно-терригенный комплекс залегает с размывом и часто несогласно на различных горизонтах нижней -средней юры и имеет нижне-среднекелловейский возраст, а в опущенных участках Амударьинской впадины он аналогичен толще Орджоникидзовского прогиба Восточного Предкавказья и относится к верхнему бату -раннему келловею. Практически по всему Среднеазиатскому региону выше по разрезу залегает среднекелловейско-оксфордский карбонатный рифогенный комплекс (табл.5). Характер строения этого комплекса и его возраст выдерживается от Большого Балхана на западе до Кугитанга на востоке и практически аналогичен одновозрастному комплексу Восточного Предкавказья. В центральной и восточной частях Амударьинской впадины выше залегает кимеридж-титонский карбонатно-эвапоритовый комплекс, сложенный в краевых участках бассейна известково-доломитовыми, а в центральной части сульфатно-галоидными породами и в отличие от Кавказа в верхней части этого комплекса встречаются линзы и прослои калийных солей. Верхняя часть карЬонатно-эвапоритового комплекса, относимая к верхнему титону (или титону-берриасу), слагается пачкой красноцветных карбонатно-терригенных доломитизированных пород. Такой характер разреза, когда карбонатно-эвапоритовая толща перекрывается терригенной красноцветной пачкой, как мы указывали ранее,, характерен для Западно-Предкавказского бассейна.

Нижняя толща мелового разреза на большей части юга Туранской плиты в отличии от Кавказа подразделяется на две части. Место карбонатной берриасско-валанжинской и терригенно-карбонатной готерив-барремской толщ, распространенных на Скифской плите, Мангышлаке, Туаркыре, в центральной части Амударьинской впадины и на хр. Кугитанг частично или целиком занимают пестроцветные терригенные и терригенно-карбонатные отложения берриаса-баррема. Верхняя аптско-альбская часть разрезов нижнего мела на этой территории сложена морскими терригенными отложениями. На самом западе Туранской плиты лагунными красноцветами замещены лишь готеривские отложения Куба-Дага и валанжинская толща Туаркыра.

Венчает терригенный нижнемеловой комплекс по западной части Туранской плиты начинается терригенная толща сеномана, в центральной части Амударьинской впадины, сменяющейся терригенно-карбонатными отложениями. По периферии впадины, особенно в ее западной и северо-западной части в основании сеномана отмечается отчетливый размыв с базальным конгломератом. В центральной и восточной частях Туранской плиты весь разрез верхнего мела представлен терригенно-карбонатными отложениями. Подобное строение верхнемеловой толщи Туранской плиты достаточно резко отличается от строения разрезов верхнего мела Крымско-Кавказского региона, хотя в отдельных участках южной и, особенно, западной частей Среднеазиатского региона преобладающий карбонатный состав комплекса сохраняется. Увеличение доли терригенных отложений в северной, центральной и восточной частях Амударьинской впадины связаны, по нашему мнению, с усилением тектонической активности к концу мезозоя в этом регионе и , как следствие этого, увеличением контрастности рельефа в областях сноса и некоторой перекомпенсацией бассейна седиментации

В разрезах позднего мезозоя Туранской плиты, хотя и мене отчетливо чем на Кавказе, мы видим двуцикпичность их строения и совпадение границ этих циклов с выделенными для Скифской плиты, особенно отчетливо проявляющихся на поднятиях и по периферии Амударьинской впадины. В целом в разрезе выделяются те же комплексы, что и на Кавказе, хотя имеются некоторые отличия в связи с особым тектоническим положением мелового бассейна Туранской плиты. Помимо двуцикличности развития, в истории осадконакопления на юге Туранской плиты в мезозое можно также отчетливо выделить дваэтапа карбонатонакопления: верхкетриасовый, верхнеюрско-валанжинский и верхнемеловой, разделенные этапом терригенной седиментации готеривско-сеноманским, что соответствует практически полностью этапности типов осадконакопления в Крымско-Кавказском регионе.

Преддобруджинский прогиб К северу от сильно дислоцированных палеозойских пород, слагающих поднятие Добруджи, в Преддобруджинском прогибе залегает мощная

толща мезозойских отложений. Формирование прогиба началось в ранней юре (Феликс 1968) и завершилось в конце титона-берриаса. Позднемезозойский разрез Преддобруджинского прогиба слагается мощным терригенным комплексом нижней-средней юры, на котором трансгрессивно с размывом и иногда несогласием залегает терригенно-карбонатный комплекс келловея (1), сменяющийся выше карбонатным комплексом оксфорда (2), венчает разрез верхней юры пестроцветный терригенный и карбонатно-эвапоритовый комплекс кимериджа-титона (3). Большая часть разреза нижнего мела в Преддобрудже отсутствует и на верхней юре с размывом залегает терригенный комплекс апта-альба (4), сменяющийся выше карбонатным комплексом сеномана кампана.

Как мы видим, в Преддобруджском прогибе выделяются все основные комплексы позднего мезозоя, прослеженные в Крымско-Кавказском и Средне-Азиатском регионах и отчетливо выделяются два этапа карбонато-накопления верхнекелловейско-оксфордский и

верхнемеловой. Также отчетливо можно отметить двуцикличность развития региона в позднем мезозое, причем граница первого мегацикла едина по всей северной периферии Тетиса и совпадает с основанием келловейского комплекса, а граница верхнего мегацикла в Преддобрудже, как и в Предкавказье и Закавказье связана с подошвой апт-альбского комплекса.

Мезийская платформа и прогибы Предбалканья На Мизийской платформе и в прогибах Предбалканья и Среднегорья в позднемезозойских отложениях можно выделить определенный ряд осадочных комплексов (табл 6.). Для верхней юры : карбонатный келловейско-титонский на Мизийской плите и терригенный флишевый титонско-берриасский в южных прогибах. Для нижнего мела: карбонатно-вулканогенно-нижнеаптский на Мизийской платформа и одновозрастный терригенно-карбонатный в Предбалканском прогиба, терригенно-карбонатный верхнеаптско-альбский на Мизийской платформе и терригенный в Предбалканском прогибе. Наконец, для верхнего мела это терригенный сеноманский комплекс, отсутствующий на юге района, и терригенно-карбонатный турон-маастрихтский для Мизийской платформы и ее южного обрамления, который сменяется на юге в Среднегорье мощным карбонатно-терригенно-вулканогенным флишоидным комплексом турона-кампана, перекрываемым терригенным флишоидным комплексом Маастрихта. В целом, в вертикальной последовательности и составе комплексов очень много общего с рассмотренными разрезами Крымско-Кавказского региона и Туранской плиты

Карбонатный тип осадконакопления в поздней юре Мизийской плиты отчетливо прослежен по всей территории северной периферии Тетиса. По характеру состава и строения титонский флишевый комплекс Ниш-Трояянского прогиба практически не отличается от терригенно-

карбонатного одновозрастного флиша Новороссийско-Лазаревского и Чиаурского прогибов. Во всех, этих бассейнах в строении ритмов большую роль играют карбонатные обломочные породы. Карбонатно-терригенно-вулканогенный комплекс Среднегорского прогиба, в целом, по времени начала заложения, характеру отложений, типу вулканизма очень близок коньяк-сантонскому вулканическому комплексу севера Малого Кавказа. Главное отличие заключается в крайне малом значении ритмичных флишевых отложений в строении разреза и окончании вулканической деятельности в сантоне на Малом Кавказе. В целом, эти вулканические толщи в позднем мелу возникли одновременно и составляли единую систему вулканических дуг, протягивающуюся в субширотном направлении вдоль северной окраины Тетиса. В истории развития осадконакопления на Мизийской плите и в прогибах юга Болгарии отмечаются два цикла. Первый охватывает возрастной интервал келловея-альба, а второй соответствует позднему мелу. Нижняя граница первого мегацикла, как и везде по северной периферии Тетиса, отчетливо совпадает с основанием келловейской толщи и сопровождается региональным размывом. Верхнее ограничение проводится по кровле терригенного верхнеаптско-альбского комплекса. Максимум карбонатонакопления в этот этап, как и на большей части северной окраины Тетиса, приходится на верхнеюрско-барремский возрастной интервал. Второй этап развития (мегацикл) имеет очень отчетливую нижнюю границу в основании сеномана и напоминает историю формирования и особенности осадконакопления на южной окраине Закавказского массива после его коллизии с Нахичеванским блоком.

Южная пассивная окраина Тетиса (Сирия)

По южной пассивной окраине Тетиса в его центральном секторе в разрезе мезозоя выделяются три комплекса, ааленско-титонский карбонатный комплекс (1) (с латерально замещающим его верхнюю часть карбонатно-эвапоритовым), терригенный (местами карбонатно-вулканогенно-терригенный) комплекс берриаса-нижнего апта (2) и карбонатный комплекс верхнего апта-дания (3). В позднемезозойской истории как и повсюду на северной периферии Тетиса выделяются два этапа интенсивного карбонатонакопления средне-верхнеюрский и альбско-верхнемеловой, разделенные берриас-аптским периодом накопления пестроцветных и красноцветных терригенных отложений. В регионе отмечается также двуцикличность истории его развития в позднем мезозое, правда границы и объем циклов, а также их строение не совпадает со строением и объемом соответствующих мегациклов (или этапов) северной периферии Тетиса.

Северный Перитетис (Восточно-Европейская платформа) Верхнеюрские отложения, перекрывающие на большей части Восточно-Европейской платформы с размывом, а в центральных районах со стратиграфическим несогласием терригенные породы

средней юры или более древние образования, слагаются карбонатными толщами в основном только во Львовской, Днепрово-Донецкой и Прикаспийской впадинах. Максимум карбонатонакопления отмечается в нижней половине волжского(титонского) времени. Севернее они сменяются безкарбонатными или слабо карбонатными глинисто-алевритовыми отложениями иногда содержащими по северной периферии зоны карбонатонакопления горючие сланцы Нижнемеловые отложения слагают терригенно-карбонатный, а в верхах разреза карбонатный комплексы. Верхнемеловые карбонатные отложения занимают всю юрскую часть платформы, причем здесь в разрезах большую роль начинают играть карбонатные породы типа писчего мела, а также присутствуют мелководные кремнистые отложения. Следует отметить, что в истории развития платформы осевые части юрских и раннемеловых бассейнов в основном имели меридиональное направление, а начиная со второй половины раннего мела ориентировка бассейнов поменялась на субширотную.

В позднемезозойской истории осадконакопления в центральном секторе северной периферии Тетиса выделяются два этапа интенсивного формирования карбонатных комплексов: позднеюрский (оксфорд-валанжин) и позднемеловой (турон-даний), разделенные барремско-сеноманским периодом образования терригенных или вулканогенных осадков. На территории Восточно-Европейской й платформы мезозойские отложения представлены в основном терригенными или реже карбонатно-терригенными комплексами. По южной пассивной окраине Тетиса практически весь разрез мезозойских морских осадков сложен карбонатными, сульфатными или реже терригенными красноцветными отложениями. Различие в составе и строении мезозойских отложений северного и южного Перитетиса связано с осадконакоплением в различных климатических обстановках, установившихся здесь с начала мезозоя и сохранившихся в течение длительного времени (умеренный гумидный на севере и жаркий с периодами аридизации на юге). Смещение границ климатических зон к северу или югу приводило к изменению площадей накопления терригенных и карбонатных отложений и, как следствие этого, чередованию разных седиментационных комплексов в области миграции этих зон. Главенствующим фактором карбонатонакопления в мезозое являлся климат, а определенное сочетание различных геодинамических, эвстатических, ландшафтно-фациальных и биологических условий приводили к появлению того или иного типа карбонатных комплексов (вулканогенно-карбонатный, дельтово-рифовый, окраинно-рифовый, карбонатная платформа, карбонатный склон или рампа, флишевый карбонатный.

Заложение и развитие осадочных бассейнов на северной периферии Тетиса в поздней юре и мелу происходило в два этапа, связанных с

крупными геодинамическими событиями. Во-первых с частичным или почти полным замыканием и перестройкой среднеюрского бассейна между Скифской плитой и Закавказским блоком в конце бата - самом начале келловея. Это было связано с одной стороны с перестройкой в западной части северной периферии океана и объединением Мизийской плиты, Понтид и Малого Кавказа в единую систему вулканических дуг, а с другой с движением на юг и разворотом , Восточно-Европейской платформы. Во-вторых, в конце раннего и самом начале позднего мела завершается косая коллизия Закавказского и Нахичеванского блоков, приведшая к замыканию Севано-Зангезурского..бассейна с корой океанического типа. Крупные сдвиги, приведшие к образованию большого количества сдвигово-раздвиговых бассейнов на границах Скифской и Закавказской плит, Восточно-Европейской платформы, обязаны своим происхождением расширению Северной Атлантики. Вулканическая деятельность, сопровождавшая образование этих бассейнов, на Скифской плите закончилась к началу сеномана, а в бассейне Тетиса к его концу. В первой половине верхнего мела (турон-сантон) вдоль окраинных бассейнов сформировался новый пояс вулканических дуг.

Первый келловейско-барремский (аптский) этап развития региона (цикл) отражает геодинамическую обстановку отмирания вулканической дуги, ослабление субдукции и начальный этап коллизии дуги и микроконтинента. Второй аптско-позднемеловой этап (цикл) отражает собственно косую коллизию дуги и двух микроконтинентов, формирование сдвиговых бассейнов, формирование новой дуги и последующую тектоническую стабилизацию территории. Выделенные в разрезах комплексы отложений отражают с одной стороны направленность и общие закономерности седиментации в регионе, а с другой особенности и изменения геодинамического развития территории и конкретные тектонические локальные условия в каждом из осадочных бассейнов.

Изложенный в первой части работы материал послужил основой для первого и второго защищаемых положений.

З.Особенности строения и условия формирования позднемезозойских седиментационных комплексов в различных типах бассейнов.

Для установления условий седиментации и обстановок формирования различных комплексов, решения вопросов палеогеографии, геологической истории развития региона и отчасти проблем корреляции разных по литологическому составу разрезов нами был изучен генезис позднемезозойских пород на основе разработанной в Геологическом интституте методики литолого-фациального анализа. Установлено, что отложения, слагающие комплексы , имеют очень пестрое фациальное строение (табл...) и относятся к терригенным (1А), карбонатным бентогенным (ПА) или планктоногенным (ПВ), зарифовым

(ПБ) и кремнистым (Ш) шельфлвым образованиям, распространявшимся на относительно стабильных участках платформ или микроплит. В прогибах или у подножий материковых склонов были распространены глубоководные (1VA) или относительно мелководные (1VB) терригенные, карбонатные и вулканогенные (1VB) турбидитовые ритмично построенные отложения крупных конусов выноса или подсклоновых шлейфов. В удаленных от побережья зонах открытых морских бассейнов накапливались наиболее глубоководные терригенные карбонатно-терригенные или крумнистые осадки (V). С зонами вулканизма связаны вулканогенные и вулканогенно-осадочные (вулканогенно-терригенные), терригенные, терригенно-карбонатные, карбонатные и вулканогенно-карбонатные отложения.

В результате проведенного генетического анализа позднемезозойских отложений было сделано, как нам кажется, два важных вывода. Первый - это разделение карбонатных толщ на сформированные в основном остатками в одном случае бентосных, а в другом планктонных организмов. Подобный подход позволил нам в дальнейшем установить два резко различающихся по строению и условиям образования карбонатных комплекса. Второй вывод касается глубины формирования подсклоновых отложений. «Вызревание» турбидитового потока, его «автокинетичность» с образованием нижнего и верхнего режима течения и, как следствие, возникновение разных типов ритмов дает нам некую возможность по деталям строения толщ переслаивания восстанавливать длительность пути потока и соответственно глубину бассейна в области седиментации, что наряду с другими признаками (например линзовидным строением толщ осадков, отсутствию или наличию не турбидитовых осадков и т.д.) позволяет выделять глубоководные и относительно мелководные турбидитовые толщи.

Возникновение определенных осадочных комплексов, являющихся парагенезами охарактеризованных ранее осадков различных фаций, разнообразие типов комплексов, их эволюция и смена во времени одних из них другими имеет двой285ную зависимость с одной стороны от типа тектонических структур (бассейнов), а с другой от внешних, часто глобальных факторов (эвстатические изменения уровня мирового океана, климатическая зональность, эволюция биосферы и т.д.). Как мы выяснили ранее, этапность позднемезозойской истории осадконакопления на северной периферии центрального сектора Тетиса и формирование связанных с ней крупных осадочных комплексов (два карбонатных и один терригенный) в основном обусловлены внешними факторами. Внутренние же факторы, как нам представляется, имеют огромное влияние на формирование характера соотношений отдельных

элементов комплекса т.е на появление различных типов этих комплексов.

Глубоководные подсклоновые отложения. В первую очередь различия, позволившие нам провести некую классификацию типов глубоководных конусов заключаются в составе отложений -терригенные, кремнисто-вулканогенные и карбонатные. Все они были сформированы в обстановках подножия склонов или на самих склонах в достаточно глубоководных условиях прогибов Большого и Малого Кавказа. Однако характер этих прогибов и время формирования конусов были различны. Соответственно отличались и области сноса, откуда в бассейны поступал обломочный материал.

Гпубоководные подсклоновые конусы с терригенными, преимущественно песчаными осадками пользуются наиболее широким распространением в верхнеюрских и нижнёмеловых толщах Новороссийско-Лазаревского, Чиаурского и Дибрарского прогибов. Распространение толщ в бчень широком возрастном дйапозоне естественно отразилось на строении турбидитовых толщ. В позднеюрское и начале раннемелового времени в регионе преобладало накопление карбонатных бентогенных отложений. При разрушении биогермных построек на шельфе создавалась огромная масса биодетритового материала различной размерности, поставлявшаяся турбидными потоками к основанию материкового склона. Это привело к формированию в области седиментации (как в каньонах, так и в конусах) отложений, обогащенных карбонатным биокластическим материалом. Край шельфа и верхняя часть склона также в это время сложенные плотными биодетритовыми и биогермными породами, способными при разрушении создавать крупные известняковые блоки, которые под воздействием сил гравитации перемещались в глубокую часть моря. Обилие блоков и гравийно-песчаного биодетритового материала привели к повсеместному развитию у подножия материкового склона конусов с широкой проксимальной частью. Отложения в этих зонах отличались обилием обвально-оползневых, русловых, прирусловых и межрусловых отложений. Далее, в сторону более удаленной от склона и возможно еще более углубленной части бассейна располагались медиальная и дистальная зоны конуса. Соотношения этих зон в конусах позднеюрского и'начала раннемелового возраста (келловей-валанжин) были различны и зависели от конкретных геоморфологических условий - наличие каньонов на склоне, крутизны материкового склона, объема биокластического материала, подаваемого вниз турбидитными потоками и т.д.

В послеваланжинское время на мелководье моря карбонатонакопление сменилось терригенным типов седиментации, что естественно повлекло смену поставляемого в глубоководье кластического м атериала. От готерива к альбу за счет повышения уровня мирового океана и

расширения трансгрессии на шельфе значительно уменьшилась доля песчаных осадков и в строении толщи резко увеличилась роль алеврито-глинистых отложений. Соответственно состав отложений глубоководных конусов сменился с песчаного на алеврито-глинистый, а в строении конусов резко ограничилась площадь медиальных и в некоторых случаях их дистальных зон. Расширение площади шельфа в западной части Абино-Гунайского прогиба в апте и накопление на нем хорошо отмытых песчаных осадков привело к появлению зерновых турбидитовых потоков. Подобная картина соответствует типу конуса с разделенными руслами потоков и медиальными лопастями фэна (супрафэны) в отличии от существовавшего в поздней юре - валанжине песчаного конуса с руслами, находящимися в пределах медиальных лопастей (супрафэнов).

Глубина позднеюрско-раннемеловых бассейнов восточной части южного склона Большого Кавказа увеличивается, с запада на восток. Бес сомнения бассейн восточной части Большого Кавказа был един и объединял в себе современные Чиаурский и Дибрарский прогиба. Судя по распространению фаций и строению конусов в его восточной и западной частях, а именно большая глинистость и глубоководносгь отложений в разрезах востока и их песчанистость и скорее всего меньшая глубина накопления осадков на западе косвенно могут указывать на его клиновидность в поздней юре с расширением площади прогиба в восточном направлении.

Глубоководные подсклоновые конусы с карбонатными и глинисто-карбонатными турбидитовыми отложениями распространены исключительно в верхнемеловых толщах прогибов южного склона Большого Кавказа и слагаются в основном известняками, мергелями и карбонатными глинами с очень редкими прослоями кварцевых глауконитовых песчаников. Напомним, что в позднем мелу на мелководье моря накапливались в основном фито и зоопланктоногенные отложения и соответственно в глубоководье поступал либо щебенчатый, либо очень тонкий карбонатный материал, что соответственно отразилось на строении конусов этого типа. Их проксимальные части развиты крайне слабо, а дистальные и довольно часто медиальные зоны занимают практически всю площадь конуса. У некоторых уступов или на террасахъ могли накапливаться обвально-оползневые глыбовые брекчии, но это явление достаточно редкое и глубина накопления этих отложений была явно выше глубины зоны седиментации основного конуса. Наиболее грубозернистые отложения русел турбидитовых и иногда даже дебризных потоков встречаются в основном в сеноманских, туронских и коньякских отложениях, что связано с кратковременным падением уровня мирового океана, регрессией моря и активизацией тектонических движений в регионе с заключительными стадиями коллизии Нахичеванского и Закавказского блоков. Подобные конусы соответствуют глинистому их типу с

разделенными лопастями и руслами потоков (см. рис....). Максимальное развитие русел и преобладание отложений зерновых потоков, представленных кварцево-глауконитовыми ритмичными песчаниками или алевролитами значительно отличает данный тип

конусов от показанных на рис...... и позволяет говорить о

специфичности как самих отложений, так и о сформированных ими конусах. Особенности строения конусов данного типа обусловлены строением и осадками на позднемеловых шельфах с преобладанием тонкозернистых карбонатных планктоногенных отложений. Глубоководные подсклоновые конусы с терригенно-кремнистыми, терригенно-кремнисто-карбонатными и терригенно-вулканогенными турбиди-товыми отложениями были распространены в основном на южном склоне средне-верхнеюрской дуги Малого Кавказа. В современной структуре эти отложения находятся в Севано-Акеринской зоне. Здесь встречены отложения всех трех зон конуса и кремнистые радиоляриевые осадки глубоководья морского или в данном случае океанического бассейна. В нижних частях верхнеюрско-готеривских разрезов ритмичных толщ встречаются в основном терригенно-кремнистые турбидитовые отложения, К верху в их строении постепенно появляется все больше карбонатного материала. Радиоляриевые силициты становятся радиоляриево-спонгиевыми и в частях разрезов, относимых к нижнему мелу, практически силициты в строении турбидитовых ритмов не участвуют. Это свидетельствует о постепенном обмелении бассейна и накоплении осадков выше глубины карбонатной компенсации.

Относительно мелководные подсклоновые конусы.

Особенности ритмичности, связанные с формированием отложений из «неразвитых, нерасчлененных» нагруженных турбидных потоков, линзовидное строение толщ, обилие отложений дебризных потоков, как правило, русловой тип песчаного конуса и линзовидность его строения, частое отсутствие в ритмах проксимальной и медиальной частей конуса верхних их элементов, соответствующих так называемым фоновым осадкам морского бассейна, положение конусов в структурах палеосклонов - все это, по нашему мнению, может свидетельствовать об относительной мелководное™ формирования подводных конусов. Каньонно-дельтово-веерная система подводных конусов встречена нами исключительно во «флишевых» оксфордско-титонских отложениях Восточно-Крымского прогиба. В пределах конуса этого типа очень отчетливо выделяется его проксимальная часть, сложенная переслаиванием очень крупных линз с русловыми отложениями турбидитовых и дебризных потоков, иногда с включением оползневых блоков до 10-12 м в диаметре. Линзы от 20-50 м. мощности до 300-1000 м. длиной представляют собой поперечное сечение крупных каналов, связанных скорее всего с каньонами на склоне, заполненными крупнообломочными вапунно-песчаным материалом или дельтами рек и

потоков, прорывающих окружающий прогиб карбонатный шельф с биогермными постройками. Латеральная смена толщ с преобладанием то валунного, то песчаного материала с видетельствует о связи проксимальных зон конусов с каньонами или дельтами. Широкая проксимальная зона достаточно резко переходит в медиальную, сложенную переслаиванием песчанистых или гравийных отложений мелких русел с пачками прирусловых и межрусловых отложений и осадков мелких лопастей. В восточном направлении отложения, выполняющие центральную часть прогиба становятся более глинистыми и карбонатными. В восточном направлении в прогибе отмечается углубление и расширение бассейна, подчеркивающее клиновидность прогиба. Формирование конусов данного типа связано с разворотом террейна Горного Крыма в стадию его коллизии с выступом фундамента Скифской плиты. Развитие прогиба началось в оксфорде и закончилось в начале раннего мела. Близкие по типу подводные конусы были развиты в юре и мелу по северному борту Дибрарского прогиба.

Конуса руслового типа с линзовидно переслаивающимися песчано-алевритовыми осадками развиты, главным образом, на Западном Кавказе в Абино-Гунайском прогибе в поздней юре - валанжине. Как и в предыдущем случае в конусах рассматриваемого типа отмечается очень развитая проксимальная зона,. сложенная линзовидно переслаивающимися песчано-алевритовыми русловыми

турбидитовыми отложениями с весьма заметной долей участия в строении разрезов осадков дебризных потоков. Линзовидность строения прослеживается включая и верхнюю часть медиальной зоны и границы между зонами весьма условна. Ближе к дистальной зоне в строении разреза появляются пачки лопастных межрусловых и межлопастных песчано-алевритовых и глинистых осадков, сменяющихся далее алеврито-глинистыми толщами дистальной зоны конуса. Следует отметить, Что по мере продвижения от проксимальной зоны конуса к его периферии увеличивается мощность и ширина линз и отчетливо отмечается увеличение глубины формирования отложений.

Конусы с алеврито-глинистыми осадками лопастей, пересекаемыми каналами русловых отложений зерновых потоков наиболее изучены нами на Западном Кавказе в готеривско-альбских отложениях Абино-Гунайской зоны. В общей ритмично построенной толще позднемезозойских отложений этого района алеврито-глинистые конусы с крупными русловыми каналами с достаточно постепенным переходом надстраивают берриасско-валанжинскиетурбидитовые образования. Последние являются как бы переходными от верхнеюрских конусов руслового типа к раннемеловым конусам с русловыми каналами, но по строению и составу стоящими ближе к первым. Для конусов рассматриваемого типа характерно достаточно мощное возможно

клиноформного строения тело конуса с хорошо развитой медиальной его зоной. Основным отличием являтся русловые каналы разного размера, заполненные песчаным и песчано-алевритовыми осадками преимущественно турбидитовых потоков. Конусы относятся к типу песчаных (или алеврито-песчаных) с русловыми каналами в лопастяхсм. Их формирование связано с широким развитием терригенного типа седиментации на шлифах северной периферии Тетиса и соответственно с увеличением объема сносимого обломочного материала. Конуса с валунно-глыбовыми, песчано-алевритовыми и глинистыми, часто вулканомиктовыми отложениями дебризных и турбидитовых потоков и обвалов распространены в тектонически активных областях и зонах активной или затухающей вулканической деятельности. В первую очередь эти отложения связаны с с колизией Нахичеванского и Закавказского блоков на Малом Кавказе (Сенвано-Акеринская зона). Подобные отложения имеют вполне определенную вертикальную зональность - внизу трех или двухкомпонентный гравийно-песчано-алевритовый флиш, а вверху всей толщи крупные обвально-оползневые блоки и глыбы в песчано-галечном слоистом матриксе. «Молассоидное» строение разрезов и состав осадков скорее всего может свидетельствовать о постепенном обмелении бассейна и о интенсификации тектонических, вероятно, горизонтальных движений. Подобные толщи, но меньшего масштаба встречаются в вертикальных зонах на стадии завершения вулканической деятельности и разрушения вулканических построек. В этом случае в нижней «флишоидной» части разрезов состав отложений обычно вулканогенный или вулканомиктовый. Область их распространения - верхнеюрско— нижнемеловые отложения Малого Кавказа, верхнемеловые отложения юга Грузинской и значительная часть Артвино-Азербайджанской глыб. Мелкие конусы с вулкано-глинисто-карбонатными отложениями дебризных потоков у основания карбонатных платформ. Как следует из названия данного типа гравитационных относительно мелководных отложений, они приурочены к карбонатным платформам и крупным рифовым массивам позднеюрско-валанжинского возраста. Они не содержат крупных конусов, а формируют достаточно мелководные слоистые пачки брекчий и биодетритовых известняков у основания склонов рифов. Как правило, их формирование связано с резким углублением центральных частей впадин на шельфе и часто установлением там условий осадконакопления близких к аноксическим. При этом формируются либо черные и бурые карбонатные или терригенно-карбонатные битуминозные осадки, либо мощные сульфатные или сульфатно-галоидные толщи. Кроме того, образование подобных конусов связано с заключительной стадией развития карбонатных платформ и рифов при их разрушении, но в этом случае среди отложений дебризных потоков часто встречаются глыбы и блоки обвалов и оползней.

Карбонатные биогенные отложения.

Формы, размер, строение и развитие карбонатных толщ, содержащих биогермные тела, зависят от ширины зоны на шельфе, где осуществляется максимальное накопление остатков бентосных организмов, крутизны берегового, террасного или какого-либо другого склона (или уступа), рельефа окружающей суши и количества приносимого терригенного . материала, гидрогеологических, температурных, геохимических и других условий, обеспечивающих биопродуктивность этой группы. В зависимости от их сочетаний формируются разные типы, платформ, рифовых массивов, склонов.

Карбонатные платформы на шельфах с бентосным осадконакоплением.

В пределах Крымско-Кавказского региона выделяется четыре типа карбонатных платформ, отличающихся объмом и положением рифовой и шириной зарифовой зон. Напомним, что основная часть этих образований, связанная с шельфами, с преобладанием бентогенных известковых отложений приурочена к верхнеюрским-валанжинским отложениям активной северной окраины Тетиса.

Выделенный нами депьтово-рифовый тип седиментации можно рассматривать как миниплатформу, обладающую всеми характерными для нее признаками . Там отчетливо выделяется предрифовая, рифовая и зарифовая зоны. Масштабы этого сооружения не велики: мощность до 100 м и длина не более 1 км. Они образуют цепочки рифов вдоль побережья и распространены в основном в оксфордских отложениях Судакской впадины и Восточно-Крымского прогиба. Другим весьма распространенным типом карбонатных платформ являются очень крупные и мощные рифогенные толщи сложного строения, состоящие из известковых брекчий, биодетритовых известняков, линз и тел биогермов. Отличительной чертой является очень узкая зарифовая зона, главным образом с терригенными часто красноцветными отложениями. Этот тип карбонатных платформ с редуцированной зарифовой зоной связан обычно с периферией впадин с крутым склоном и расчлененным рельефом береговой зоны. Основным районом их распространения являются верхнеюрские отложения яйл в Центральном Крыму. Кроме того они иногда встречаются на Малом Кавказе в верхнеюрских карбонатных толщах, окружающих крупные вулканы. Кроме того подобными или почти аналогичными рифовыми постройками сложены верхнеюрские толщи Большого Балхана и Запада Восточно-Европейской платформы. Классическим типом являются карбонатные платформы с развитой зарифовой лагуной.

В регионе распространены в верхнеюрско-валанжинских толщах Терской и Амударьинской впадин, по северной периферии

Закавказского массива. Как правило, они располагаются по периферии крупных впадин на шельфе с относительно стабильным фундаментом. Склоны впадин достаточно пологие, а рельеф, окружающий сушу выровнен. Строение всех платформ практически однотипно, с отчетливым разделением на три зоны. В предрифовой части в зависимости от крутизны склона распространены либо биодетритовые, либо обвально-оползневые отложения или иногда осадки дебризных потоков. В бассейне впадины в зависимости от климатических и гидрогеологических условий могут образовываться кластические биодетритовые, битуминозные карбонатные или карбонатно-эвапоритовые осадки. Рифовая зона слагается брекчированными, доломитизированными, биодетритовыми и биогермными известняками или доломитами. Характер осадков зарифовой лагуны также зависит от многих факторов и в первую очередь от климата и количества принесенного материала. Осадки могут быть капрбонатными, карбонатно-эвапоритовыми, в том числе красноцветными или пестроцветными. Строение платформ подобного типа хорошо видно на региональных профилях.

Наиболее крупными по масштабу образованиями являются карбонатные мегаплатформы с рифовыми массивами, отгораживающими барьером обширные впадины на шельфе или достаточно большие части этих впадин. Типичной мегаплатформой в регионе в поздней юре является крупная Лабинская впадина. Сформировавшиеся на Лагонакском плато и Ейско-Березанском валу крупные рифовые массивы в оксфорде полностью или частично отделили Лабинскую впадину, являвшуюся частью шельфа Скифской плиты от более погруженной в то время Восточно-Кубанской впадины. В оксфорде в пределах впадины были распространены карбонатные биодетритовые и микритовые осадками с отдельными биогермными постройками на пологих склонах структур. В позднем кимеридже-раннем титоне за счет снижения уровня моря и почти полной изолированности впадины накапливается мощная толща сульфатно-галоидных отложений. Увеличение привноса терригенного материала во впадину к концу титона привело к формированию здесь терригенной мелководной красноцветной толщи. Возможно причиной подобной смены характера осадконакопления также послужило усиление дифференциации тектонических движений, ослабление прогибания дна бассейна и усиление поднятий в области сноса материала, что в целом привело к перекомпенсации впадины. Карбонатная платформа близкого строения была развита в поздней юре в юго-восточной части Терского прогиба. Здесь рифовая зона, начинавшаяся на современных горах Кызыл-кая и Шахдаг, протягиваясь на северо-запад, отгораживала обширную площадь шельфа с достаточно сложной карбонатной эвапоритовой и

терригенной седиментацией.

РОС. НАЦИОНАЛЬНАЯ

библиотека

С. Петербург

Карбонатные склоны.

Здесь рассмотрены отложениякарбонатных склонов, развитие которых в силу сложившихся условий не привело к формированию карбонатных платформ. Наиболее распространенными отложениями этого типа являются достаточно мощные толщи биодетритовых, микритовых карбонатных или глинисто-карбонатных отложений, заключающих мелкие биогермные тела. Подобные отложения широко развиты на Грузинской глыбе, Малом Кавказе в верхнеюрских и нижнемеловых толщах.

Достаточно редким типом строения карбонатного склона является титонская известняковая обломочная клиноформно построенная толща, распространенная на Караби-яйле и отчасти на Долгоруковской яйле в западной впадине Восточно-Крымского прогиба. Помимо клиноформного строения особенностью этого типа образований является примесь терригенного песчано-глинистого материала в известняках и наличие крупных сингенных подводных оползней. В других районах Крыма и Кавказа подобных карбонатных образований не встречено.

Особым типом карбонатных отложений шельфов с бентосным осадконакоплением являются толщи, распространенные на южной пассивной окраине Тетиса. Примером подобного типа являются средне-верхнеюрские образования северо-западной Аравийской плиты (Сирия). Здесь на относительно плоском шельфе, начиная со средней юры, накапливалась толща биодетритовых, биодетрит-микритовых, оолитовых и реже биогермных отложений. Характер биогермных построек сейчас восстановить достаточно сложно, но скорее всего это были вытянутые вдоль пологих впадин гряды рифовых массивов, состоящих из биогермов и биодетритовых отложений и расположенных между грядами межрифовых депрессий, выполненных микритовыми и глинисто-карбонатными осадками.

Карбонатные комплексы шельфа с преобладанием планктоногенного осадконакопления. Наиболее широко отложения этого типа были распространены практически по всему региону в позднемеловое время. Строение и состав этих толщ подробно рассматривался в каждой из глав первой части работы. Сформированные толщи имеют достаточно близкое строение не только по всему региону, но и по всей тетической области и отражают эпоху максимально высокого уровня стояния моря.

На каждом из типов шельфов формируются свои, присущие только ему карбонатные комплексы. Формирование того или иного типа платформ и склонов зависит в первую очередь от морфологических особенностей структур, в которых они развиваются, и рельефа окружающей суши, а также от соотношения биопродуктивности, скорости осадконакопления и скорости прогибания дна бассейна и поднятия окружающей суши.

Карбонатным шельфам с преобладанием бентогенного и планктоногенного осадконакопления присущи вполне определенные типы седиментационных комплексов. Выделенные типы карбонатных платформ и склонов имеют четкую связь с морфологией впадин и окружающей их суши, а также с тектоническими особенностями развития бассейнов осадконакопления. Показана связь между формированием определенных типов подсклоновых конусов и шельфами с разным характером осадконакопления на них. Анализ генетического состава и строения различных комплексов лег в основу третьего защищаемого положения. Характер соотношения и взаимосвязь различных типов шельфовых и подсклоновых отложений позволил нам сформулировать четвертое защищаемое положение.

Осадконакопление в позднем мезозое на северной окраине Тетиса происходило в различных тектонических структурах при менявшихся эвстастических, климатических и геодинамических условиях. Разнообразие этих условий на обширной гетерогенной территории, закономерно направленная их см ена во времени привели к формированию очень пестрого набора толщ (комплексов), слагающих позднеюрско-меловые разрезы. Изменение геодинамического режима, смена состояний локальных сжатий, растяжений и сдвигов при общей коллизионной направленности развития территории в меловое время явилось причиной появления или замыкания различных по масштабу и длительности существования отрицательных тектонических структур (впадин, прогибов и т.д.), в которых при определенных внешних условиях в тот или иной момент времени накапливались терригенные, карбонатные, эвапоритовые, вулканогенные и другие отложения. В работе рассмотрена история последовательного возникновения или отмирания тектонических структур и характеристика различных ландшафтно-седиментационных обстановок в них при смене внешних факторов осадконакопления. Под ландшафтно-седиментационными условиями мы понимаем образование совокупности тех или иных осадков, накапливавшихся в морских или континентальных физико-географических обстановках при определенных внешних и внутренних факторах(рельеф, размер, формы и глубина бассейна, климат и состояние уровня моря, биологические и тектонические условия) В последние входят скорость прогибания дна структур (структурного бассейна), тектонический режим (сжатие, растяжение, сдвиг, степень сложности строения структуры и т.д.).

Верхнеюрские отложения с размывом и местами с угловым несогласием практически по всему южному краю Скифской плиты залегают на породах различных горизонтов нижней или средней юры. Проявление непрерывного осадконакопления отмечено лишь в поперечном Орджоникидзовском прогибе, да и то возраст нижней части

алеврито-глинистой и сидеритовой толщи бат—нижний келловей весьма проблематичен (Ростовцев 1992). Следовательно можно уверенно говорить о проявлении складчатости и размыве значительной части среднеюрских отложений в конце батского и самом начале келловейского времени на всей территории юга Скифской плиты в Предкавказье. Более того, достоверно фаунистически установленные отложения келловея распространены в основном в западной части Закавказского массива и Малого Кавказа. На востоке этой территории толщи датируются келловеем условно или выделяются по аналогии с другими регионами. В значительной части районов востока территории разрез верхнеюрских отложений начинается с различных горизонтов оксфорда или даже титана.

Таким образом перерыв в осадконакоплении и тектонические деформации пород в конце средней юры (или между средне- и верхнеюрскими толщами) является неотъемлемой особенностью геологического развития всего Кавказского сектора активной окраины Тетиса. Эта деформация нижне-среднеюрской толщи в регионе связывается с началом подвигания в байосское время Закавказского массива под зону южного склона Кавказа и в свою очередь под край Скифской плиты (Адамия, Кипиани, Чичуа 1987).

Мощная в несколько километров нижне-среднеюрская толща накапливалась в бассейне южного края Скифской плиты в виде очень крупного линзовидного геологического тела, сложенного терригенными породами. Сокращение мощности отмечается как на юг, так и на север. Толща представляет собой сложно построенный комплекс отложений прибрежной, мелководной и достаточно глубоководной зон моря, крупных дельтовых систем, включая и наземную заболоченную ее часть (Панов, Леонов 1959, Ростовцев, Егоян 1962, Панов, Гущин 1987, Панов и др. 1996, Гаврилов 1994) По своей морфологией вся эта огромная линза отложений построена по принципу структуры бокового наращивания (клиноформы), продвигающей окраину шельфа в сторону открытого моря и тем самым расширяя его. Длительная история ее накопления, тектонические движения, происходившие на северной периферии Тетиса в это время, колебания уровня океана и изменение климата , регулирующего речной сток и привнос терригенного материала в бассейн, привели к очень сложному внутреннему строению нижне-среднеюрской толщи.

В конце бата, возможно в самом начале келловея вся эта огромная толща пород деформируется, поднимается на поверхностью моря и эродируется. На этой деформированной и эродированной поверхности в раннем келловее с наступлением трансгрессии, скорее всего связанной с началом новой фазы эвсгатического повышения уровня мирового океана (Hag et all 1987, Van Hinte 1976, Sammerhay 1986 и др) на пологом не широком шельфе начинают накапливаться терригенные относительно мелководные отложения (нижний-средний келловей). В

целом структурный план с разделением Предкавказья на два прогиба Западный и Восточный, заложившиеся еще в триасе после замыкания Палеотетиса и сохранившийся в нижней и средней юре, остался без изменения к началу келловея (Панов и др. 1996). В течение всего позднего мезозоя в Предкавказье существовали два крупных бассейна осадконакопления: западный - Кубанский и восточный -Терский. Они разделялись Ставропольским сводом, переходящим на юг в Минераловодский выступ фундамента. В периоды трансгрессий этот выступ целиком или частично перекрывался морским бассейном.

В ранне-среднекелловейское время этот выступ был приподнят, разделяя Предкавказье на два самостоятельных бассейна, в западном из которых накапливались в основном терригенные, а в восточном терригенно-карбонатные отложения. Некоторые участки приподнятого южного края Скифской плиты выступали в виде островов или архипелага островов, отгораживая мелководную щельфовую зону от более глубоководных бассейнов южного склона Кавказа. С начала позднего келловея на территории Предкавказья начинает накапливаться морская мелководная карбонатная толща. Необходимо обратить внимание на то, что с байосского времени для восточного Предкавказья ось наибольшего прогибания и накопления максимальных мощностей отложений постепенно смещается на север. При этом южный край шельфа остается приподнятым и постепенно выдвигается на юг, что указывает на постоянное поднятие Большого Кавказа, начиная примерно с байоса или бата. В Закавказье келловейские отложения распространены спорадически, полностью отсутствуя в восточной части Артвино-Азербайджанской глыбы, в Кафанской зоне и на большей части Грузинской глыбы. С келловейского времени начинает формироваться прогиб южного склона Большого Кавказа с турбидитовыми осадками. Глубина этого бассейна в восточной части была к началу оксфорда уже достаточно велика, а в Новороссийской зоне скорее всего значительно меньше, на что указывает относительная мелководность келловейского конуса в поперечном прогибе р. Пшеха. Вулканизм в Закавказье в келловее ослабевает и на Малом Кавказе большая часть вулканической дуги перекрывается мелким морем с терригенными осадками.

В Горном Крыму в отличии от Кавказа отчетливого несогласия между батской и нижнекелловейской толщей не отчетливо. Осадки представлены в основном морскими шельфовыми глинами. В верхнем келловее, залегающем в Крыму с размывом на батско-среднекелловейской толще и сложенном глинистыми песчаниками и известковыми отложениями, отмечается сокращенное площадное осадконакопление. Бассейн, с отчетливо фиксируемой близкой к меридионально ориентированной береговой линией, занимают лишь восточную часть региона. Появление в составе верхнекелловейских отложений горизонта с крупными блоками известняков (янышарский

горизонт), протягивающегося также субмеридионально и фиксирующего появление крупного уступа или системы уступов с обвально-оползневыми осадками у его подножия позволяет предположить, что в позднем келловее произошла некоторая перестройка структурного плана территории, возможно связанная с первым столкновением террейна Горного Крыма с выступом фундамента Скифской плиты.

Характер распространения глыбово-конгломератовых горизонтов верхнего келловея (янышарского горизонта) и особенности структурного строения территории Восточного Крыма с определенной долей уверенности позволяют предположить косую коллизию этих двух блоков, причем Скифская плита в это время перемещалась с севера на юг, а Горнокрымский террейн с юго-востока на северо-запад.

В оксфорде практически на всех относительно стабильных и мелководных участках Кавказского региона и Крыма начинается формирование верхнеюрского карбонатного комплекса. Его строение в разных районах достаточно сильно отличалось друг от друга. На Скифской плите началось формирование шельфовых карбонатных платформ. Подобный тип комплексов был распространен по южному борту бассейнов Большого Кавказа. На Малом Кавказе карбонатные рифогенные толщи заполняли крупные депрессии между вулканическими центрами. В прогибах Большого Кавказа и преддуговой Малокавказской зоне шло интенсивное формирование глубоководных конусов с турбидитовыми осадками. По своему типу они, главным образом, были терригенными или терригенно-кремнистыми..

В оксфорде скорее всего ближе ко второй его половине начинается интенсивное осадконакопление в Восточно-Крымском прогибе (рис....). Таким образом к концу оксфорда от Средней Азии до Балкан были сформированы все основные структуры, в которых начал накапливаться первый (верхнеюрский) карбонатный комплекс. На Западном Кавказе в Абино-Гунайское зоне в оксфорде, как и в келловее на большей части территории отложения этого возраста отсутствуют. Осадконакопление происходило в узком субмеридионально ориентированном прогибе, на восточном борту которого формировался достаточно мощный рифовый массив, а у его подножия обвально-оползневые и турбидитовые неглубоководные отложения (рис....). Общая ситуация осадконакопления в келловее-оксфорде в этом районе весьма близка к современной обстановке на южном борту Мексиканского залива в каньоне «Кампече» в районе полуострова Юкатан. Во второй

половине кимериджа произошло резкое понижение уровня моря, сопровождавшееся, возможно, усилению поднятий по южному краю Скифской плиты, югу Грузинской глыбы на границе с Малокавказской дугой (Рионская впадина) и по разломам, ограничивающим Ейско-Березанский вал в Кубанском прогибе. Все это в совокупности привело к полному или частичному длительному отгораживанию Лабинской и

Терской впадин от открытого бассейна южного склона Кавказа. Помимо изменения эвстатических и тектонических условий возможно произошло усиление аридизации климата и уменьшение речного стока с севера. Скорее всего именно в это время была потеряна связь Кавказских бассейнов с бассейнами Прикаспия и Мангышлака. Все перечисленные причины привели к очень резкому нарушению солевого режима в шельфовых морях Скифской плиты и формированию в их центральных частях эвапоритовых сульфатно-галоидных и карбонатно-сульфатных толщ. Подобные явления происходили в Амударьинской депрессии и в Колхидском прогибе Закавказья, формируя верхнеюрский «солевой пояс» северной периферии Тетиса (от Средней Азии до Балкан).

В Горном Крыму, начиная с оксфорда, в соответствующих структурах в кимериджское время продолжают накапливаться отложения карбонатных платформ и склонов, а также алеврито-глинистые и песчаные отложения подводных относительно мелководных подсклоновых конусов.

В начале практически по всему региону продолжается формирование карбонатного комплекса. Даже в прогибах с турбидитовыми глубоководными конусами отмечается резкое увеличение карбонатности отложений. На Западном Кавказе отмечено погружение северного борта Абино-Гунайского прогиба и расширение глубокого шельфа с расположенными на нем относительно мелководными конусами. Характер седиментации в Закавказье по сравнению с оксфордом и началом кимериджа не изменился, если не считать некоторое увеличение карбонатонакопления и формирования в преддуговом прогибе не терригенно-кремнистых, а терригенно-кремнисто- карбонатных отложений. На востоке и юго-востоке Артвино-Азербайджанской глыбы к тиону территория поднимается и мощная карбонатная платформа оксфорда-кимериджа подвергается размыву. Скорее всего она представляла собой часть единой крупной системы карбонатных построек и склонов, сформировавшихся на периферии Карабахской зоны Малого Кавказа, связанной с северо-западным бортом Араксинского прогиба. В Крыму в начале титонского времени началось формирование мощной конгломератовой толщи каньонно-дельтовой проксимальной части крупной относительно мелководной веерной системы. Вынос такого огромного количества обломочного материала в южном борту Восточно-Крымского прогиба связан опять-таки с интенсификацией вертикальных движений или с их резкой деформацией на юге Горнокрымского террейна. В это же время формируется мощный кпиноформный карбонатный склон западной впадины прогиба (Караби яйла). К концу титона эвапоритовый тип седиментации в регионе прекращается. В Лабинской впадине за счет увеличения сноса терригенного материала с севера карбонатонакопление сменяется формированием красноцветной

терригенной толщи. В Терскойвпадине известняки накапливаются в условиях мелководного карбонатного склона. В разрезах толщи отмечен ряд локальных и более крупных перерывов с размывом ранее образованных отложений. В начале титана на Балканах закладывается флишевый Ниш-Троянский прогиб. На м атериале нашего региона трудно решить вопрос о связи низкого стояния уровня океана в титоне и формирования к этому времени пояса «флишевых» пргогибов по северной периферии Тетиса, но связь эта, как нам кажется, имеется.

Отложения ранней юры на северо-западе Аравийской платформы сохранились на очень огрраниченной площади. В течение всего средне и позднеюрского времени здесь был распространен м елководный шельф со слабо расчлененным рельефом дна, с карбонатными биогермами и депрессионными отложениями.

В берриасе на Западном Кавказе в Лабинской впадине осадконакопление скорее всего не происходит, в то же время южнее в Абино-Гунайской зоне формируется мощный и обширный шлейф конгломерато-глыбовых обвально-оползневых и дебризных отложений. Своим образованием они обязаны разрушению края верхнеюрской карбонатной платформы. На большей части Малого Кавказа и Артвино-Азербайджанской глыбы берриасские отложения, как и тес но связанные с ними осадки валанжина, отсутствуют. Наиболее вероятно, что это связано с очень заметным падением уровня мирового океана, начавшимся еще в титоне и закончившимся лишь к началу или в первой половине валанжина. Морской бассейн был распространен на Западной части Малого Кавказа в Кафанском блоке. На востоке района бассейн распространялся в виде крупного залива в Араксинском прогибе. Осадконакопление в это время не прекращалось во всех бассейнах южного склона Кавказа. На большей части Грузинской глыбы выступы фундамента скорее всего представляли собой плоские острова, окруженные мелководной зоной с терригенно-карбонатными и карбонатными осадками. Мелководный шельфовый бассейн, занимавший лишь южную часть Терской впадины, был распространен в Восточном Предкавказье

В Крыму берриасско-валанжинские отложения продолжают накапливаться в Восточно-Крымском прогибе, где сохраняют характер седиментации, близкий к турбидитовому относительно мелководному. В восточной части прогиба широкое распространение получают глинисто-карбонатные осадки наиболее глубоководной его зоны. На большей части территории Горного Крыма в начале раннего мела формировались карбонатные биогермные биодетритовые, глинисто-карбонатные и терригенные относительно мелководные осадки. Рельеф дна бассейнов был достаточно расчленен. Именно с этого времени следует начинать заключительный этап коллизии террейна и Скифской плиты, продлившийся до баррема.

В готеривское и барремское время на северной периферии Тетиса морской бассейн несколько расширяет свои границы на Скифской и востоке Туранской плит. Осадконакопление постепенно с карбонатного меняется на терригенное. Продолжается формирование подсклоновых конусов в глубоководных прогибах южного склона Большого Кавказа. Мелководные карбонатные отложения накапливаются на Грузинской глыбе. На Малом Кавказе в его восточной части (Кафанский блок, Араксинский прогиб) также формируются карбонатные биодетритовые и терригенно-карбонатные отложения. На большей части Малого Кавказа готеривские и барремские отложения скорее всего не накапливались или имели крайне ограниченное распространение и были размыты в конце раннего мела. На Артвино-Азербайджанской глыбе на приподнятых ее участках готеривские отложения отсутствуют, а в барремское время здесь вплоть до нижнего бата накапливались карбонатные и терригенно-биодетритовые мелководные осадки. В Горном Крыму интенсивное терригенное осадконакопление в относительно мелководных условиях отмечается во всех впадинах и прогибах. По периферии поднятий в прибрежной зоне распространяются мелкие биогермы и биостромы, окаймленные шлейфами биодетритовых и песчано-биодетритовых осадков. Впервые за всю позднемезозойскую историю этого региона осадконакопление сместилось на южный борт Скифской плиты (Равнинный Крым) и морской бассейн распространился в Альминской впадине и по южному борту Новоцарицинского поднятия. Песчано-карбонатные мелководные отложения к концу баррема плащом перекрывают сильно дислоцированную Лозовскую зону, фиксируя тем самым окончание террейнового этапа истории Горного Крыма и полную его коллизию с южным краем Скифской плиты.

Таким образом в первой половине раннего мела на северной периферии Тетиса от юга Туранской плиты до Балкан с севера на юг отчетливо выделяются три субширотные палеогеографические полосы (зоны), отличающиеся типами осадочных бассейнов и характером осадочных комплексов.

Северная зона охватывает Мизийскую платформу, Скифскую и Туранскую плиты, где на шельфовых бассейнах накапливались сначала карбонатные (берриасс-валанжин), а затем терригенные (готерив-баррем) отложения.

Центральная зона охватывала прогибы Балкан, Горного Крыма и южного склона Большого Кавказа с терригенными подсклоновыми турбидитовыми отложениями. В титоне южнее Мизийской платформы сформировался Неш-Троянский «флишевый прогиб». Южная зона охватывает Закавказский массив и Малый Кавказ. На большей части региона в начале раннего мела осадконакопление не происходит. В отдельных же бассейнах от берриаса до баррема или даже раннего апта накапливаются карбонатные или в меньшем количестве терригенно-карбонатные отложения.

Конец раннего мела ознаменовался достаточно крупными геодинамическими событиями, повлиявшими как на характер седиментации, так и на формирование и историю развития осадочных бассейнов в регионе.

В апте распространение морского бассейна в целом было унаследовано от готеривско-барремского. На мелководье и в прогибах продолжалось накопление шельфовых и подводных подсклоновых отложений. Но в отличии от начала раннего мела характер этих отложений сменился на терригенный. Начало коллизии Нихичеванского блока и Закавказского массива (плиты), начавшееся скорее всего в это время, привело к формированию «флишбидной» толщи Севано-Акеринской зоны и пока не особенно отразилось на развитии бассейнов и характере осадконакопления в более северных районах. С начала альба усиление давления Нахичеванского блока на всю северную окраину Тетиса при наличии сдвигового направления в этом регионе за счет расширения Атлантики и разворота ВосточноЕвропейской платформы привело к образованию многочисленных мелких бассейнов скорее всего одвигово-раздвигового типа вдоль крупных региональных краевых сдвигов: вдоль северной окраины Закавказского массива, между Грузинской и Арвино-Азербайджанской глыбами, а также вдоль северной окраины так называемой Причерноморской впадины от Армавира до Добруджи. Здесь в конце апта, в альбе, а местами еще и в сеномане формировались вулканические и вулканогенные осадочные отложения. На Мизийской плите в раннем мелу накапливались морские карбонатные и терригенно-карбонатные отложения. Малокавказская коллизия сказалась на осадконакоплении в конце раннего мела - сеномане в виде перерыва и диастем в строении толщ, формированием терригенных в основном песчано-глинистых отложений, с момента накопления которых в регионе начинается второй мегацикл осадконакопления.

Как уже указывалось выше, на большей части территории региона отложения сеномана слагаются морскими шельфовыми терригенными или терригенно-карбонатными отложениями, ав некоторых сдвиговых бассейнах вулканогенно-осадочными толщами. К концу сеномана вулканическая деятель- ность в них прекращается. В зоне коллизии Малого Кавказа продолжает формироваться «флишевая» коллизионная толща. Морской бассейн распространяется в Средней Азии, Предкавказье, Равнинном Крыму и на севере Мизийской плиты. Осадконакопление в зщависимости от геоморфологии бассейна карбонатное, терригенно-карбонатное или терригенное и тесно связано с очень низким уровнем мирового океана.

Начиная с турона, на большей части северной периферии Тетиса морской бассейн в стабильных шельфовых областях за счет повышения уровня мирового океана и начала обширной позднемеловой трансгрессии углубляется и расширяется. Терригенная седиментация

достаточно резко сменяется на карбонатную с преобладанием планктоногенного осадочного компонента. В Севано-Акеринской зоны Малого Кавказа коллизия встьупает в заключительную стадию и начинается накопление мощной «олистостромовой толщи», формирование которой заканчивается в коньяке. Давление Нахичеванского блока продолжает вызывать активизацию глубинных разломов в Закавказском массиве и появление отдельных очагов вулканизма на Грузинской глыбе инициирует формирование мощной вулканической зоны по югу Артвино-Азербайджанской глыбы. Смена характера осадконакопления на шельфе соответственно приводит к изменению характера турбидитовых потоков в прогибах и началу формирования подсклоновых глубоководных конусов с глинисто-карбонатными осадками. В общих чертах подобный характер бассейнов и тип формирования в них морских карбонатных или карбонатно-глинистых отложений остается не измененным до конца позднего мела..

Геодинамическая история развития осадочных бассейнов северной периферии Тетиса и формирование заполняющих их позднемезозойских осадочных комплексов нам представляется следующим образом.

1. В конце средней юры произошла тектоническая перестройка структуры всего региона и формирование вулканической дуги и зоны субдукции. В бате активность дуги снижается и к келловею происходит почти полное или частичное замыкание задугового бассейна, выразившееся в складчатости, подъеме территории и значительном размыве накопившихся ранее толщ. Бассейны в ранней и средней юре заполнялись терригенными угленосными отложениями.

титоне за счет падения уровня мирового океана по всей северной периферии шельфовые бассейны обособляются и превращаются в крупные солеродные бассейны, сформировав своеобразный «эвапоритовый пояс» бассейнов. В кимеридже или даже в позднем оксфорде происходит окончательное формирование прогибов с турбидитовым осадконакопалением на территории от Восточного Кавказа до Балкан.. В вапанжинское время, а в отдельных районах с берриасса начинается этап разрушения карбонатных построёк и формирование обломочных карбонатных толщ (в целом кластических) первой половины раннего мела.

3. В апте начинается коллизия Нахичеванского блока и Закавказской плиты, наиболее активно проявляющаяся в альбе-сеномане. За счет давления с юга и существования в регионе тектонических напряжений, связанных с расширением Северной Атлантики, вдоль границ Грузинской и Артвино-Азербайджанской глыб, а также по заложенному еще в средней юре разлому по югу Восточно-Евразийской платформы , формируются сдвигово-раздвиговые быссейны с вулканическим типом седиментации. Начало коллизии отразилось в формировании мощной терригенной толщи основания второго крупного цикла осадконакопления и развития бассейнов в регионе. В конце коньякского времени полная коллизия в Малокавказском регионе явилась причиной формирования здесь «флишоидных и молассоидных» толщ неоавтохтона. Образование крупной вулканической зоны и отдельных очагов вулканизма в Закавказье в туроне-сантоне, также скорее всего вызвано этим соотношением. Повышение уровня мирового океана и обширная трансгрессия во второй половине турона привели к окончательной смене типа осадконакопления на шельфовых областях и соответственно к изменению характера глубоководной седиментации в прогибах. Распространение комплексов, образующих горизонтальные ряды на площади, смена этих комплексов во времени, а также предложенная модель геодинамического развития всего региона в позднем мезозое подтверждает и объединяет все четыре защищаемых положения, дающие представления о седиментологических и геодинамических условиях формирования позднемезозойских осадочных

комплексов в бассейнах Мизийско-Туранской части северной периферии Тетиса.

3. Заключение

Суммируя результаты анализа особенностей литологического строения, и фациального состава позднемезозойских комплексов отложений, этапное™ (истории) развития и эволюции во времени геодинамических обстановок в Крымско-Кавказском регионе и по всей северной окраине центрального сектора Тетиса, можно сделать следующие выводы, часть из которых не вошла в защищаемые положения

1.Позд немезозойские отложения региона образовались в различных ландшафтно-фациальных обстановках от глубоководноморских в Севано-Акеринском бассейне с корой океанического типа до мелководноморских шельфовых и лагунно-континентальных на относительно стабильных участках Закавказской, Скифской и Туранской плит. В самых разнообразных геодинамических обстановках формировались совершенно различные осадочные комплексы: в глубоких прогибах отложения подводных подсклоновых конусов и долинно-веерных систем; в вулканических дугах и связанных с ними преддуговых бассейнах вулканогенные и очень разнообразные вулканогенно-осадочные образования от мелководных шельфовых до турбидитовых в зонах растяжения и в прогибах, образованных сдвигами, и в зонах растяжения формировались свои характерные для них вулканогенные, вулканогенно-осадочные и осадочные отложения.

2. В мезозойской истории осадконакопления на северной периферии Тетиса выделяются три этапа интенсивного формирования карбонатных комплексов: триасовый, позднеюрский (оксфорд-валанжин) и позднемеловой (турон-даний), разделенные периодами образования терригенных или вулканогенных осадков: ранняя-средняя юра, баррем-сеноман. На территории Восточно-Европейской и Центрально-Евразийской платформ мезозойские отложения представлены в основном терригенными или реже карбонатно-терригенными комплексами. По южной пассивной окраине Тетиса практически весь разрез мезозойских морских осадков сложен карбонатными, сульфатными или реже терригенными красноцветными отложениями. Различие в составе и строении мезозойских отложений северного и южного Перитетиса связано с осадконакоплением в различных климатических обстановках, установившихся здесь с начала мезозоя и сохранившихся в течение длительного времени (умеренный гумидный ка севере и жаркий с периодами аридизации на юге). Смещение границ климатических зон к северу или югу приводило к изменению площадей накопления терригенных и карбонатных отложений по северной периферии Тетиса и, как следствие этого, чередованию разных седиментационных комплексов в области миграции э™х зон.

Главенствующим фактором карбонатонакопления в мезозое являлся климат, а определенное сочетание различных

геодинамических, эвстатических, ландшафтно-фациальных и биологических факторов приводили к появлению того или иного типа карбонатных комплексов (вулканогенно-карбонатный, дельтово-рифовый, окраинно-рифовый, карбонатная платформа, карбонатный склон или рампа, флишевый карбонатный, эпиконтинентальный карбонатный.

3. Предложена модель развития осадочных бассейнов Крымско-Кавказского региона и закономерной смены условий седиментации в них в геодинамическом режиме окончания субдукции и последующей коллизии Скифской плиты, Закавказского массива и Нахичеванского блока.

Формирование осадочных бассейнов происходило в два этапа, связанных с двумя крупнейшими геодинамическими событиями позднемезозойской истории региона. Перавя из них - это частичное сокращение и перестройка среднеюрского окраинного бассейна Южного склона Большого Кавказа в конце бата - начале келловея и формирование на его месте двух расширяющихся на запад и восток бассейнов с турбидитовым типом седиментации. Это было связано с одной стороны с перестройкой в западной части северной периферии океана и объединением Мизийской плиты, Понтид и Малого Кавказа в единую систему вулканических дуг, а с другой с движением на юг и разворотом Восточно-Европейской платформы. На этом этапе выделено три периода развития: 1) келловей-оксфорд - заложение двух флишевых прогибов по южной периферии Скифской плиты; 2) оксфорд-титон - формирование карбонатных платформ на шельфах и накопление терригенно-карбонатных отложений в прогибах; 3) берриас-баррем - разрушение карбонатных платформ, формирование карбонатно-терригенных отложений на шельфе и в прогибах. Крупная перестройка структуры региона и формирование новых осадочных бассейнов второго этапа произошла в конце раннего и самом начале позднего мела и была связана с коллизией Закавказского вулканического пояса с Нахичеванским блоком, замыканием Севано-Акеринского бассейна с океаническим типом коры и обусловленными расширением Атлантического океана крупными сдвигами с образованием сдвигово-раздвиговых бассейнов по границе Скифской плиты и Восточно-Европейской платформы, Закавказской и Скифской плит и на южной окраине Грузинской глыбы. Сопровождавшая образование этих бассейнов вулканическая деятельность на Скифской плите закончилась к началу сеномана, а на окраине Тетиса к его концу. В середине позднего мела (турон-сантон) вдоль окраинных бассейнов сформировался новый пояс вулканических дуг. На этом этапе развития региона выделены три периода: 1) апт, альб-сеноман - замыкание бассейна, начало коллизии, поднятие Малого Кавказа, образование грабенообразных сдвигово-раздвиговых прогибов с вулканогенными осадками -Северо-Крымской, Армавирский, Вандамский, Сочинский,

Лиахвинский, Аджаро-Триалетский; 2) турон-коньяк - завершающий этап коллизии, формирование вулканического пояса (дуги) по южной части Закавказского массива, сдвиг Кафанского блока и формирование олистостромов Севано-Акеринской офиолитовой зоны; 3) коньяк-даний -полное окончание коллизии, широкое распространение мелководных бассейнов с карбонатными планктоногенными осадками. Первый этап развития региона (цикл) отражает геодинамическую обстановку отмирания вулканической дуги, ослабления субдукции и начальный этап коллизии дуги и микроконтинента. Второй этап (цикл) отражает собственно коллизию дуги и двух микроконтинентов, формирование сдвиговых бассейнов, формирование новой дуги и последующую стабилизацию тектоники.

Заложение и развитие бассейнов и формирование разнообразных комплексов связано со сменой режимов сжатия, растяжения и сдвига, возникновением и затуханием вулканизма, изменениями климата, эвстатическими колебаниями уровня мирового океана и доминированием во времени различных породообразующих организмов.

4. Смена во времени породообразующих организмов, повышение уровня мирового океана и изменение геодинамических условий привело к формированию на активной окраине Тетиса двух типов шельфовых карбонатных комплексов - позднеюрского бентогенного и позднемелового глинисто-планктонного. Разнообразие условий седиментации и низкое стояние уровня океана в поздней юре-раннем мелу обусловило множество различных карбонатных образований: дельтово-рифовые, карбонатные платформы с редуцированной и хорошо развитой зарифовой зоной, карбонатные мегаплатформы и т.д. Обширная позднемеловая трансгрессия и сглаживание резко дифференцированных движений вызвало образование всего одного глинисто-карбонатного комплекса, распространенного в шельфовых бассейнах практически всего региона.

различных динамических типов потоков или потоков с разной степенью нагруженное™ и вещественным составом обломочных пород. Формирование этих трех типов систем шельф - подножие континентального склона явилось следствием направленного от поздней юры до конца мела изменения: морфологии палеобассейнов, крутизны склонов, ширины шельфа, карбонатного или терригенного типа седиментации, связанного с климатом и сменой во времени сообществ породообразующих организмов, глубины бассейнов и эвстатическими колебаниями уровня моря. На основе строения турбидитовых ритмов и общем фациальном составе подводных конусов выноса определены глубоководные и относительно мелководные условия их формирования.

6. Установлено широкое развитие толщ клиноформного строения позднемезозойских комплексов в разных по типу бассейнах региона Кпиноформное строение кимериджско-барремской терригенно-карбонатной толщи выявлено в Абино-Гунайской зоне, где отмечено уменьшение угла склона и проградирующее смещение тела клинотемы от поздней юры к раннему мелу с востока на запад. Аптско-альбская терригенная толща выполняла здесь роль ундатемы, перекрывая горизонтально лежащим плащом косонаслоенную часть клиноформы. Эта клиноформа занимала промежуточное положение на склоновой террасе между шельфом и подекпоновыми конусами выноса. Аналогичное косонаслоенное строение имеют биодетритовый карбонатный комплекс (склон) на Караби-Яйле в Горном Крыму, оксфорд-берриасские терригенные и терригенно-карбонатные (конгломераты и терригенно-карбонатный флиш) комплексы Восточно-Крымского прогиба, аптско-сеноманский терригенный комплекс, окаймляющий Ставропольский свод в Предкавказье и протягивающийся до западных участков Туранской плиты (Мангышлак - Большой Балхан).

7. На основе террейновой модели Горного Крыма в мезозойской истории региона выделены осадочные комплексы, образовавшиеся в различных геодинамических обстановках: а) «Дотеррейновый» триасово-среднеюрский комплекс (гетерогенные мелководные и глубоководные отложения), б) «Транзитный» батско-раннеоксфордский комплекс (терригенные и карбонатные, мелководные, рифовые и дельтовые отложения), в) «Коллизионный» позднеоксфордско-титонский комплекс (мощные толщи терригенных и карбонатных, часто флишоидных отложений крупных подводных конусов, карбонатных платформ и глубоководных зон морского бассейна), г) «Постколлизионный» раннемеловой комплекс (однородные толщи мелководных терригенных осадков с локально распространенными отложениями оползней, обвалов и мелких конусов), д) «Субплатформенный» позднемеловой комплекс (мелководные глинисто-карбонатные отложения обширного шельфового бассейна).

Список работ автора по теме диссертации.

1. Вознесенский А.И., Штеренберг Л.Е., Елисеева Т.Г. Цеолиты в олигоценовых отложениях Устюрта и северо-запада Приарапья //Литология и полезн. ископ. 1975.N4 С.107-115.

2. Вознесенский А И Седименто и литогенез олигоценовых отложений Приаралья IIM.: Наука. 1978. Тр ГИН АН СССР Вып.325..132 с.

3. Вознесенский А.И , Гамбашидзе Р.А.Мезозойские и палеогеновые карбонатные породы Кавказа. Путеводитель полевых экскурсий рабочей группы 3.5 Многостороннего сотрудничества Академий наук Соц. Стран. Москва. 1980.46 с.

4. Вознесенский А.И. Мезозойское карбонатонакопление в центральной части северной периферии Тетиса II Формации осадочных бассейнов. У всеесоюзный семинар. Т.1 (тезисы докладов). Москва. 1985. С.18.

5. Щербаков А.В., Вознесенский А.И., Дворов В.И. Гидрогеохимия литогенеза Восточных Карпат,//М.: Наука. 1987.159с.

6. Вознесенский А.И. История формирования неогеновых отложений Закарпатского прогиба.11 Тр. ГИН АН СССР. Выл.422. М,: Наука. 1988. 200с.

7. Кононов В.И., Хуторской М.Д., Вознесенский А.И., Дворов В.И. и др.//Геотермальная активность и осадочный процесс в Карибско-Мексиканском регионе /Яр. ГИН АН СССР. Вып. 448. М : Наука. 1990.192 с.

8. Вознесенский А.И. Позднемеэозойский флиш Западного Кавказа.// Флиш и флишоидные комплексы в различных структурных зонах земной коры. Всесоюзное совещание. Звенигород. Тезисы докладов. Москва. 1970. С.23-24.

9. Вознесенский А.И. Современные осадки Центрально-Американского желоба// Флиш и флишоидные комплексы в различных структурах земной коры. Всесоюзное совещание. Звенигород. Тезисы Докладов. Москва. 1990. С. 24-26.

10. Вознесенский А.И., Аникеева О. Условия образования и типы позднемезозойского флиша Западного Кавказа./Юсновные проблемы геологического изучения и использования недр Северного Кавказа. Есентуки. 1995 С. 201-204.

11. Voznesensky A., Anikeeva О Architecture particularities of dep sea fans (Late Mesozoic sedimentary basin.Nortwestem Caucases)// JAS- 16tn Regional Mectiny of Sedimentoiogy Book of Abstracts) Publication, Paris vol 22 1995 p.154

12. Anikeeva O., Voznesenky, Tuchkova M. Evolution of Jrassic-Cretaceons Sedimentary basin of Great Caucases.//30 tn JGC Abstracts Beijiny China 1996 vol 8. P.112.

13. Anikeeva O., Tuchkova M., Voznesensky A. Evolution Late Mesozoic Great Caucases Basin in terrigen-mineral ussamblages// JASTG Abstracts. Department of Geological Scienses, University of Manitoba winnipey 1996 MB R3 vol2 p. 133.

14 Voznesensky A., Anikeeva O. Late Mtsozoic carbonate platform in North-western Caucases// SFAX-17 tn Reytonal African European Meetiny of Sedimentoiogy. Boo of Abstract. Publication SFAX Tunisia 1996 vol 12 p 173-174.

15. Voznesensky A., Anikeeva O. Late Jrassic to Cretaceons Sedimentary history of North-West Caucases basin// 15tn International Conyress Abstract. Sedimentoiogy at the dawn of the therd millenium Alicante Spain 1998 p. 143.

16. Volozh Ju.A., Voznesenky A.I., Kazmin V.G. Seismostratigraphy о sedimentary basins of South Eastern of the Northern Peri-tethys //Peri-Tethys programme. Second workshop.Abstracts. Moscow. 1996 p 31-34.

17. Volozh Ju.A., Antipov M.P .Voznesensky A.I.et.al. The Turanian plate tectonic and evolution of the sedimentary basins //Peri-Tethys programe. Third workshop Abstracts. Moskow. 1997 p.30-31

18. Вознесенский А И. Возможности современного осадконакопления в ЦентральноАмериканском желобе.//Флиш и флишоидные комплексы в различных зонах земной коры (формации и геоморфология). Москва 1994. С.99-107.

19. Вознесенский А.И., КнипперА.Л., Перфильев А.С., Успенская Е.А., Арешин А.В. История восточной части террейна Горного Крыма в средней-поздней юре.//Геотеетоника.Ы1 1998. С 27-44.

20 Вознесенский А.И.,Книппер А.Л , Перфильев А.С., Успенская Е.А., Арешин А.В. Горный Крым как позднекиммерийский терреин.//Проблемы региональной геологии и

тектоники.(Совещание к 90-летию со дня рождения M В. Муратова) Тезисы докл. Москва. 1998. С.7.

21. Вознесенский А.И., Кузнецова К.И. Палеоландшафтные обстановки и их влияние на состав бентосных фораминифер в юрских бассейнах Сирии.// Проблемы стратиграфии и палеонтологии мезозоя, (научн. чтения, посвященные М.С. Месежникову) Труды. С-Рет.

1999. С.187-191.

22. Вознесенский А.И. Мезозойские осадочные комплексы Скифской и Туранской плит.//Материалы региональной конференции геологов Сибири, Дальнего Востока и Северо-востока России. T.1 Томск 2000. С.35-36.

23. Вознесенский А.И. Мезозойский этап осадконакопления на северной периферии Тетиса. //Проблемы литологии, геохимии и рудогенеза осадочного процесса. (Материалы к 1 Всероссийскому литологическому совещанию) T.1. Москва. ГЕОС. 2000. С.161-164.

24 PERI-TETHYS ATLAS palaeogeographical maps. ed. J.Dercourt, M.Gaetani, et all. Paris

2000.

А.И. Вознесенский является одним из соавторов 5 палеогеографических карт (синемюр, тоар, келловей, киммеридж, титон).

25. Kuznetsova K.I., Bragin N.I. Тейп U.K.,Voznesensky F.I. Jurassic foraminifera assamblayes from Ankara region Turkey -(an initial report)//Intemational symposium on Eastern Mediterranian Geology. Abstract. Isparta Turkey 2001 p.39.

26. Книппер А.Л., Шараськин А.Я., Вознесенский А.И. Офиолитовые брекчии Малого Кавказа: строение и происхоздение. Геотектоника 2001. N3. С60-68.

27. Voznesensky A.I., Volozh J., Antipov M., Lipatova V., Shlezinger A. Mesozoic paleogeography and sedimentary basins of the Scythian-Turanian plate (Caucasus-Caspian region).Proctcdines of the 2 International Symposium on the Petroleum Geology and Hydrocarbon Potential of the Black Area. Turky 1996. Turkish Association of Petroleum Geologist. Special Publication 4. Tyrkey 2001. P.1-17.

28. Вознесенский А.И., Горбачик Т.Н., Кузнецова К.И. Юрский и меловой бассейны юго-восточной части Малого Кавказа: условия осадконакопления и комплексы фораминифер //Стратиграфия и геол. корреляция 2002. Т.10. N3. С.53-65.

29. Kuznetsova К I., Bragin N. ,Tekin M.К., Voznesensky A.I. Jurassic foraminifera assamblaye from Ankara region Turkey.//Procecdinys 4 Intern. Symp of Eastern Mediterranian Geology. Printed by S.DEMIREL University. Isparta Turkey 2002 p.123-138.

30. Вознесенский А.И. Мезозойские седиментационные комплексы террейна Горного Крыма.// Материалы Всероссийского литологического совещания. Москва. Из-во МГУ. 2003. С.60-62

31. Kononov V.I.,Bouysse P., Butuzova G. Voznesensky F. tn. FI. Flux de chalenz et activité hydrothermal dans la partie centrale de la ride sous-marine des Petites Antile (nord de la Guadeloupe).//Pnneipaux résultats seientifiques et techniques du BRGM. Geodynamique Paris 1988 P.116-117.

32. Кононов В.И., Зинкевич В П , Поляк Б.Г., Вознесенский А.И. и др. Новые данные по геологии и геотермии спрединговой зоны трога Кайман (Карибское море).//Доклады АН СССР. 1989. Т.304. N4.

33. Кузнецова К.И., Брагин Н.Ю., Текин К., Вознесенский А.И. Планктонные и бентосные космополитные фораминиферы юры Центральной Турции // Стратиграфия и геологическая корреляция. Сдана в печать в 2002 г.

ВОСТОЧНЫЙ КАВКАЗ

■Ш1

> ЕЖО' И" ШР га"

Комплексы: 1) кгрбммтш*. 2) рвфогсвный, 3) прркгснмий морской, 4) тсрр ктекюнсврбонжгаыВ. 5) эвдпорятмый, «•) вулканический, 7) »умсиюгслю-осадочпий, 8) флитевый марбокяпгый, ОДлшетый террягетный, 1®> аааскяояммлй глыбовый обвальный, 11)лагуап(мамгпи1е1пальаыЙ террвгся-нь(й крясноимтний, 12) терригелыб углевоеный. 13) Кремнистый, 14) кремнкто-кярФаягшый, 15)оерер*®ы в осядо-

Мезоэойские ос&яочные комплексы Закавказья, Западного и Восточного Кавказа.

} 0 КАРЙИЙСЮт

вН

Рис.2,

Комплексы: 1) карбонатный, 1) рнфогекямй, 3) терршчншй морской, 4} тер риге нно-карбонатлый, 5) эашортмий, 6) вулканический, 7) вулкаппгнип ос щнита, в) флкгаеаыЛ карбонатный, 9)флшп«аый щцшиииый, 10) аадсклсикший глыбовый обмльшй, 11)лаг}-1ш0-к«1гпшештли1ый тсуртеы-ный крас подает вый, 12) террвгениый углеявсиыв, 13) кремяис-тьА, 14) кремнистонкарбоижтеыЯц 15укрершы » всаяко-«акоплстць_ _ _

Хроностраткграфия я эастетическая кривая по Наае1а1 1987

Мезозойские осадочные комплексы Крыма, Средней Азии (Тураиекая плита), Балканского полуостром {Мязнвск&я плита), Сирии (Аравийская плита.), Восточно-Европейской платформы (ВЕП).

1. ШЕЛЬФЫ С ТЕРРИ ГЕННЫМ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕМ.

1 А. Терригенные огложения прибрежной (верхней) части шельфа. 1 Б. Терригенные отложения открытого мелководья (средняя часть) шельфа.

1 В. Терригенные отложения наиболее глубоководной (нижней) юны шельфа.

П. ШЕЛЬФ С КАРБОНАТНЫМ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕМ.

П А. Отложения шельфа с преобладанием бентосного биогенного

карбоиатонакопления. П Б. Отложения зарифовых лагун. П В. Отложения шельфа с преобладанием планктонного карбонатонакопления.

Ш. ТЕРРИГЕННО-КРЕМНИСТЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ ОТНОСИТЕЛЬНО МЕЛКОВОДНЫХ ЗОН МОРЯ.

Ш А. Терригенно-кремнистые отложения верхней части материкового склона и внешнего шельфа.

IV. ОТЛОЖЕНИЯ ПОДСКЛОНОВЫХ КОНУСОВ.

IV А. Отложения подсклоновых конусов в глубоководной части моря.

IV Б. Отложения относительно мелководных долинно-веерных систем.

IV В. Турбидитовые отложения зон вулканизма.

V. ОТЛОЖЕНИЯ УДАЛЕННОГО ОТ ПОБЕРЕЖЬЯ ГЛУБОКОВОДЬЯ ОТКРЫТОГО МОРСКОГО БАССЕЙНА.

V А. Терригенные и карбонатные отложения удаленной

глубоководной части моря.

V Б. Кремнистые и карбонатно-кремнистые отложения

глубоководного морского бассейна.

Ряс. 3. Фации позднемезозойских отложений Крымско-Кавказского региона.

ПОДВОДНЫЕ ПОДСКЛОНОВЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ ГРАВИТАЦИОННЫХ ПОТОКОВ

ГЛУБОКОВОДНЫЕ КОНУСЫ

ОТНОСИТЕЛЬНО МЕЛКОВОДНЫЕ КОНУСЫ

Рис,4.Типы позднемезозойских подводных нодсклоновых отложений гравитационных потоков.

КАРБОНАТНЫЕ КОМПЛЕКСЫ ШЕЛЬФОВ

ШЕЛЬФ С БЕНТОСНЫМ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕМ

ШЕЛЬФСЙЛАНКТОННЫМ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕМ

(Активная окраина Тетиса| | Пассивная окраина Тетися)

КАРБОНАТНЫЕ ПЛАТФОРМЫ

х а

■е-

ей

Я *

>3 о О -

^ £ а 2

а £ « й а 3

8 я

л. ы

Ь X

8 в

1 5

ш В

2 ■

В 5

Ь X 2

X V

X а

я ё

а г

■Л щ

«В

8 В а ■

I I

* 5 3 -е-

2 в.

е 2

5 V

% а

1 1 5 " § £ $1 й §

КАРБОНАТНЫЕ СКЛОНЫ 2

Л в и •е-

И щ 5

3 а

г я X

и 2 к X X

5 V о

« X о е-

(О £

я о

1 £ &

в я t О •е- о

X X

а Р 1

9 г в?

и 2 а §

| Л й

3 а

"Й о я 5 1

и ■ Л « ? и

2 X £ £ Ч § £

" 2 хо о £ §

в в х 1

к £ « в* •в ж я и ® 1 ®1

1 5 2 г И *

-еЛ

2 х а. х

<о о

о- о.

я с>

« I

Рис.5. Типы позднемезозойских карбонатных отложений.

t é'S¿~ » 16 152

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Вознесенский, Александр Игоревич

Введение

Часть

Цитологическое строение, комплексы и этапы накопления позднемезозойских отложений.

Глава 1. Закавказье.

1.1. Малый Кавказ. 10 Выводы.

1.2. Севано-Акеринская зона Малого Кавказа. 26 Выводы.

1.3. Закавказский массив. 43 Выводы.

Глава 2. Западный Кавказ (Кубанский прогиб, зона погружения

Северо-Западного Кавказа, Новороссийско-Лазаревский прогиб).

Выводы.

Глава 3. Восточный Кавказ (Терская впадина, Чиаурский и Дибрарский прогибы).

Выводы.

Глава 4. Крым (Горный, Равнинный Крым, Северо-Крымский прогиб).

Выводы.

Глава 5. Туранская, Мизийская плиты, Северный и Южный Перитетис.

Глава 6. Общие закономерности осадконакопления, геодинамические события и этапы развития северной периферии Тетиса в позднем мезозое.

Часть П

Фации и условия формирования осадочных комплексов в различных типах позднемезозойских бассейнов.

Глава 7. Фации позднемезозойских отложений

Выводы.

Глава 8. Особенности строения и типы подсклоновых турбидитовых и биогенных шельфовых комплексов

Глава 9. История формирования и закономерности строения осадочных чехлов в бассейнах северной периферии Тетиса.

Выводы.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Седиментологические и геодинамические условия формирования позднемезозойских осадочных комплексов в бассейнах северной периферии Тетиса"

Актуальность темы .Установившиеся за последние десятилетия в современной геологической науке мобилистские представления о строении и истории формирования верхней части литосферы заставляют переосмысливать и в значительной степени пересматривать взгляды на образование и историю развития бассейнов, а также на условия седиментации в разных их типах. С недавнего времени геологические исследования сосредотачиваются не только на изучении отдельных литологических или литолого-стратиграфических единиц разрезов (толщ, свит, серий, формаций и т.д.), но и концентрируются на рассмотрении в целом условий формирования осадочных чехлов бассейнов. Определение «осадочный бассейн» не имеет точной формулировки и разными авторами как в России , так и за рубежом понимается по разному. Большинство из них считает, что осадочный бассейн в первую очередь это структура, возникшая в определенной тектонической обстановке, связанная с конкретными геодинамическими условиями, существовавшими в данном регионе в определенный этап его развития. Границы бассейна очерчены границами данной структуры, а заполняющие эту структуру осадочные или какие-либо другие образования, слагающие ее чехол, являются вместе со структурой собственно осадочным бассейном. Положение осадочных бассейнов в различных геодинамических зонах, смена обстановок во времени, отмирание или появление новых бассейнов запечатлено в особенностях строения, состава и взаимоотношениях различных толщ (или комплексов), слагающих их чехол (или наполнение).

Осадочные комплексы слагают большую часть чехлов осадочных бассейнов и литосферы в целом. Изменение во времени и пространстве геодинамики, климата, геохимических особенностей бассейна, биотических сообществ, уровня мирового океана и т. д. приводит к сменам осадочных ассоциаций (комплексов). Разделение влияния этих факторов на седиментогенез и выявление доминирующего какого-либо из них является одной из задач при решении общей проблемы, поставленной в данной работе. Важным вопросом является выделение «индикаторных» осадочных ассоциаций (комплексов), образующихся в определенных геодинамических обстановках при формировании чехлов бассейнов. Смена во времени в строении чехлов бассейнов одних осадочных комплексов другими образует последовательные вертикальные ряды. Смена условий седиментации в пределах одного региона в ограниченный отрезок времени формирует латеральный ряд ассоциаций (комплексов).

Горизонтальные (или латеральные) ряды образуют определенную последовательность геодинамических условий, существующих в конкретный отрезок времени на территории и тесно связанных с развитием крупного участка Земной коры - либо с этапом цикла развития океанического бассейна Уилсона, либо с усилением или ослаблением тектонической активности, рифтогенезом, сдвиговыми движениями и т.д. на платформах или на участках с консолидированной корой. Вертикальная смена комплексов в чехлах осадочных бассейнов отражает изменение на протяжении длительного времени одних геодинамических условий на другие, связанные с теми же процессами цикличности или тектонической активности в регионе. Геодинамические и вертикальные ряды седиментационных комплексов связаны с одной стороны с конкретной геодинамической обстановкой в крупном регионе, а с другой - с геодинамической историей его развития. Изучение рядов комплексов позволяет установить: 1) изменения и нарушения в классической последовательности распространения бассейнов в разных типах геодинамических областей (например: пассивных или активных континентальных окраин, зонах рифтогенеза на платформах и т.д.), 2) унаследовательность развития или отмирание бассейнов, 3) связь развития и влияние друг на друга океанических и платформенных областей, конкретных структур и бассейнов, 4) установить общие закономерности развития осадконакопления.

Среди появившихся в последнее время крупных сводок по методам и методикам изучения осадочных бассейнов следует назвать работу Ph.A. Allen and T.R. Allen "Basin Analysis/ Principles and Applications", вышедшую в 1990 г. В книге помимо причин становления и классификаций осадочных бассейнов рассматриваются общие вопросы условий формирования и эволюции осадочных толщ, тектонические и эвстатические факторы, контролирующие седиментацию, термическую историю бассейнов и их нефтегазовый потенциал. В одной из последних методических работ сотрудников Московского Государственного Университета под руководством A.M. Никишина «геоисторический и reo динамический анализ осадочных бассейнов» (1999) рассмотрены вопросы стратиграфического анализа бассейнов, отражения очень крупных глобальных событий в строении их чехлов, методы математического моделирования бассейнов, поведения флюидов, существовавшие палеообстановки с подробной характеристикой рифтовых бассейнов, краевых прогибов, межгорных впадин и др. Как пишет A.M. Никишин , «только когда впадина заполняется осадками, она становится осадочным бассейном» (стр. 491), тем самым автор подчеркивает, что главными в осадочных бассейнах являются комплекс отложений и вмещающая их отрицательная структура (впадина).

Изучение динамики развития осадочных бассейнов в настоящее время является одним из важных и современных направлений в геологии, осуществляемого при помощи «бассейнового анализа», суть которого сводится к комплексному «мультидисциплинарному» изучению этих бассейнов, как структур, порожденных процессами, происходящими в глубинных геосферах.

К настоящему моменту определена большая роль литологических и литолого-фациальных исследований при проведении бассейнового анализа. Одним из важных, но достаточно слабо освещенных вопросов остается проблема изучения общих закономерностей формирования верхней части литосферы в крупных регионах, где длительно существуют различные по геодинамической природе осадочные бассейны. В каждом из бассейнов накапливаются как присущие только им «индикаторные комплексы», так и отложения, характерные для всего региона в целом и отражающие эволюционный этап или цикл развития региона.

Цель и задачи исследования. Как следует из сказанного выше, основной целью наших исследований было выяснить общие закономерности осадконакопления в бассейнах различной геодинамической природы, развивавшихся в течение длительного времени в одном регионе. Для решения поставленной проблемы были выбраны бассейны северной активной окраины Тетиса в пределах Крымско-Кавказского региона, где в позднем мезозое располагались Малокавказский дуговой (междуговой) и преддуговой бассейны, Закавказская «микроплита», «троговые» бассейны южного склона Большого Кавказа, шельфовые бассейны юга Скифской плиты и, наконец, террейн Горного Крыма. Для сравнения были использованы как имеющиеся у автора материалы, так и литературные источники по строению разрезов Мангышлака, Туаркыра, Большого Балхана, Амударьинской впадины, Мизийской плиты и прогибов Центральной Болгарии. Кроме того был использован любезно предоставленный К.И. Кузнецовой материал шлифов пород из юрских разрезов Сирии. Как видим, все бассейны располагаются в совершенно различных крупных тектонических блоках и вполне могут служить объектами для достижения основной цели, поставленной в данной работе.

Изучение общих закономерностей осадконакопления включает в себя 1) сравнение литологического и фациального строения разрезов в разных типах бассейнов, 2) прослеживание отдельных горизонтов отложений, отражающих крупные геодинамические, седиментационные или биотические события, 3)выделение общей крупномасштабной цикличности развития региона.

Другим важным вопросом является изучение изменения во времени строения осадочных комплексов, являющихся как бы «эталонными» для бассейнов данного типа или для какого-либо события глобального или крупнорегионного масштаба. В целом, позднемезозойские толщи по северной периферии Тетиса слагаются разнообразными вулканогенными, вулканогенно-осадочными, терригенными, карбонатными, эвапоритовыми, кремнистыми мелководными и относительно глубоководными отложениями. В большинстве случаев в каждом типе бассейнов накапливается свой специфический для него комплекс отложений, связанный с его геодинамическими особенностями. Влияние на седиментацию внешних факторов таких как климат, изменение состава биоты, эвстатические колебания уровня моря, общее эволюционное развитие региона находит отражение в строении комплексов отложений по всему региону. В нашу задачу входило выявление этих отражений, определение специфики седиментации для разных типов бассейнов и прослеживание изменения обстановок осадконакопления в течение позднего мезозоя в регионе. Все это было направлено на создание как общей картины эволюции седиментации в определенный этап геодинамического развития северной периферии Тетиса, так и на прослеживание влияния различных факторов на особенности осадконакопления в различных типах бассейнов.

Позднемезозойский этап развития Крымско-Кавказского региона связан с формированием здесь в конце средней юры активной окраины, субдукцией и последующей коллизией Нахичеванского и Закавказского блоков. Таким образом нами изучен очень крупный геодинамический этап развития этой территории: предколлизионный, коллизионный и постколлизионный. Влияние процессов коллизии на осадконакопление в регионе также является одним из вопросов, рассмотренных в данной работе. Решение проблемы закономерностей осадконакопления в позднем мезозое в регионе сводятся к следующим задачам: 1) описание строения осадочных комплексов в каждом из бассейнов, 2) их сопоставление между собой и корреляция событий, происходивших здесь в течении поздней юры позднего мела, 3) генетической интерпретации всего разреза и достаточно детальному изучению основных «индикаторных» ассоциаций, 4) восстановление общих закономерностей седиментации.

Установлены особенности осадконакопления и формирования чехлов бассейнов, связанные с одной стороны с общими закономерностями седиментации, характерными для региона в целом, а с другой стороны определены особенности формирования осадочных толщ, присущих отдельным типам бассейнов. Иными словами разделены общие и конкретные (местные) факторы, влияющие на седиментацию и формирование осадочных чехлов в бассейнах разного типа, развивающихся совместно в одном регионе в течение длительного времени.

Результаты работы позволяют расширить методические основы бассейнового анализа для объяснения закономерностей седиментации и формирования чехлов осадочных бассейнов.

Результаты проведенных исследований могут найти практическое применение при детальной разработке событийной корреляции не только для разнофациальных позднемезозойских отложений Крымско-Кавказского региона,' но и для большей части разрезов северной окраины Мезотетиса.

Одним из важных теоретических вопросов, решенных в работе, является установление принципов мелководности и глубоководности некоторых типов ритмично построенных терригенных и терригенно-карбонатных турбидитовых отложений.

Проведенная классификация мелководных и относительно глубоководных комплексов карбонатных, биогенных и детритовых отложений позволит прогнозировать распространение в позднемезозойских толщах региона разных типов седементологических коллекторов нефти и газа.

Материал. Для наших целей как опорный был выбран Крымско-Кавказский регион, расположенный на северной периферии палеоокеана Тетис. Нами были изучены разрезы верхней юры - мела в пределах вулканической дуги Малого Кавказа и реликты разрезов преддугового юрского бассейна, встречающиеся в тектоническом меланже Севано-Акеринской офиолитовой зоны. Исследованы разрезы сложно построенной Закавказской микроплиты (массива), флишевые ритмично построенные отложения Новороссийско-Лазаревского, Чиаурского и Дибрарского прогибов (окраинное море), южного склона Большого Кавказа. В Предкавказье на Скифской плите были изучены позднемезозойские отложения в западной (Лабинской) и Восточной (Терской) ее впадинах. Кроме того, достаточно детально было проанализировано строение верхнеюрских и нижнемеловых отложений Горного Крыма, который, по нашему мнению, является террейном, присоединившимся в конце поздней юры к югу Скифской плиты. В общей сложности в регионе автором было достаточно подробно описано и изучено более 200 полных или фрагментарных разрезов поздней юры - мела. Расположение этих разрезов показано на рис. 1,2,3. Кроме того был использован огромный литературный материал как по геологическому строению закрытых участков территории (Предкавказье, Закавказье, Равнинный Крым), так и тематических работ по стратиграфии, тектонике и литологии всего региона. Закономерности строения и история развития в позднем мезозое всей северной периферии Тетиса базируются на собственном и литературном материале.

Для детальной характеристики литологического состава терригенных, карбонатных, вулканогенных и вулканогенно-осадочных пород автором было просмотрено и изучено под микроскопом в общей сложности более 2500 прозрачных шлифов. Значительная часть шлифов была прокрашена для

Рис. .Положение основных изученных разрезов и профилей на Скифской и Туранской плитах, Закавказском массиве и Малом Кавказе. с К и Ф с к л я

ПЛИГЛ

-. 1 ; 2 *« , | л *

Рис.3. Схема расположения изученных разрезов в Горном Крыму Нижние контакты (подошва): 1 - палеогеновых отложений, 2 - меловых отложений, 3 - верхнеюрских обложений. м.Сарыч качественного определения вещественного состава карбонатных пород. Изучение глинистого вещества пород детально не проводилось, но тем не менее в лаборатории физических методов ГИН РАН А.Л. Соколовой была проведена диагностика около 50 образцов.

Существующая классификация осадочных бассейнов основана главным образом на их тектонической природе или структурном положении и не учитывает историю развития, восстанавливаемую на основе изучения последовательности образования и особенностей строения заполняющих их комплексов. Разработка каких-либо новых или уточнение существующих классификаций осадочных бассейнов не входит в нашу задачу и в данной работе мы используем общую схему, основанную на нахождении бассейнов на разном типе земной коры и их положении относительно разных типов границ между плитами (Митчел и Рединг 1990). Осадочные бассейны связаны с определенным типом тектонических обстановок: 1) внутренние бассейны и рифты, 2) пассивные континентальные окраины, 3) океанические котловины, 4) обстановки зон субдукции, 5) обстановки зон горизонтальных смещений, 6) ф коллизионные обстановки.

Для сопоставления осадочных толщ и комплексов в разных бассейнах были использованы существующие стратиграфические схемы. Большой возрастной интервал и обширная территория региона не позволяет применить единую стратиграфическую схему, которой для отложений верхней юры, нижнего и верхнего мела всего региона в настоящее время не существует. Ссылки на используемые в работе стратиграфические схемы и их авторы указываются в соответствующих разделах и главах. Генетическая интерпретация отложений проводилась по методике литолого-фациального анализа, разработанной в Геологическом институте РАН членом-корреспондентом РАН П.П. Тимофеевым.

Классификация терригенных и карбонатных пород и их микроскопическое изучение было проведено по методике соответственно В.Д. Шутова и А.Г. Коссовской (для терригенных) и Р. Данхема (1962) и А. Эмбри гЦ и Дж. Кловэна (1975) (для карбонатных).

Защищаемые положения. 1. В позднемезозойской истории осадконакопления на северной периферии Тетиса выделяются два периода образования карбонатных комплексов: позднеюрский (оксфорд-валанжин) и позднемеловой (турон-даний), разделенные накоплением баррем-сеноманских терригенных и вулканогенных толщ. Трехчленный характер строения и последовательность вертикальных рядов комплексов сохраняется в разрезах всех без исключения типов осадочных бассейнов и является отражением внешних седиментационных условий (фон) в процессе формирования чехлов этих бассейнов, приобретающих свою индивидуальность в зависимости от конкретных геодинамических обстановок.

2. Формирование и развитие осадконакопления в позднемезозойских бассейнах Крымско-Кавказского региона происходило в два этапа, связанных с двумя крупнейшими геологическими событиями. Во-первых с перестройкой северной активной окраины Тетиса, сопровождающейся косой коллизией Нахичеванского и Закавказского блоков и Скифской плиты. Во-вторых с крупными меловыми правосторонними сдвиговыми движениями, обусловленными постколлизионными явлениями, связанными с раскрытием Северной Атлантики.

4. В каждой из трех седиментационных периодов формирования чехлов осадочных бассейнов (позднеюрский, раннемеловой и позднемеловой) на шельфе и в прогибах формировались различные, но весьма специфические комплексы карбонатных и терригенных отложений. Предложены три модели осадконакопления в системе шельф - подножие материкового склона. Трем различным шельфовым комплексам (с карбонатным бентогенным осадконакоплением, с карбонатным планктонногенным осадконакоплением и с терригенными отложениями) соответствуют песчано-карбонатный, песчано-глинистый и глинисто-известковый типы подводных конусов и шлейфов.

Каждый из всех перечисленных комплексов имеет свои характерные черты фациального состава и строения конусов.

Благодарности. Работа выполнена в лабораториях «Литологии и геохимии терригенных формаций», «Осадочных формаций» и «Микропалеонтологии» Геологического института РАН. Полевые исследования по Крымскому региону проводились в тесном сотрудничестве с лабораторией «Геология офиолитов» Геологического института РАН и «Лабораторией региональной и исторической геологии» Московского геолого - разведочного университета. В ходе работ я постоянно пользовался поддержкой, консультациями и советами академика РАН А.Л. Книппера, члена-корреспондента РАН П.П. Тимофеева, К.И. Кузнецовой, В.Б. Курносова, Е.А. Успенской, Ю.А. Воложа, Л.И. Боголюбовой, В.Н. Кононова, Г.Е. Некрасова, А.Я. Шараськина, В.В. Липатовой, Л.Е. Штеренберга, Б.В. Полянского, В.И. Копорулина, Ю.Г. Цеховского. Помощь в проведении полевых работ на Кавказе оказали автору сотрудники Геологического института Грузинской академии наук P.A. Гамбашидзе, Г.А. Чихрадзе, Ш.А. Беридзе, С.Г. Баланчивадзе.

Организация и проведение многих полевых исследований были бы невозможны без помощи О.В. Аникеевой и A.B. Арешина. Всем перечисленным коллегам я приношу искреннюю благодарность. Особо хочу поблагодарить заведующую Лабораторией микропалеонтологии Н.В. Гореву за предоставлениее мне исключительно благоприятных условий при завершении данной работы.

Заключение Диссертация по теме "Литология", Вознесенский, Александр Игоревич

Выводы.

Геодинамическая история развития осадочных бассейнов северной периферии Тетиса (рис.3 а) и формирование заполняющих их позднемезозойских осадочных комплексов нам представляется следующим образом.

1. В конце средней юры произошла тектоническая перестройка структуры всего региона и формирование вулканической дуги с зоной субдукции. В бате активность дуги снижается и к келловею происходит почти полное или частичное замыкание задугового бассейна, выразившееся в складчатости, подъеме территории и значительном размыве накопившихся ранее толщ. Бассейны в ранней и средней юре заполнялись терригенными, часто угленосными отложениями.

2. В первой половине келловея новая стадия рифтинга в Кавказском задуговом бассейне привела к формированию субширотно ориентированного бассейна южного склона Большого Кавказа с турбидитовым осадконакоплением. С позднего келловея на большей части северной периферии Тетиса начинают формироваться мелководные бассейны шельфового типа с преобладанием бентосного карбонатонакопления. Крупный блок (террейн Горного Крыма), дрейфовавший в бассейне в северном или северо-западном направлении, к концу келловея пришел в соприкосновение с выступом южного края Скифской плиты. Формирование бассейнов осадконакопления в начале келловея знаменует начало крупного верхнеюрско-барремского цикла осадконакопления и развития территории. Начиная с позднего келловея и по валанжин практически по всей северной периферии Тетиса от Средней Азии до Мизийской платформы на мелководных шельфах формируется мощный рифогенный карбонатный комплекс. В зависимости от типа шельфа и соотношения внешних и внутренних факторов образуются различные типы карбонатных платформ или склонов, а в прогибах глубоководные или относительно мелководные подсклоновые конуса. В кимеридже-титоне за счет падения уровня мирового океана по всей северной периферии шельфовые бассейны обособляются и превращаются в крупные солеродные бассейны, сформировав своеобразный «эвапоритовый пояс» бассейнов. В кимеридже или еще в позднем оксфорде происходит окончательное формирование прогибов с турбидитовым осадконакопалением на территории от Восточного Кавказа до Балкан. В валанжинское время, а в отдельных районах с берриасса начинается этап разрушения карбонатных построек и формирование обломочных карбонатных толщ (в целом кластических) первой половины раннего мела.

3. В апте начинается коллизия Нахичеванского блока и Закавказской плиты, наиболее активно проявляющаяся в альбе-сеномане. За счет давления с юга и существования в регионе тектонических напряжений, связанных с расширением Северной Атлантики, вдоль границ Грузинской и Артвино-Азербайджанской глыб, а также по заложенному еще в средней юре разлому по югу Восточно-Европейской платформы , формируются сдвигово-раздвиговые быссейны с вулканическим и вулканогенно-осадочным типами седиментации. Начало коллизии отразилось в формировании мощной терригенной толщи основания второго крупного цикла осадконакопления и развития бассейнов в регионе. В конце коньякского времени полная коллизия в Малокавказском регионе явилась причиной формирования здесь «флишоидных и молассоидных» толщ неоавтохтона. Образование крупной вулканической зоны и отдельных очагов вулканизма в Закавказье в туроне-сантоне, также скорее всего вызвано этимсобытием. Повышение уровня мирового океана и обширная трансгрессия во второй половине турона привели к окончательной смене терригенного типа осадконакопления на шельфовых областях на планктоногенный карбонатный и соответственно к изменению характера глубоководной седиментации в прогибах.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Суммируя результаты анализа особенностей литологического строения и фациального состава позднемезозойских комплексов отложений, этапности (истории) развития и эволюции во времени геодинамических обсгановок в

Крымско-Кавказском регионе и по всей северной окраине центрального сектора Тетиса, можно сделать следующие выводы.

1 .Позднемезозойские отложения региона образовались в различных ландшафтно-фациальных обстановках от глубоководноморских в Севано-Акеринском бассейне с корой переходноготипа до мелководноморских шельфовых и лагунно-континентальных на относительно стабильных участках Закавказской, Скифской и Туранской плит. В самых разнообразных тектоническихобстановках формировались совершенно различные осадочные комплексы: в глубоких прогибах отложения подводных подсклоновых конусов и долинно-веерных систем; в вулканических дугах и связанных с ними преддуговых бассейнах вулканогенные и очень разнообразные вулканогенно-осадочные образования от мелководных шельфовых до турбидитовых в зонах растяжения и в прогибах, образованных сдвигами, и в зонах растяжения формировались характерные для них вулканогенные, вулканогенно-осадочные и осадочные отложения.

2. В мезозойской истории осадконакопления на северной периферии Тетиса выделяются три этапа интенсивного формирования карбонатных комплексов: триасовый, позднеюрский (оксфорд-валанжин) и позднемеловой (турон-даний), разделенные периодами образования терригенных или вулканогенных осадков: ранняя-средняя юра, баррем-сеноман. На территории Восточно-Европейской и Центрально-Евразийской платформ мезозойские отложения представлены в основном терригенными или в южных их частях карбонатно-терригенными комплексами. По южной пассивной окраине Тетиса практически весь разрез мезозойских морских осадков сложен карбонатными, сульфатными или реже терригенными красноцветными отложениями. Различие в составе и строении мезозойских отложений северного и южного Перитетиса связано с осадконакоплением в различных климатических обстановках, установившихся здесь с начала мезозоя и сохранившихся в течение длительного времени (умеренный гумидный на севере и жаркий с периодами аридизации на юге). Смещение границ климатических зон к северу или югу приводило к изменению площадей накопления терригенных и карбонатных отложений по северной периферии Тетиса и, как следствие этого, чередованию разных седиментационных комплексов в области миграции этих зон.

Главенствующим фактором карбонатонакопления в мезозое являлся климат, а определенное сочетание различных геодинамических, эвстатических, ландшафтно-фациальных и биологических факторов приводили к появлению того или иного типа карбонатных комплексов (вулканогенно-карбонатный, дельтово-рифовый, окраинно-рифовый, карбонатная платформа, карбонатный склон или рампа, «флишевый» карбонатный, эпиконтинентальный карбонатный).

Формирование осадочных бассейнов происходило в два этапа, связанных с двумя крупнейшими геодинамическими событиями позднемезозойской истории региона. Первое из них - это частичное сокращение и перестройка среднеюрского окраинного бассейна Южного склона Большого Кавказа в конце бата - начале келловея и формирование на его месте двух расширяющихся на запад и восток бассейнов с турбидитовым типом седиментации. Это было связано с одной стороны с перестройкой северной окраины океана Тетис и объединением Мизийской плиты, Понтид и Малого Кавказа в единую систему вулканических дуг, а с другой - с движением на юг и разворотом Восточно-Европейской платформы. На этом этапе выделено три периода развития: 1) келловей-оксфорд - заложение двух флишевых прогибов по южной периферии Скифской плиты; 2) оксфорд-титон - формирование карбонатных платформ на шельфах и накопление терригенно-карбонатных отложений в прогибах; 3) берриас-баррем - разрушение карбонатных платформ, формирование карбонатно-терригенных отложений на шельфе и в прогибах.

Крупная перестройка структуры региона и формирование новых осадочных бассейнов второго этапа произошла в конце раннего и самом начале позднего мела и была связана с одной стороны с коллизией Закавказского вулканического пояса с Нахичеванским блоком, замыканием Севано-Акеринского бассейна, а с другой - с крупными сдвигами с образованием сдвигово-раздвиговых бассейнов по границе Скифской плиты и ВосточноЕвропейской платформы, Закавказской и Скифской плит и на южной окраине Грузинской глыбы за счет расширения Северной Атлантики Сопровождавшая образование этих бассейнов вулканическая деятельность на Скифской плите закончилась к началу сеномана, а на окраине Тетиса к его концу. В середине позднего мела (турон-сантон) вдоль окраинных бассейнов сформировался новый пояс вулканических дуг. На этом этапе развития региона выделены три периода: 1) апт, альб-сеноман - замыкание бассейна, начало коллизии, поднятие Малого Кавказа, образование грабенообразных сдвигово-раздвиговых прогибов с вулканогенными осадками - Каркинитский, Армавирский, Вандамский, Сочинский, Лиахвинский, Аджаро-Триалетский; 2) турон-сантон -завершающий этап коллизии, формирование вулканического пояса (дуги) по южной части Закавказского массива, сдвиг Кафанского блока и формирование олистостромов Севано-Акеринской офиолитовой зоны; 3) сантон-даний -полное окончание коллизии, широкое распространение мелководных бассейнов с карбонатными планктоногенными осадками.

Первый этап развития региона (цикл) отражает геодинамическую обстановку отмирания вулканической дуги, ослабления субдукции и начальный этап коллизии дуги и микроконтинента. Второй этап (цикл) отражает собственно коллизию дуги и двух микроконтинентов, формирование сдвиговых бассейнов, формирование новой дуги и последующую стабилизацию и ослабление тектонических движений. Заложение и развитие бассейнов и формирование разнообразных осадочных комплексов связано со сменой режимов сжатия, растяжения и сдвига, возникновением и затуханием вулканизма, изменениями климата, эвстатическими колебаниями уровня мирового океана и доминированием во времени различных породообразующих организмов.

4. Смена во времени породообразующих организмов, повышение уровня мирового океана и изменение геодинамических условий привело в позднем мезозое к формированию на активной окраине Тетиса двух типов шельфовых карбонатных комплексов — позднеюрского бентогенного и позднемелового глинисто-планктонного. Геоморфологическое разнообразие условий седиментации, низкое стояние уровня океана в поздней юре-раннем мелу обусловило множество различных карбонатных образований: дельтово-рифовые, карбонатные платформы с редуцированной и хорошо развитой зарифовой зоной, карбонатные мегаплатформы и т.д. Обширная позднемеловая трансгрессия и сглаживание резко дифференцированных движений вызвало образование всего одного глинисто-карбонатного комплекса, распространенного в шельфовых бассейнах практически всего региона.

5. Предложены три модели седиментационной системы шельф -подножие континентального склона. Формирующимся на шельфе в разных ландшафтно-фациальных условиях трем различным комплексам отложений: (карбонатная платформа или склон, широкий шельф с терригенными осадками и обширный мелководный шельфовый бассейн с планктоногенными карбонатными осадками) соответствуют три различных типа подводных конусов. Соответственно это: песчано-алевритово-известковый, глинисто-алевритовый и наконец глинисто-карбонатный типы конусов. Каждый из них имеет свои характерные черты и отличается от других особенностями строения или составом отложений: различным соотношением площадей, занятых проксимальными, медиальными или дистальными частями конуса, преобладанием определенных фациальных типов осадков или появлением специфических, в основном крупнообломочных и блоковых образований, преобладанием в разных типах конусов отложений различных динамических типов потоков или потоков с разной степенью нагруженности и вещественным составом обломочных пород. Формирование этих трех типов систем шельф -подножие континентального склона явилось следствием направленного от поздней юры до конца мела изменения: морфологии палеобассейнов, крутизны склонов, ширины шельфа, карбонатного или терригенного типа седиментации, связанного с климатом и сменой во времени сообществ породообразующих организмов, глубины бассейнов и эвстатическими колебаниями уровня моря. На основе строения турбидитовых ритмов и общем фациальном составе подводных конусов выноса определены глубоководные и относительно мелководные условия их формирования.

6. Установлено широкое развитие толщ клиноформного строения позднемезозойских комплексов в разных по типу бассейнах региона Клиноформное строение кимериджско-барремской терригенно-карбонатной толщи выявлено в Абино-Гунайской зоне, где отмечено уменьшение угла склона и проградирующее смещение тела клинотемы от поздней юры к раннему мелу с востока на запад. Аптско-альбская терригенная толща выполняла здесь роль ундатемы, перекрывая горизонтально лежащим плащом косонаслоенную часть клиноформы. Эта клиноформа занимала промежуточное положение на склоновой террасе между шельфом и подсклоновыми конусами выноса. Аналогичное косонаслоенное строение имеют биодетритовый карбонатный комплекс (склон) на Караби-Яйле в Горном Крыму, оксфорд-берриасские терригенные и терригенно-карбонатные (конгломераты и терригенно-карбонатный флиш) комплексы Восточно-Крымского прогиба, аптско-сеноманский терригенный комплекс, окаймляющий Ставропольский свод в Предкавказье и протягивающийся до западных участков Туранской плиты (Мангышлак - Большой Балхан).

7. На основе террейновой модели Горного Крыма в мезозойской истории региона выделены осадочные комплексы, образовавшиеся в различных reo динамических обстановках: а) «Дотеррейновый» триасово-среднеюрский комплекс (гетерогенные мелководные и глубоководные отложения), б) «Транзитный» батско-раннеоксфордский комплекс (терригенные и карбонатные, мелководные, рифовые и дельтовые отложения), в) «Коллизионный» позднеоксфордско-титонский комплекс (мощные толщи терригенных и карбонатных, часто флишоидных отложений крупных подводных конусов, карбонатных платформ и глубоководных зон морского бассейна), г) «Постколлизионный» раннемеловой комплекс (однородные толщи мелководных терригенных осадков с локально распространенными отложениями оползней, обвалов и мелких конусов), д) «Субплатформенный» позднемеловой комплекс (мелководные глинисто-карбонатные отложения обширного шельфового бассейна).

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Вознесенский, Александр Игоревич, Москва

1. Адамия Ш.А., Габуния Г.Л., Кутелия З.А., Хуцишвили О.Д., Цимакуридзе Г.К. Характерные черты тектоники Кавказа.// Геодинамика Кавказа. М.: Наука. 1989. С 3-15.

2. Адамия Ш.А., Кипиани Я.Р., Чичуа Г.К. Проблема происхождения складчатости Большого Кавказа.//Геология и полезные ископаемые Большого Кавказа.//. М.: Наука. 1987. С. 40-48.

3. Азарян Н.Р. Стратиграфия и фауна юрских отложений Алавердинского рудного района Армянской ССР. Ереван. Изд. АН Арм. ССР. 1963. 85 с.

4. Акаев В.П. О генетических особенностях пирокласто-осадочных пород верхнемеловых формаций северо-восточной части Малого Кавказа.// Классификация и номенклатура вулканогенно-осадочных пород. Мат. Всесоюзного семинара. Тбилиси. 1968. С. 154-169.

5. Акопян В.Т. Стратиграфия юрских и меловых отложений юго-восточного Зангезура. Изд. АН АРМ ССР. Ереван. 1962. 105 с.

6. Акопян В.Т. Меловая система.//Геология СССР. T.XLU1. Армянская ССРГеологическое описание. Москва.: Недра. 1970.

7. Алиев М.Н., Крылов H.A., Генкина Р.З., Ростовцев К.О., Сахаров A.C. и др. Юра Юга СССР. М.: Наука. 1983. 208 с.

8. Алиев А.Г., Магомедов A.M. Литология карбонатных отложений верхней юры и валанжина Дагестана и северного Азербайджана.// Изд. ЭЛМ. Баку. 1972. 132 с.

9. Алиев Г.А., Хализаде Х.А., Насиров А.Я., Халилов А.Г. Раннемеловые рифтовые образования Малого Кавказа (Азербайджан).// Баку. Изд. Нафта-Пресс. 2000. С. 153.

10. Алиев М.Н., Ализаде К.А., Султанов K.M., Халилов А.Г., Халилов Д.М. Палеогеография восточного Закавказья в меловом периоде и в кайнозое.// Международный Геол-конгресс. XXI сессия. Доклады Советских геологов. М.: геол. техиздат. 1960. С. 138-146.

11. Алиев О.Б. Стратиграфия и фауна меловых отложений северо-восточнойчасти Малого Кавказа. Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геол.-мин. наук. Баку. 1961. С.26.

12. Алиев М.М., Алиев О.Б. К стратиграфии меловых отложений верховьев р. Тутхун (Малый Кавказ)// Доклады АН Азерб. ССР. Т.22. N 12. Баку 1966. С 121-128.

13. Алферов Б.А. Александрийская опорная скважина (Сев. Кавказ). // Труды ВНИГРИ. Вып. 192. 1962. 128 с.

14. Амурский Г.И., Тиунов К.В., Хариков Б.А., Шлезингер А.Е. Структура и тектоническое положение Большого Балхана.//М.:Наука.1968. 53 с.

15. Аникеева О.В. Верхнеюрско-меловые осадочные комплексы северозападного Кавказа( фации и минералогия). Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геол.-мин. наук. М. 1999. С.23.

16. Архипов И.В. Кимеридж-титонский флиш Горного Крыма и условия его образования.// Изв. Высших учеб ных заведений. Геология и разведка. 1958. №6. С. 20-30.

17. Архипов И.В. Офиолиты области Мезотетис: фрагменты коры единого океана или систем глубоководных прогибов.// Бюл. МОИП. Отд. геол. Т.62. Вып.5. 1987. С.8-23.

18. Архипов И.В. Успенская Е.А. Цейтлер В.М. О характере взаимоотношений нижнемеловых и верхнеюрских отложений в пределах юго-западной части Горного Крыма.// Бюлл. МОИП. Отд. Геол. 1958. Т. 33. Вып.5. С.81-90.

19. Асланян А.Т. История тектонического развития Тавро-Кавказской области. Изд. АН Ар. ССР. Ереван. 1984. С. 161.

20. Афанасьев C.JI. Эволюция флишеобразования в мезо-кайнозое (на примере Большого Кавказа). Эволюция осадочного процесса в океанах и на континентах. М.: Наука. 1983. С.224-228.

21. Афанасьев C.JI. Флишевая формация: закономерности строения и условия образования. М.: А/О Росвузнаука. 1993. С.359.

22. Афанасьев C.J1. Путеводитель экскурсии 10-ой Международной школы морской геологии. Верхнемеловая-датская флишевая формация СевероЗападного Кавказа. Москва. 1992. С.48.

23. Афанасьев C.JI. Унифицированная стратиграфическая схема верхнего мела Большого Кавказа.// Геология и полезные ископаемые Большого Кавказа. М.: Наука. 1987. С. 14-146.

24. Барабошкин Е.Ю. Биостратиграфическое расчленение готеривских отложений междуречья Бодран-Нага.// Тр. Крымского научно-учебного центра им. Проф. A.A. Богданова. Вып.1. М.: Изд. Геол. фак. МГУ. 1997. С. 27-53.

25. Барабошкин Е.Ю., Янин Б.Т. Корреляция валанжинских отложений Юго-Западного и Центрального Крыма.// Тр. Крымского геологического научно-учебного центра им. Проф. A.A. Богданова. Вып 1. М.: Изд. Геол.фак. МГУ. 1997. С.4-26.

26. Басов В.А., Патрунов Д.К., Кабаньков В.Я. Литолого-стратиграфическая характеристика и палеообстановка поздней юры и раннего мела Северной Атлантики. С. Стратиграфия и палеогеография Северной Атлантики в меловом периоде. Ленинград. 1980. С. 8-28.

27. Бебешев И.И. Литология юрских угленосных отложений Гиссарского хребта.//Тр. ГИН АН СССР. Вып. 293. М.: Наука. 1976. 137 с.

28. Безносов Н.В., Казакова В.П., Леонов Ю.Г. и др. Стратиграфия нижне-среднеюрских отложений центральной части Северного Кавказа.// Тр. ВНИИГАЗ. 1960. Вып. 10 (18). С. 109-191.

29. Белов A.A. Тектоническое развитие Альпийской складчатой области в палеозое. М.: Наука. 1981. 212 с.

30. Белов A.A., Братин Н.Ю., Вишневская B.C., Сатиан М.А., Соколов С.Д. Новые данные о возрасте офиолитов Веды (Армения).// Доклады АН СССР. Том. 321. N 4. 1991. С.784-787.

31. Белоусов Т.П., Куртасов С.Ф., Шухалидиев Ш.А Особенности эволюции палеонапряжений и закономерности динамики Западного Кавказа на примере Ставропольского свода.//ДАН. Т. 355.№4. 1997. С. 527-531.

32. Бендукидзе Н.С., Чиковани A.A. Путеводитель Экскурсий. 1У Всесоюзный симпозиум по ископаемым кораллам Тбилиси. Тбилиси. 1978. С.18.

33. Беридзе М.А., Адамия Ш.А., Абесидзе Г.И. Нижняя юра.// Вопросы геологии северзападной части Абхазии. Тбилиси. Изд. Мецниераба. 1972. С 2239.

34. Бойко Н.И., Седлицкий В.И., Шведов В.Н. Литолого-фациальные особенности и условия образования карбонатных отложений оксфорда в Западном Предкавказье.//Литология и полезн. ископ. 1977. №1. С. 137-144.

35. Бойко Н.И. О генезисе верхнеюрских карбонатных отложений Западного Предкавказья.// Литология и полезн. ископ. 1975. №9. С.113-122.

36. Бойко Н.В. О генезисе доломитов верхнеюрских карбонатных отложений Западного Предкавказья.// Литология и полезн. ископ. 1982. №2. С.47-53.

37. Бойко Н.И. Позднеюрские рифогенные образования Северного Кавказа.// Сб. Сравнительная характеристика эвапоритовых и карбонатных формаций. Новосибирск. Наука. 1984. С.150-161.

38. Бойко Н.И. Литология мезозойских карбонатных отложений Северного Кавказа. Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук. Москва. 1993. С.50.

39. Бойков A.A., Голиков Ш.В., Голиков A.A., Седлицкий В.И., Шведов В.Н. О происхождении целестина на Северном Кавказе. //Литология и полезн. ископ. 1978. №5. С.77-87.

40. Бондаренко В.Г. Тектоника и нефтегазоносность Северо-Крымского прогиба.// Геология нефти и газа. 1989.N2. С.41-45.

41. Бресковска Ст., Дмитрова Н., Дольна Креда.// Стратиграфия на България. София. 1968. Р.217-258.

42. Булейшвили П.Р. Глубинные недра Межгорной впадины Грузии как основной резерв запасов нефти и газа.//Проблемы нефтегазоносности глубокозалегающих горизонтов мезозоя Кавказа. Тр. ВНИГНИ. Вып. 120. Москва. 1972. С.211-229.

43. Вызова С.А. Существовало ли поднятие на месте Горного Крыма в раннем мелу.// Бюлл. МОИП. Отд. Геол. Вып.1. Т.56. С.41-51.

44. Варсамишвили Э.В. Эволюция седиментации и литогенез нижнемеловых отложений восточного бассейна флишенакопления окраинного моря Большого

45. Кавказа. Автореферат на соискание ученой степени доктора геол.-мин. наук. Тбилиси. 2000. С.50.

46. Вассоевич Н.Б. К вопросу об условиях образования флиша.// Известия АН СССР. Сер. геол. 1940. Вып.4. С. 37-72.

47. Вассоевич Н.Б. Флиш и методика его изучения. Ленинград. Гостопиздат. 1948.216 с.

48. Вассоевич Н.Б. Условия образования флиша. Ленинград. Гостоптехиздат. 1951.240 с.

49. Вассоевич Н.Б. О флиш е.// Материалы Карпато-Балканской Ассоциации №3.//Изд. АН УССР. Киев. 1960. С.26-49.

50. Вахрамеев В.А. Основные черты фитогеографии Земного шара в юрское и раннемеловое время.// Палеонтологический журнал. М. 1975. С 123-132.

51. Вишневский Л.Е., Панина Л.В. Стор М.А., Короновский Н.В. Поперечные зоны позднеюрских конседиментационных разломов Центрального Кавказа.// Докл. АН СССР. Геол. Т. 284. №5. 1985. С. 1183-1187.

52. Вишневский Л.Е., Панина Л.В. Палеотектонические аспекты формирования верхнеюрских карбонатных и эвапоритовых толщ Терско-Каспийского прогиба.// Геология и полезные ископ. Большого Кавказа. М.: Наука. 1987. С. 175-190.

53. Вишневская B.C. Радиоляриты как аналоги современных радиоляриевых илов. М.: Наука. 1984. 120 с.

54. Вишневская B.C., Седаева K.M. Кремнистые образования в карбонатных и терригенно-карбонатных породах мезозоя Большого Кавказа.// Литология и полезн. ископ. N 5. 1988. С.38-50.

55. Вознесенский А.И. Седименто- и литогенез олигоценовых отложений Приаралья.// Тр. ГИН АНСССР. Вып.325. М.: Наука. 1978. С.130.

56. Вознесенский А.И., Книппер А.Л., Перфильев A.C., Успенская Е.А., Арешин A.B. Горный Крым как позднекиммерийский террейн. Тезисы доклада «Проблемы региональной геологии и тектоники». К 90-летию со дня рождения М.В. Муратова. М.:1998. С.7.

57. Вознесенская Т.А. Терригенная седиментация.// Геосинклинальная и океанская седиментация и вулканизм. Тр. ГИН АН СССР. Вып.396. М.: Наука. 1984. С.5-23.

58. Волков K.P., Шлезингер А.Е. Событийная стратиграфия и колебания уровня моря.// Изв. АН СССР. Сер. геол. N9. 1992. С.133-137.

59. Волож Ю.А., Милитенко Н.В., Певзднер Л.А., Шлезингер А.Е. Методология глубинного геологического картирования осадочных бассейнов. Москва. 1995. С.91.

60. Воскресенский И.А. Некоторые вопросы взаимоотношения геологических формаций южного склона Большого Кавказа.// Тр. ВНИГНИИ. Вып.6 (геол. сб.). Москва. 1961. С.369-385.

61. Вялов О.С. Краткий очерк общего характера флиша Карпат и его особенности.// Тр. Львовского геол. об-ва. Геол. Сер. Вып.1 1948. С.43-61.

62. Всес. Нефт. НИГРИ. Авторефераты научн тр. Вып.5. Геологическое строение и перспективы нефтеносности западных и восточных областей УССР. Л. 1951.175 с.

63. Всес. Нефтегазовый НИИ. Краснодарский филиал. Труды. Вып. 16. (фауна, стратиграфия и литология мезозойских и кайнозойских отложений Краснодарского края (сб. статей) п/р. В.Л. Егояна. 1965. 228 с.

64. Гаврилов Ю.О. К геохимии терригенных отложений в связи с эвстатическими колебаниями уровня моря (нижняя и средняя юра, Северный Кавказ).//Литология и полезн. ископ. 1992. №2. С.57-70.

65. Гаврилов Ю.О. О гравитационном перенапряжении масс на поверхности конуса выноса (лейас, Северо-восточный Кавказ).//Литология и полезн. ископ. 1994. №4. С. 126-133.

66. Гаврилов Ю.О. Нижне-среднеюрский дельтовый осадочный комплекс Северо-восточного Кавказа.// Литология и полезн. ископ. 1994. №4 С.77-104. №5. С.86-93.

67. Гамкрелидзе П.Д., Гамкрелидзе И.П. Тектонические покровы южного склона Большого Кавказа. Мецниереба. 1977. Тбилиси. С.81.

68. Гамкрелидзе И.П., Гамкрелидзе Г.З. Проблемы альпийской деформации Большого Кавказа и смежных с ним областей. Сб. Геология и полезн. ископ. Большого Кавказа. М.: Наука. 1987. С.35-40.

69. Геология СССР Том УШ. Крым. Часть 1. Геологическое описание. Ред М.В. Муратов. М.: Наука. 1969. С.575.

70. Геологический словарь.// М.: Наука. 1978. Т.1, 486 е., Т.2 456 с.

71. Геология и геодинамика нефтегазоносных территорий юга СССР.//Тр. ВНИГНИ. Вып.255. 1986. С. 232.

72. Геология и нефтеносность Северной Болгарии (под ред. Калинко).// Тр. ВНИГНИ. Вып. 165. М.: Недра. 1976. 242 с.

73. Горбачик Т.Н., Друщиц В.В., Янин Б.Т. Особенности берриасского и валанжинского бассейнов Крыма и их населения.//Вестник МГУ. Сер. геол. N 4 1970. С.16-25.

74. Горбачик Т.Н., Друщиц В.В., Янин Б.Т. Нижнемеловые отложения междуречья Бельбек-Альма (Крым).//Вестн. Моск. Ун-та Сер. геол. N6. 1975 с.19-31.

75. Гофман Е.А., Сорокина И.Э., Егоян В.А. и др. Мезозойско-кайнозойский комплексы Предкавказья. М.: Наука. 1988. С.94.

76. Градзинский Р., Костецкая А., Радомский А., Укруг Р. Седиментология.// М.: Недра 1980. С. 646.

77. Григорьев В.Н. Эфузивно-кремнистая формация офиолитового пояса Малого Кавказа.// Осадкообразование и вулканизм в геосинклинальных бассейнах. М.: Наука. 1979. С.60-81.

78. Григорьев В.Н. Олистостромы.// Геосинклинальная и океанская седиментация и вулканизм. Тр. ГИН АН СССР. Вып 396. М.: Наука. 1984. С.24-37.

79. Григорьев В.Н., Книппер А.Л., Соколов С. Верхнемеловой олистостромовый комплекс Калычлинской синклинали.// Сов. Геол. 1975. №7. С.62-73.

80. Григорьянц Б.В. Возростные соотношения осадочного чехла и консолидированной коры в южно-каспийской впадине и на прилегающих территориях и их структурная значимость.// Геодинамика Кавказа. М.: Наука. 1989. С. 130-138.

81. Деревягин B.C., Седлецкий В.И. Верхнеюрские соленосные отложения Предкавказья.//Литология и полезн. ископ. 1977. №4. С.121-131.

82. Добровольская Т.И., Сальман Г.Б. О готерив-барремских конгломератах восточного Крыма.//ДАН СССР.Т.133, N6. 1960. С. 1432-1434.

83. Дотдуев С.И. О покровном строении Большого Кавказа.// Геотектоника. N5. 1986. С 28-39.

84. Дотдуев С.И. Проблемы Альпийской тектоники Большого Кавказа. //С. Геология и полезн. ископ. Большого Кавказа. М.: Наука. 1987. С.48-55.

85. Друщиц В. В. Палеонтологическое обоснование стратиграфии нижнемеловых отложений Крыма.//Бюлл. МОИП. Сер. геол. Т ХХХП, N6. 1957. С.151-169.

86. Друщиц В.В., Горбачик Т.Н., Каменецкий А.Е., Янин Б.Г. Региональные стратиграфические очерки .Крым. // Стратиграфия СССР. Меловая система. Полутом 1. М.: Недра. 1986. с.127-135.

87. Дьяконов А.И. Геологическое строение и перспективы нефтегазоносности Туапсинского района Краснодарского края.//Геол. сб. 6 Труды ВНИГНИ. Вып.6. Москва. 1961. С.67-90.

88. Егоян В.Л. Очерк стратиграфии нижнего мела северо-западного Кавказа.//Тр. Краснодарского филиала ВНИИ. Вып.2. Москва. 1964. С. 113-154.

89. Егоян В.Л. Тектоническое развитие западного Предкавказья и северозападного Кавказа в меловом периоде.// Особенности геологического строения и нефтегазоносности Предкавказья и сопредельных районов. М.: Наука. 1965. С.112-130.

90. Егоян В.А., Антонова З.А., Гарбузова А.Г. Стратиграфия меловых отложений Ейского-Березинского района.//Геологический сб.6. Труды ВНИГНИ. Вып.6. Москва. 1961. С.122-161.

91. Егоян В. А., Ткачук Г. А. К стратиграфии готерива Северного Кавказа.//Фауна, стратиграфия и литология мезозойских и кайнозойских отложений Краснодарского края. Тр. Краснодарского филиала ВННИИ (КФВННИИ). Вып. 16. Л.: Недра. 1965. С.244-285.

92. Ефимов H.A. Верхнетриасовые рифогенные отложения Северного Кавказа и их микрофации.// Сб. Фанерозойские рифы и кораллы СССР. Тр. Всесоюзного симпозиума по кораллам и рифам. Душанбе 1983. М.: Наука 1986. С.166-171.

93. Жабрева П.С. Литология и петрография нижнемеловых отложений Северо-Западного Кавказа.// Геологический сб. 6. Тр. ВНИГНИИ. Вып.6. Москва. 1961. С.234-252.

94. Жабрева П.С. Карбонатные породы меловых отложений СевероЗападного Кавказа.//Геол. сб. 6. Тр. ВНИГНИИ. Вып.6. Москва. 1961. С.222-233.

95. Жамойда А.И., Казинцова Л.И., Тихомирова Л.Б. Комплексы мезозойских радиолярий Малого Кавказа.// Изв. АН СССР. Сер. reo л.N2. 1976. С. 156-160.

96. Жарков М.А., Благовидов В.В., Жаркова Т.М. и др. К вопросу о строении позднеюрских соленосных отложений Средней Азии.// Особенности строения осадочных формаций. Новосибирск. Наука. 1982. С.3-19.

97. Занчиев Ш.Д. Галогенные отложения поздней юры Дагестана.// Особенности строения осадочных формаций. Тр. Ин-та геологии и геофизики Сиб. Отд. АН СССР. Вып. 535. Новосибирск. Наука. 1982. С 73-81.

98. Иванов О.П., Скрипко К.А., Ясаманов H.A. Природные катастрофы и экология.//Жизнь Земли. Экологические проблемы и природные образования. Изд. МГУ. 1991. С.64-74.

99. Казанцев Ю.В. Тектоника Крыма.// М.: Наука. 1982. 112 с.

100. Казанцев Ю.В., Казанцева Т.Г. и др. Структурная геология Горного Крыма. Уфа. БНЦ Ур. О АН СССР . 1989. 152 с.

101. Казьмин В.Г. Тектоническая эволюция бассейнов окраинных морей Черноморско-Кавказского региона.//Тектоника осадочных бассейнов северной Евразии. Тезисы докладов к 100-летию со дня рождения Н.С. Шатского. М.: 1995.С 53-54.

102. Карлов H.H. Оксфордские биогермы восточной части Крыма.// Изв. Высших учебных заведений. Геология и разведка. 1963.№4. С.41-45.

103. Карякин Ю.В. Геодинамика формирования вулканитов Малого Кавказа.// Тр., ГИН АН СССР вып. 438. М.:Наука. 1989. 150 с.

104. Карякин Ю.В., Аристов В.А. К вопросу о геологической позиции «экзотических утесов» Турагачайской зоны (Малый Кавказ).// Докл. АН СССР. 1990. Т.311. №5. С.1183-1193.

105. Ким. Г.С. Генезис карбонатных отложений пограничных слоев юры и мела Центрального Копетдага. Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геол.-мин. наук. М.: 1990. С. 14.

106. Книппер А.Л., Сатиан М.А., Брагин Н.Ю. Верхнетриасовые-нижнеюрские вулканогенно-осадочные отложения Старого Зодского перевала (Закавказье).//Стратиграфия, геологическая корреляция. 1997. Т.5. №3. С.58-65.

107. Книппер А.Л., Шараськин А.Я., Вознесенский А.И. Офиолитокластовые брекчии Малого Кавказа: строение и происхождение.//Геотектоника. 2001. №3. С.60-68.

108. Кононов В.И. и др. Геотермальная активность и осадочный процесс в Карибско-Мексиканском регионе.// Тр. ГИН АН СССР. Вып.448. М.: Наука. 1980. 192 с.

109. Копп М.Л. Трансгрессивно-регрессивная цикличность позднего мела-палеогена и фазы олистостромообразования в пределах южного склона Восточного Кавказа (статья 1).// Бюлл. МОИП. Отд. геол. 1990. Т.65. Вып.4. С.97-109.

110. Копп М.Л., Хаин В.Е. Раннемеловые тектонические покровы севера Альпийского пояса Европы и их возможная природа.// Доклады АН 1996, т.346, N2. С. 226-230.

111. Косарев B.C. Особенности строения галогенной формации поздней юры Кабардино-Балкарии и юга Ставрополья.//Особенности строения осадочных формаций. Тр. Ин-та геологии и геофизики Сиб. Отд. АН СССР. Вып.535. Новосибирск. Наука. 1982. С. 54-64.

112. Корнев Г.П. Магматические комплексы и тектоническая зональность Северо-Западного Кавказа и Западного Предкавказья в мезозое.// Особенности геологического строения и нефтегазоносность Предкавказья и сопредельных районов. М.: Наука. 1965. С 61-87.

113. Короновский Н.В., Милеев B.C. О соотношении отложений таврической серии и эскиординской свиты в долине р. Бодрак (Горный Крым).//Вестник Mry.Nl. 1974. С.80-87.

114. Короновский Н.В., Панина JI.B. Формирование структуры Предгорного Дагестана.// Вестник МГУ. Сер. Геол. №4. 1995. С.45-57.

115. Королюк И.К., Михайлова Н.В.,Равикович А.И. и др. Ископаемые органогенные постройки, рифы, методика их изучения и нефтегазоносность. М.: Наука. 1975. 236 с.

116. Королюк И.К., Михайлова Н.В.Терминология, критерии выделения, классификация и методы изучения рифогенных отложений.//Литология и полезн. ископ. 1977. №3. С.24-29.

117. Красилов В.А. Меловой период. Эвролюция земной коры и биосферы. М.: Наука. 1985. 240 с.

118. Краснов Е.В. Титонские коралловые комплексы на территории Крыма.//Докл. АН СССР. 1963. Т.153. №1. Геология. С.170-171.

119. Кропачева С.К. Фации древней себкхи и принцины их выделения. Сб. Обстановки осадконакопления и их эволюция. М.: Наука. 1984. С.205-208.

120. Крымгольц Г.Я. Северный Кавказ.// Стратиграфия СССР. Юрская система. Москва. 1972. С.154-173.

121. Кузнецов В.Г. О двух типах соленосных толщ.//Геология и геофизика. 1972. №7. С.22-30.

122. Кузнецов В.Г. Некоторые черты эволюции рифообразования в истории Земли.// Сб. Эволюция осадочного процесса в океанах и на континентах. М.: Наука. 1983. С. 163-173.

123. Кузнецов В.Г.Кремневые образования оксфордских карбонатных отложений Северной Осетии.//Бюлл. МОИП.Отд. геол. Т.бб.Вып 4.1991. С.110-116.

124. Кузнецов В.Г., Сухи В. Условия формирования оксфордских известняков Северной Осетии.//Литология и полезн. ископ. 1991. №5. С.135-141.

125. Кюнен Ф.И. Экспериментальные исследования суспензионных потоков.// Геология и геофизика морского дна. М.: Мир. 1969. С.59-87.

126. Лебединский В.И. Магматизм Крыма.// Геология СССР. Т.VIII 4.1. Геологическое описание. М.: Недра. 1969. С.301-325.

127. Лебединский В.И., Макаров H.H. Вулканизм Горного Крыма. Из-во АН УССР. Киев. 1962. 208с.

128. Лебединский В.И., Шалимов А.И. Ископаемый лахар на Карадаге и особенности структуры массива Кок-Кая.// Докл. АН СССР 1967.Т. 172. N6. С.114-118.

129. Левен Э.Я. Новые данные об аптских отложениях Кафанской зоны Малого Кавказа.// Изв. Вузов. Геол. и разв. N 6. 1985. С.20-26.

130. Левен Э.Я., Успенскаяя Е.А. О возрасте верхнемеловых толщ на северозападном крыле Кафанской антиклинали (Армения).//Изв. Высш. Уч. Зав. Геол. и разв. .1988. С.15-19.

131. Левен Э.Я., Успенская Е.А. К стратиграфии мела и палеогена северозападного крыла Кафанского антиклинория (Армения). //Изв. Высш. Уч. Зав. Геол. и разв. N3. 1990. С.9-20.

132. Леонов М.Г. Дикий флиш Альпийской области.//Тр. ГИН АН СССР. Вып. 199. M.: Наука. 1975.140 с.

133. Лидер М.Р. Седиментология.//М.: Мир. 1986. С.439.

134. Лисицин А.П. Глобальные пояса лавинной седиментации. . Обстановки осадконакопления и их эволюция.// М.: Наука. 1984. С.4-35.

135. Лисицин А.П. Лавинная седиментация в морях и океанах.// Литол. и полезн. ископ. 1985. №6. С.3-19.

136. Лисицин А.П. Процессы терригенной седиментации в морях и океанах. М.: Наука. 1991.С.270.

137. Лихт Ф.Р. Фациальный анализ современного седиментогенеза и возможности палеофациальных реконструкций (на примере Японского моря).//Тихоокеанская геология. 1983. №2. С.9-19.

138. Логвиненко Н.В., Карпова Г.В., Шапошников Д.П. Литология и генезис Таврической формации Крыма. Изд.Харьков. ГУ 1961.

139. Логвиненко Н.В., Карпова Г.В., Космачев В.Г. К вопросу о генезисе карбонатов в терригенных флишевых толщах.//Известия высших учебных заведений. Геология и разведка. 1963. №4. С. 77-87.

140. Ломизе М.Г. Региональные и глобальные события в развитиии Кавказской геосинклинали.// Геол. и полезн. ископ. Большого Кавказа. М.: Наука. 1987. С.21-34.

141. Лордкипанидзе М.Б., Адамия Ш.А., Асанидзе Б.З. Эволюция активных окраин океана Тетиса // Доклады 27 Международного геологического конгресса. Палеоокеаналогия. Т.З. М.: 1984. С.72-83.

142. Лучников B.C. Верхнеюрская геологическая формация юго-востока Средней Азии.// Особенности строения осадочных формаций. Тр. Ин-та геологии и геофизики Сиб. Отд. АН СССР. Новосибирск. Наука. 1982. С. 19-34.

143. Лысенко Н.И. Новые данные о рифогенной природе яйл Горного Крыма.// Следы жизнедеятельности и динамика среды в древних биотах. Киев. Наукова думка. 1988. С.131-135.

144. Лычагин Г.А. Стратиграфия. Меловая система. Нижний отдел.// Геология СССР. Т VIU ч.1. Геологическое описание. М.: Недра. 1969. С.155-179.

145. Магомедов A.M. Литология верхнемеловых отложений Дагестана. Махачкала. 1984. 212 с.

146. Магомедов A.M. Литология карбонатных образований мезозоя Восточного Предкавказья. Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геол.-мин. наук. Москва. 1994. С.44.

147. Мазаева Г.Н., Овезбердиев Г.К. Условия формирования келловей-оксфордских отложений восточного Туркменистана.//Литол. и пол. ископ. N5. 1992. С. 100-112.

148. Макрилова Л.Ю. Геологическое строение и условия нефтегазоносности Майкопского месторождения (Краснодарский край).//Особенности геологического строения и нефтегазоносности Предкавказья и сопредельных территорий. М.: Наука. 1965. С.166-172.

149. Максимова C.B. Роль биоритмов в образовании детритовых известняков.// Среда и жизнь в геологическом прошлом.(фации и организмы). М.: 1963. Гл.8. С.20.

150. Мальцева A.K. Юрские формации Центрально-Евразийской платформы и их нефтегазоносность. Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геол.-мин. наук. Москва. 1980. С.39.

151. Малхасьян Э.Г. Пирокластические продукты юрского вулканизма Армении./УКлассификация и номенклатура вулканогенно-осадочных пород. Материалы Всесоюзного семинара. Тбилиси. 1968. Тбилиси 1970. С. 144-153.

152. Мандалян P.A. Вулканогенно-карбонатная формация верхней юры-нижнего мала северной части Армянской ССР.// Стратиграфия и литология Армянской ССР. Ереван. Изд. АН Арм. ССР. 1979. С 101-189.

153. Маслакова Н.И., Волошина A.M. Стратиграфия меловой системы, верхний отдел.//Геология СССР т.VIII. Крым ч.1. Геологическое описание. М.: Недра. 1969. С 179-200.

154. Масленникова Г.В., Бигун П.В., Гордиенко В.Н. Палеогеографические критерии поисков литологических залежей в Восточно-Кубанской впадине.//Геология нефти и газа. N4. 1978. С.55-60.

155. Маркевич П.В. Геосинклинальное терригенное осадконакопление на востоке Азии в фанерозое. //М.: Наука. 1985ю С.117.

156. Материалы по геологии районов Русской платформы и Северного Кавказа и методологическим вопросам нефтяной геологии (п\ред. Грязного Н.К.)// Всес. Нефт НИИ. Тр. Вып.9. 1956.

157. Мельников Ю.В. Конкреции позднеюрско-меловых отложений и их коррелятивное значение.//Литол. И полезн. ископ. 1982. №6. С.133-140.

158. Месежников М.С., Азбель АЛ., Калачева Е.Д., Ротките Л.М. Средний-верхний оксфорд Русской платформы.// Ленинград. Наука. 1989. 183 с.

159. Мизенс Г.А. Верхнепалеозойская флишевая формация Западного Урала. Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геол=мин. наук. Екатеринбург. 1995. С.37.

160. Милеев B.C., Барабошкин Е.Ю.,Никитин Н.Ю., Розанов С.Б., Шалимов И.В. Об аллохтонном залегании верхнеюрских отложений Горного Крыма.// Докл. РАН 1994. Т.338 N4. С.497-500.

161. Милеев B.C., Розанов С.Б., Барабошкин Е.Ю, Никитин М.Ю., Шалимов И.В.Положение верхнеюрских отложений в структуре Горного Крыма.// Бюлл. МОИП. Отд. геол. т.70, вып.1. 1995. С.22-31.

162. Милеев B.C., Розанов С.Б., Барабошкин Е.Ю., Шалимов И.В. Строение и эволюция Горного Крыма.// Очерки геологии Крыма. Тр. Крымского научно-учебного центра им. Проф. A.A. Богданова. Вып.1. М.: Изд. Геол. фак. МГУ. 1997. С. 187-206.

163. Митчел А.Х.Г., Рединг Х.Г. Осадконакопление и тектоника.//Обстановка осадконакопления и фации. М.: Мир. 1990. С.227-283.

164. Михайлова М.В. Строение и условия образования биогермов в районе г.Судака.// Известия высших учебн. Заведений. Геология и разведка. 1959. №5. С.52-60.

165. Муратов М.В. Краткий очерк геологического строения Крымского полуострова. М.: Госгеолтехиздат. 1960. С.207.

166. Муратов М.В., Архипов И.В., Успенская Е.А. Стратиграфия, фации и формации юрских отложений Крыма.//Бюлл. МОИП. Отд. геол. т.35, вып.1 1960. С.87-97.

167. Назаревич Б.П., Назаревич И.А., Швыдко Н.И. Нижнетриасовые отложения Скифской плиты формации и нефтегазоносность.// В кн. Осадочные бассейны и их нефтегазоносность. М.: Наука. 1983. С. 123-151.

168. Назаревич Б.П., Назаревич И.А., Швыдко Н.И. О генезисе пятнисто-брекчиевых известняков нижнего триаса Восточного Предкавказья.// Сб. Эволюция карбонатонакопления в истории Земли. М.: Наука. 1988. С.259-273.

169. Найдин Д.П., Кияшко С.И. Геохимическая характеристика пограничных отложений сеномана-турона Горного Крыма. Статья2.//Бюлл. МОИП. Отд. геол. т.69, вып.2 1994. С.59-74.

170. Найдин Д.П., Пахиалайнен В.В., Kay Ю.И., Красилов В.А. Меловой период. Палеогеография и палеоокеанология. М.: Наука. 1986. 262 с.

171. Начев И.К. Юра.// Стратиграфия на България. София. 1968. Р.191-215.

172. Начев И.К. Литология на юрските седименте в България. София 1976. Из-во Болгарска Академия на науките. 160 р.

173. Начев И.К. Реседиментация и флишообразование.// Палеонтология, стратиграфия и литология 25. София. 1988. С.61-73.

174. Никишин A.M., Болотов С.Н., Барабошкин Е.Ю. и др. Геологическая история Крымско-Кавказско-Черноморского региона.// Очерки геологии Крыма. Тр. Крымского научно-учебного центра им. проф. А.А.Богданова. Вып.1. М.: изд. Геол. фак. МГУ. 1997. С. 207-227.

175. Никишин A.M., Ершов A.B., Копаевич Л.Ф., Алексеев A.C., Барабошкин Ю.Б., Болотов С.Н., Каратаев М.В. и др. Геоисторический и геодинамический анализ осадочных бассейнов. Москва. МПР РФ ЦРГУ МГУ. 1999. 524 с.

176. Опорные скважины СССР (Сб. статей под ред. Баранова И.Г., Витенко В.А.). Труды ВНИГРИ (Восточные и западные обл. УССР) Л.: Гостехиздат. Лен. Отд. 1960. Т. 1,2.

177. Опорные скважины СССР. Южноэмбенская и Тугаракчанская 5 опорные скважины. Труды Всес. нефт НИГРИ. 1961.

178. Опорные (типовые) разрезы верхнемеловых отложений южной и восточной Туркмении. Сб. статей под ред. Джабарова Г.Н. Труды Ин-та геологии упр. Геологии ТССР. Ашхабад. 1970.

179. Осипова А.И. О классификации карбонатных пород и их генетической интерпретации.// Проблемы литологии и геохимии осадочных пород и руд. М.: Наука. 1975. С.260-277.

180. Павлидис Ю.А., Щербаков Ф.А. Фации шельфа.// Ин-т океанологии РАН. Москва. 1995. С.192.

181. Панов Д.И., Леонов Ю.Г. Основные вопросы стратиграфии нижне- и среднеюрских отложений междуречья Кубани и Боксана.// Тр. ВНИИГАЗ. 1959. Вып.7. С.59-87.

182. Панов Д.И., Стафеев А.И., Юцис В.В. Раннеюрский этап развития Северного Кавказа и Предкавказья.// Бюлл. МОИП. Отд. Геол. 1996. Вып.6. Т.71. С.3-14.

183. Парышев A.B., Пермяков В.В., Борисенко JI.C. Новые данные по стратиграфии юрских отложений Караби-яйлы в Крыму.// Геологический журнал. Киев. 1978. Т.37. N3. С.108-111.

184. Патрунов Д.К. Юрские красные желваковые известняки с амонитами (фация «Аммонитики Россо») от Восточных Карпат до запада Центральной Атлантики.// Эволюция карбонатонакопления в истории Земли. М.: Наука. 1988. С.95-113.

185. Печерский Д.М., Нуген Тхи Тхоа, Асанидзе Б.З. Палеомагнитные исследования юрских пород Северной Армении.// Изв. АН СССР. Физика Земли. 1978. №6. С.71-86.

186. Печерский Д.М., Асанидзе Б.З. Палеомагнитные исследования юрских пород Грузии и Северного Кавказа. //Изв. АН СССР. Физика Земли. 1979. №10. С.77-92.

187. Полянский Б.Д., Долуденко М.П. О седиментогенезе верхнеюрских карбонатных флишоидных отложений хр. Каратау (Южный Казахстан).//Литол. И полезн. ископ. 1978. 33. С.78-88.

188. Поникаров В.П., Казьмин В.Г., Козлов В.В. и др. Геология и полезные ископаемые зарубежных стран. Сирия.// Тр. НИЛ Зарубежгеология. Вып. 18. Л.: Недра. 1969.216 с.

189. Попов Д.И., Стафеев А.И., Юцис В.В. Раннеюрский этап развития Северного Кавказа и Предкавказья. //Бюлл. МИОП. Отд.геол. 1996. Т.71. Вып.6. С.3-14.

190. Прозоровский В.А. Палеогеография территории Запада Средней Азии на рубеже юрского и мелового периодов. // Сб. Новые данные по стратиграфии мезозойских отложений нефтегазоносных регионов юга СССР. Тр. ВНИГНИ. Вып. 171. М.: 1975. С.127-153.

191. Прозоровский В.А. Верхняя юра и нижний мел Запада Средней Азии. ЛГУ. Ленинград. 1991. 210 с.

192. Горбачик Т.Н., Маслакова Н.И. и др. Путеводитель экскурсий. Часть 1. Крым. ХП Европейский минералогический коллоквиум. Украина. Молдавия. 1971. 148 с.

193. Равикович А.И. Рифы и роль тектонических движений в их образовании.//Бюл. МОИП. Отд. геол. Т. XXXV.(l) 1960. С.47-68.

194. Раевский В.И., Джипаридже H.H. Зональность размещения мезозойских морских соленосных толщ.// Проблемы соленакопления. Т.1. Новосибирск. Наука. 1977. С. 88-93.

195. Расцветаев Л.М. Тектонические условия формирования альпийской структуры Большого Кавказа. // Сб. Геол и полезн. ископ. Большого Кавказа. М.: Наука. 1987. С.69-95.

196. Расцветаев Л.М. Сдвиги и альпийская геодинамика Кавказского региона.// Геодинамика Кавказа. М.: Наука. 1989. С 106-113.

197. Рейнек Г.Э.,Сингх И.Б. Обстановки терригенного осадконакопления.//М.: Недра. 1981.439 с.

198. Ренгартен В.П. Нижнемеловые отложения.//Геология СССР. Т.IX. Северный Кавказ. 4.1 Геологическое описание. Гостоптехиздат. 1947. С.182-224.

199. Ренгартен В.П. Стратиграфия меловых отложений Малого Кавказа. Москва. Изд. АН СССР. 1959. 96 с.

200. Ренгартен В.П. Опорные разрезы нижнемеловых отложений Дагестана. М-Л. Наука. 1961. 86 с.

201. Романовский С.И. Динамика формирования флиша. Ленинград. Недра. 1976. 175 с.

202. Романовский С.И., Тараканов A.C., Бергер В.И. Литогеодинамический анализ угленосных и турбидитовых формаций. Методические рекомендации.// Ленинград. 1990. 116 с.

203. Ронов А.Б., Хаин В.Е. Палеогеография и литологические формации материков в мезозое.// Международный Геологический конгресс. 21 сессия. Доклады сов. Геол. М.:Госгеолтехиздат. 1960. С.171-189.

204. Ронов А.Б., Балуховский А.Н. Климатическая зональность материков и общие тенденции изменения климата в позднем мезозое и кайнозое.// Литол. и полезн. ископ. 1981. №5. С. 110-118.

205. Ростовцев К.О. История развития и фациально-тектоническая зональность Западного Кавказа и Западного Предкавказья в юрском периоде.// Особенности геологического строения и нефтегазоносность Предкавказья и сопредельных районов. М.: Наука. 1965. С.88-111.

206. Ростовцев К.О., Воскресенский И.А., Дьяконов А.И. Новые данные о геологическом строении и перспективах нефтегазоносности восточных районов Кубани.//Геологический сборник 6. Тр. Краснодарского филиала ВНИГНИ. Вып.6. Москва. 1961. С.38-65.

207. Ростовцев К.О., Егоян В.Л. Юрские отложения Западного Предкавказья.//Докл. АН СССР. 1962. Т.144. №4. С.890-892.

208. Сазонова И.Г., Сазонов Н.Г. Палеогеография Русской платформы в юрское и раннемеловое время.//Ленинград. Недра. 1967. 260 с.

209. Санадзе Г.И.,Глонти В.К. Рифогенные образования верхней юры новый объект поисков и разведки нефти и газа в Грузии.// Проблемы нефтегазоносности Кавказа .М.: Наука. 1988. С. 109-115.

210. Самарский А.Д., Полухтович Б.М., Попадюк И.В., Самарская Е.В. Рифовые ловушки верхней юры-берриаса Юго-Восточного Крыма новый объект поисков залежей углеводородов.// Геология нефти и газа. 1983. N3. С.13-18.

211. Сапунова В.Л., Черненко A.M. Особенности строения юрской геологической толщи Восточно-Кубанской впадины.//Особенности строения осадочных формаций. Тр. Ин-та геологии и геофизики СО АН СССР. Новосибирск. Наука. 1982. С.42-54.

212. Сатиан М.А. Офиолитовые прогибы Мезотетиса. Ереван. Изд-во АН Арм.ССР 1984.195с.

213. Сахаров A.C. Стратиграфия и аммониты берриаса разведочного района Заманкул. //Стратиграфия и палеогеография осадочных пород нефтегазоносных бассейнов СССР. Ленинград. 1991. С.87-92.

214. Сахаров A.C., Лозгачева Е.В. Юрские соленосные отложения СевероВосточного Кавказа.//Особенности строения осадочных формаций. Тр. Ин-та геологии и геофизики СО АН СССР. Вып.535. Новосибирск. Наука. С.64-73.

215. Сахаров A.C., Рыбкина Г.А. Предполагаемый литолого-стратиграфический разрез верхнеюрских отложений Дигорской параметрической скв. в связи с поисками залежей нефти в «подсолевой юре».//

216. Геология и нефтегазоносность Восточного Предкавказья. Тр. Сев. Кавказ. НИПИ Нефть. Вып.57. Грозный. 1992. С.76-79.

217. Седаева K.M. О термине «клиноформа».// Бюлл. МОИП.Отд. геол. 1989. Т.64. Вып. 1. С.62-65.

218. Седлецкий В.И., Бойко Н.И. Особенности развития Азово-Кубанского осадочно-породного бассейна в позднеюрскую эпоху в связи с нефтегазоносностью.// Осадочные бассейны и их нефтегазоносность. М.: Наука. 1983. С.72-80.

219. Седлецкий В.И., Бойков A.A., Бойко Н.И. Особенности строения и образования эвапоритовых формаций.// Докл. 27 Международного геологического конгресса. Литология. Т.4. М.: 1984. С.63-68.

220. Седлецкий В.И., Шведов В.Н. О происхождении брекчированных пород в верхнеюрских отложениях на Северном Кавказе.// Литол. И полезн. ископ. 1975. №2. С.109-114.

221. Селлвуд Б.У. Мелководные морские карбонатные обстановки.// Особенности осадконакопления и фации. Т.2. глава 10 (под редакцией X. Рединга). Москва. Мир. 1990. С.5-73.

222. Селли Р.К. Введение в седиментологию. М.: Недра. 1981. 370 с. Сианисян С.С., Минин А.И., Мосякин А.Ю. Биогермные массивы верхней юры северного борта Терско-Каспийского прогиба.// Бюлл. МОИП. Отд. Геол. 1992. Т.67. Вып.6. С.48-53.

223. Славин В.И. О юрском Предкарпатско-Преддобруджинском краевом прогибе.//ДАН СССР. T.200.N3. 1958. С.564-567.

224. Славин В.И. Геологическое развитие Крыма в мезозое.// Вестн. МГУ. Сер. Геол. 1989. №6. С.24-36.

225. Славин В.И., Хаин В.Е. Раннекиммерийские геосинклинальные прогибы севера центральной части Средиземноморского пояса.// Вестн. МГУ. Сер. Геол. 1980. №5. С.3-14.

226. Слюсарь Б.С. Юрские отложения северо-западного Причерноморья.// Кишинев. Изд. Штиинца. 1971. 246 с.

227. Соколов С.Д. Нижнесенонские конгломераты северо-восточного побережья оз. Севан в связи с проблемой определения возраста офиолитового комплекса.// Изв. вУзов. Геология и разведка. N6. 1973. С.51-62.

228. Соколов С.Д. Олистостромовые толщи и офиолитовые покровы Малого Кавказа.// Тр-ды ГИН АН СССР. Вып.296. М.: Наука. 1977. 93с.

229. Стоу Д. Морские глубоководные терригенные отложения.// Обстановки осадконакопления и фации. Т.2. глава 12 (под редакцией Х.Рединга). Москва. Мир. 1990-. С.141-194.

230. Страхов Н.М. Типы климатической зональности в послепротерозойской истории Земли и их значение для геологии.// Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1960. №3. С.3-25.

231. Татаришвили Л.И. Литология верхнемелового флиша Горной Кахетии. Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геол.-мин. наук. Киев. 1988.23 с.

232. Тектоника мезозойско-кайнозойских отложений Черноморской впадины. М.: Недра. 1985.216 с.

233. Тимофеев П.П. Роль седиментологии в решении некоторых проблем геологии. //Вестник МГУ. Сер.4. Геология. 1998.N6. С. 15-22.

234. Тимофеев П.П. Некоторые вопросы литолого-фациального анализа осадочных отложени // Проблемы литологии и геохимии осадочных пород и руд. М.: Наука. 1975. С. 182-190.

235. Тимофеев П.П., Холодов В.Н. Бассейны седиментации и условия осадкообразования в истории Земли.// Докл. 27. Международного геологического конгресса. Литология. Т.4. Москва. 1984. С.99-111.

236. Ташгиев Н.Ш., Товбина С.З. Палеогеография запада Средней Азии в меловой период. Санкт-Петербург. Недра. 1992. 334 с.

237. Троицкий В.И. К палеогеографии Таджикистана. Депрессии в юрское время.// Изв. АН Тадж. ССР. отд. Геол-хим. и техн. наук. Вып. 1(13) Душанбе. 1961. С 15-18.

238. Троицкий В.И. Верхнетриасовые и юрские отложения Южного Узбекистана.// Ленинград. Недра. 1967. 120 с.

239. Уилсон Д.Л. Карбонатные фации в геологической истории. Москва. Недра. 1980. 463 с.

240. Успенская Е.А. Стратиграфия. Юрская система. Верхний отдел .//Геология СССР. Т.8 Крым. 4.1. Геологическое описание. М.: Наука. 1969. С. 114-155.

241. Федорова A.A. Новые данные по изучению фораминифер из пограничных отложений юры и мела Крыма.//Нефтегазовая геология на рубеже веков. Прогноз, поиски, разведка и освоение месторождений. Доклады. Т.2. Стратиграфия и общая геология. С-П. 1999. С. 192-198.

242. Феликс В.П. История развития зоны сочленения Восточно-Европейской платформы и Скифской плиты. // Известия высших учебных заведений. Геология и разведка. 1969. N3.C.18-28.

243. Фортунатова Н.К. Генетические типы и седиментационные модели карбонатных отложений.// Сов. Геол. 1985.N1. С.32-45.

244. Фролов В.Т. Опыт и методика комплексных стратиграфо-литологических и палеогеографических исследований.// М.: 1965. 196 с.

245. Фролов В.Т. Генетическая типизация морских отложений. М.: Недра. 1984. 222 с.

246. Фролов В.Т. Молассовые формации. Современное понимание.// Встник МГУ. Сер. Геол. №4.1993. С 3-12.

247. Фролов В.Т. Генетическая типизация морских отложений.// М.: Недра. 1984. 222 с.

248. Фролов В.Т. Флишевая формация уточнение понимания.// Бюлл. МОИП. Отд. Геол. 1988. Т.63. Вып.4. С.16-32.

249. Фролов В.Т. Мезозойские и кайнозойские формации Крыма, (генетический анализ)//Бюлл. МОИП. Отд. Геол. 1998. Т.73. Вып.5. С.39-48.

250. Хаин В.Е. Учение о геологических формациях на современном этапе.// Изв. АН СССР. Сер. геол. №11.1980. С.5-18.

251. Хаин В.Е. Сопоставление фиксистских и мобилистских моделей тектонического развития Большого Кавказа.// Геотектоника. №4. 1982. С. 3-13.

252. Хаин В.Е. Основные фазы раскрытия современных океанов в сопоставлении с событиями на континентах.// Вестник МГУ. Сер. геол. 1985. №3. С.3-22.

253. Хаин В.Е. От геологических формаций к литодинамическим комплексам.//Вестник МГУ. Сер. геол. 1991. N3. С. 18-21.

254. Хаин В.Е., Ломизе М.Г. Поперечные конседиментационные разломы на границе Центрального и Западного Кавказа и распределение фаций мезозоя и кайнозоя.//Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1961. №4. С.26-43.

255. Халилов А.Г., Алиев Г.А., Аскеров Р.Г. О возрасте известняков Шушинского плато (Малый Кавказ).// Изв. АН АзССР. Сер. наук о Земле. 1972. №2. С.54-58.

256. Халилов А.Г., Алиев Г.А., Аскеров Р.Б. Нижний мел юго-восточного окончания Малого Кавказа. Баку. Элм. 1974. 183 с.

257. Хамхадзе Н.И., Дриц В.А. и др. Новая разновидность смешанослойного хлорит-монтмориллонита из меловой вулканической толщи Аджаро-Триалетской зоны Грузии.// Литол. И полезн. ископ. №1. 1981. С.130-135.

258. Хворова И.В. Флишевая и нижнемолассовая формация Южного Урала.// Москва. 1961. 352 с.

259. Хворова И.В. Терригенные обломочные отложения океанов и некоторых морей.// Литол. и полезн. ископ. 1978. №4. С.3-23.

260. Хворова И.В. Карбонатонакопление.// Геосинклинальная и океанская седиментация и вулканизм.// Тр. ГИН АН СССР. Вып. 396. М.: Наука. 1984.

261. Хворова И.В. Фации подводных гравититов.// Генезис осадков и фундаментальные проблемы литологии. М.: Наука. 1989. С.37-58.

262. Хворова И.В., Вознесенская Т.А.,Григорьев В.Н., Гречин В.И. и др. Геосинклинальная и океанская седиментация и вулканизм.// Тр. ГИН АНСССР. Вып.396. М.: Наука. 1984.

263. Храмов H.A. К вопросу стратиграфии пестроцветной толщи юрских отложений Эмбенской области.//ВНИГРИ. Тр. Серия А. Вып. 118. 1939.

264. Хрисчев Хр. Ритмичность верхнеюрско-нижнемеловой флишево-флишоидной геогенерации в разрезе у села Малка Желязна Ловечского округа.// Изв. Геол. ин-та. Сер. геотектоника, стратиграфия и литология. Кн (Vol) XVI. 1967. С.213-233.

265. Хрящевская О.И. Стратиграфия, литология и условия формирования готерив-барремских отложений северного Кавказа и Предкавказья. Автореферат на соискание ученой степени кандидата геол.-мин. наук. Москва. 2001. МГУ.

266. Хуцишвили О. Д. Состав, строение и формирование внутрикавказского массива. Диссертационный вестник на соискание ученой степени доктора геол.-мин. наук. Тбилиси. 1993. 48 с.

267. Хучуа М.Ф. К литологии нижнемеловых образований Рача-Легхумской синклинали.Тбилиси. «Мецниереба». 1978. 128 с.

268. Цабадзе Н.Г. Литология верхнеюрской пестроцветной свиты Кутаисского района. Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геол.-мин наук. Тбилиси. 1970. 27 с.

269. Цанков В. Горна Креда.// Стратиграфия на България. София. 1968. Р.253295.

270. Цейслер В.М. Анализ геологических формаций.// М.: Недра. 1992. 138 с.

271. Цеховский Ю.Г., Муравьев В.И., Джаббур Р. Гидротермально-осадочный литогенез на Аравийской плите (в юрско-меловых континентальныхландшафтах). Статья 1.// Изв. Высших учебных заведений. Геол. и разведка. 1994. №2. С.33-41.

272. Чалышев В.И., Сорвачев Н.С. Ритмичность карбонатных отложений.//Ленинград: Наука. 1977. 40 с.

273. Чекабаев С.Е., Кононов Ю.С., Водалевский Э.С., Иванов В.А., Шаховой А.И. Геология и нефтегазоносность южного Мангышлака. Алма-Ата. Наука. 1967. 226 с.

274. Чекунов A.B., Веселов A.A., Гилькман А.И. Геологическое строение и история развития Причерноморского прогиба// Киев: Наукова Думка. 1976.162 с.

275. Чернов В.Г. Палеогеографические исследования верхнеюрских отложений г. Демерджи в Крыму.// С б. НСО Геологического ф-та МГУ. 1963. N4. С. 3-108.

276. Чернов В.Г. О составе верхнеюрских конгломератов г. Демерджи в Крыму .//Вести МГУ. Сер.4. Геология. 1971. N2. С. 18-28.

277. Чернов В.Г., Янин Б.Г. Конгломераты мангушской толщи верхнего альба Крыма и условия их образованияя.// Вести МГУ. Сер 4. Геология. 1975. N2. С.45-56.

278. Черняк Н.И. Причерноморская впадина в меловое, палеогеновое и неогеновое время .//Геология и геохимия нефтяных и газовых месторождений. Киев. «Наукова Думка». 1965. С.38-46.

279. Чечелашвили И.Д. О силицитах верхнемелового флиша междуречья Лиахви-Арагви.//Сообщения АН Груз. ССР. 67.N3 1972. С.629-632.

280. Чечелашвили И.Д.Литология верхнемеловых флишевых отложений междуречья Лиахви-Арагви.// Сообщения АН Груз. ССР.71 N2 1973. С. 385-387.

281. Чиков Б.М. Срединные массивы и вопросы тектонического районирования складчатых сооружений.//Тр. Ин-та геологии и геофизики СО АН СССР. Вып.408. Новосибирск. Наука. 1978. 291 с.

282. Чихрадзе Г.А. Литологические особенности нижне-среднеюрских отложений южного склона Большого Кавказа.// Литология юрских и меловых отложений Большого Кавказа. Тр. ГИН АН Гр. ССР. Новая сер. Вып. 72. Тбилиси. Мецниереба. 1981. С 5-42.

283. Чихрадзе Г.А., Беридзе H.A. и др. Юрские и меловые осадочные и вулканогенно-осадочные геокомплексы Грузии.// Обстановки осадконакопления и их эволюция. М.: Наука. 1984. С.42-50.

284. Шарданов А.Н. Закономерности разм ещения месторождений нефти и газа на Кубани.//Геологический сборник N6 Тр. ВНИГНИ N6. 1961. Краснодар. С.3-23.

285. Шарданов А.Н., Пекло В.П. Новые данные о тектонике западного погружения Кавказа и Тамани.// Геологический сборник 6. Труды ВНИГНИИ. Вып.6. Москва. 1961. С.207-221.

286. Шарданова Т.А., Соловьева И.А. Методическое руководство по геологическому анализу древних морских отложений.// Изд. МГУ. 1992. 104 с.

287. Шатский Н.С.Геологические формации и осадочные полезные ископаемые.// Избр. Тр. Т.З. Москва. 1965. 346 с.

288. Шихайлибейли Э.Ш. Геологическое строение и история тектонического развития восточной части Малого Кавказа.//Баку. Изд. АН Азерб. ССР. 1966. 110 с.

289. Шлезингер А.Е. Структура Добруджи и Преддобруджского прогиба. //Бюлл. МОИП. Отд.геол. т.43 (2) 1968. С. 16-25.

290. Шлезингер А.Е. Седиментационные терригенные уступы. // Докл. АН СССР. 1991. Т.320. №6. С.1451-1454.

291. Штеренберг Л.Е., Фомина Л.С., Шеко А.Б. Один из путей образования карбонатных минераллов.// Докл. АН СССР. 1976. Т.229. №6. С.1430-1432.

292. Шурыгин A.M. Условия формирования структур юго-восточного Кавказа.// Москва. Из-во АН СССР 1961. 139 с.

293. Шутов В.Д., Дриц В.А., Кац М.Я., Соколова А.Л. Модель образования глобулярного глауконита во флишевой формации.// Литол. и полезн. ископ. №1. 1983. С.23-40

294. Щербаков Ф.А., Чистяков A.A. Турбидитовые формации современных материковых поднятий.// Формации осадочных бассейнов. М.: Наука. 1986. С. 196-203.

295. Эристави М.С. Нижний мел.// Монография 10. Геол. ин-т АН ГР. ССР. Изд. АН ГР. ССР. Тбилиси. 1960. 149 с.

296. Юдин В.В. Новая модель геологического строения Крыма.//Природа 1994 N6. С.28-31.

297. Юдин В.В. Геология Крыма на основе геодинамики.// Сыктывкар. 2000.43с.

298. Юра Кавказа. Тр. Ком. По использованию недр, межведомственный стратиграфический комитет. Т.22. С-Петербург. Наука 1992. 185 с.

299. Юрские осадочные геокомплексы Болгарии и Грузии. Редактор Ш.А. Адамия. Изд. Мецниереба. Тбилиси. 1984. 98 с.

300. Яншин А.Л. О глубине солеродных бассейнов и некоторых вопросах формирования мощных соляных толщ.// Геология и геофизика. 1961. №1. С.З-15.

301. Яншин А.Л. Основные проблемы соленакопления.// Проблемы соленакопления. Т.1. Новосибирск. Наука. 1977. С.5-15.

302. Abbate E, Dortolotti V and Passerini P. Olistostromes and olistolites.// Sedim. Geol 1970 N4 p.p. 521-527

303. Allen Ph. And Allen T. R. Basin Análisis. Prineipless fnd Appications.// Blackwell Scientific Publications/N56. 1990 451 p.

304. Atlas tethus Palaeoenvirohmental maps (Esd T. Dercourt L.E. Rico and B/ Vrielynek).// Acheve d" imprimer sur les presses de llimprmerie Gauthier-villars. Inprime en France. 1993. 307 p.

305. Babaev R.G., Azizbekova A.R., Shalibazova V.G. Reefogenic Formation in Saatly Well. P. 64-65. 2 nd International Symposium on the petroleum Geology and Hydrocarbon potentional of the Black Sea Area. Turkey Sile-Istanbul 1996/

306. Bathurst R.G.C. Carbonate sediments and theiz diayenesis. Developments in Sedimentology 12 hh 620. Elsevier Amsterdam. 1971.

307. Bathurst R.G.C. Early diagenesis of carbonate sediments. In: Sediments diagenesis (Ed. A. Parker and B.W. Sellwood) pp 349-377 N.A.T.O. A.S.I. Series Reidel 1983.

308. Borukaiev Ch.B. Flysch Deposits of the North-Western Caucasus. Hh 143154. In: Flysch Deposirs Editara Academiei Republicii Socialiste Romania 125. Calea Victoriei Bucuresti 1987.

309. Bosellini A. Dynamics of Tethyan Carbonate Platforms.// Controls on Carbonate Platform and Basin Development SERM. Special Publication N44. The Society of Economic Paleontologists and Mineralogists. 1989.

310. Collinson J.D., Martinsen O., Bakken B., Kloster A. Early fill of the Western Irish Namurian Basin: a complex relationship letween turbidites and deltas.// Basin Research (1991) 3. p 223-242.

311. Cathy Busby-Spera. A. Sand-rech Submarine Fan in the Lower Mtsozoic Mineral King Caldera complex Sierra Nevada, California. Jurnal of Sedimentary Htnrology. Vol 55. N3. may 1985. p 376-391.

312. Cook H.E. Ancel continental slopes and their value in understandiny modern slope development//Geology ofg Continental slopes (ed T Doyle fnd O.H. Pilkey). Spec publ Soc econ. Paleont. Miner 27. Tulsa 1979 pp287-305

313. Dercourt T Ricon L-E, Vrielinck B. Ftlas, Tethys Paleoenvironmental. Maps. Paris: Gautheir-Villars. 1993. p307 (14 maps).

314. Dunchan R.T. Classification of Carbonate rocks acording to depositional texture. In: Ham WE (Ed) Classification of carbonate rocrs. Am. Ass. Petrol Geol Mem 1 108-121 1962.

315. Embry A.F., Klovan T.E. A Late Devonian reef tract on northeastern Bank J land, Northwest Territories. Can Petrol Geology. Bull 19 730-781 pp. 1971

316. Folk R.L. Practic petrographic classification of limestone.// Am. Ass Petrol Geologists Bull. 43 1959 p. 1-38.

317. Folk R.L. Spectral subdivision of limestone types// Am Ass Petrol Geologists. Mem 1 1962. P.62-64/

318. Flint R.L. Sanders T.E. and Rodyers J. Diamictite: a substitute term for simmicrite. Bull. Geol. Am 1960 N1 p 1809-1820.

319. Grigoryev V.N. at all. An Upper Crefaceous olistostrome. Int Geol Rev v 18 N9 p 991-999, 1976.

320. Khrischev K. Principles of classification of the Lower Cretaceons limestones in the Fore-Balkan. Review of Bulgarian Geological Society vol XXIX part 1 1968

321. Knipper A.L. Upper Triassic-Early. jurassic sedimentary brecciasin the ophiolite Saite of the Greater Caucasus // Eds Peters Tjefa. Ophilte genesis and evolution of oceanic lithosphere. Sultanat of Oman. Ministry Petrol Mineral. 1991 p. 705-713.

322. Kuenen Ph, Haaf ET. Graded bedding in Limstones. p 314-317. Koninkl Nederl, Akademie van wetenschappen-Amsterdam. Serie B 59 N4 1956.

323. Kuenen Ph.H. Turbidity currents of high density. 18 th Intl geol Congr. London 1998 Reptpt 8 pp44-52. 1950.

324. Kuenen Ph.H. Mechanics of varve formation and the action of turbidity currents. Geol Foren Stockn Fork. 73 pp 69-84. 1951.

325. Kuenen Ph.H. Emplacement of flysch-type a sand beds. //Sedimentology 1957 N9 pp. 203-243.

326. Kuznetsova K.I., Grigelis A.A., Adiamian T., Iarmakani, Hallaq L. Zonal stratigraphy and Fooraminifera of the Tethyan Jurassic (Eastern Mideterrahium) Gordon and Breach Publication Amsterdam 1996. 253 p.

327. Marschalko R. Nates to the Structure of the Klippen belt. p. 18-30. Meso-cainosoic and palaeozoic Flysches in Czechoslovak Carpathians. Bratislava. 1981.

328. Me Kcee E.D. Cycles in Carbonate Rocks. Amer. Jornal of Seience Bradecy Volume. Vol 258 a 1960 p.230-233.

329. Middleton G.V. Experiments on density and turbidity currents. 1. Notion of the head. Can. Jur. Earth Sei. 1967 N4 pp.523-546/

330. Middleton G.V. Experiments studies related to problems of flysch sedimentation in Flysch Sedimentology in North America (Ed. by J. Lajoie) pp 253272. Spec. Pap. geol. Ass. Can 7. 1970.

331. Middleton G.V. and Hampton M.A. Subaqueons sediment transport and deposition by sediment gravity flows. In: Marine Sediment transport and Environment Management. (Ed.by D.J. Stanley and D.J.P. Swift) pp 197-218 John Wiley New Jork 1076/

332. Middleton G.V. Primary sedimentary structures and their hydrodinamic interpritation. Spec pull Soe econom Palont Miner 12 Nulca 1965 p 265.

333. Milliman J.D. Marine Carbonate.Springer-Verlag Berlin 375 pp 1974.

334. Moore C.H. A review of carbonate depositional systems, pp 1-29. Carbonate depositional environments. Modern and Ancent. Part 2 Carbonate platform. Colorado school of Mines Quartery vol 80 1985 N4.

335. Monty M. Lower Jurassic (Lias) in Coastal mountains Syr. Geol. Mag. N1. 1978 p.40.

336. Mutti, Ricci-Lucchi F/ La torbiditi dell Appenino Settentrionale. Men Soc. Geol. Ital. 1972 N11 pp 161-169.

337. Mutti E., Ricci Lucchi F. La signification de certaines unites sequentielles dans les series a turbidites. "Bull.Soc. geol. France", 1974 (1975), 16, N6, 577-582. Discuss.,582.

338. Mutti E. Distinctive thin-bedded tubidite facies and related depositional environments in the Eocene Hecho Group (Sonth-central Pyzenees, Spain). Sedimentology 1977 v24 pp 107-131.

339. Mutti E. Turbidite systems and their relation to depositional sequences.// Provenance of Arenite ed. By GG Zuffa NATO-ASI series. Reidel Publishiny Dordzect. The Nederland. 1985. Pp 63-93.

340. Nachev I.K. Problems of the Origin of flisch in Bulgaria, pp 143-152. Review of the Bulgarian Geology Society vol XL 11 part 2. 1981. Sofia.

341. Nachev I.K. Basin Models of Flysch Bulgaria. Palaeontology, Stratigraphy, and Litology. 16 Sofia, april 1982.

342. Nachev I.K. Resedimentary rock, resedimentation and origin of flysch. Geo lógica Balcanica 17. 3 Sofia. April 1987 p 15-26.

343. Okay A.I., Sengor A.M.C., Gorur N. Kinematic history of the openiny of the Black Sea and ist effecton the suttounding regions.//Geology Marth 1994 vol 22 p.267-270

344. Rjcci G., Ohnenstetter D., Ohnenstetter. La dualite des ophiolites tethysiennes. Petrologie,l, p. 172-174.

345. Stow D.A.V. Laurentian Fan: Moppholloy sediments processes and growth pattern. Bull Am ASS petrol Geol. 1981 N65 pp375-393.

346. Structure and Tectonic History of the Northen Maryin of Tethys lerween the Alp and the Cancusie. N Sandulescu. p 3-16.

347. The Structure and development of the East and Soutn Carpations. N/Sandulescu. p 59-61.

348. Walker R.G. Deep-water Sandstone facies and ancient Submarine fans: Models for explaration for Stratigraphic traps. Bull Amer Assoc. Petrol Geol. 1978 wol 62 N6 p 932-966

Информация о работе

Вознесенский, Александр Игоревич
доктора геолого-минералогических наук
Москва, 2003
ВАК 25.00.06

Диссертация

Седиментологические и геодинамические условия формирования позднемезозойских осадочных комплексов в бассейнах северной периферии Тетиса - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы