У західній частині південного берега Криму виявлено Тессельскій осадово-вулканогенні комплекс андезитів верхнього тріасу, перекритий породами таврійської серії. У породах лавових потоків спостерігається мінералогічна зональність, а в їх фронтальної частини зустрічаються пеперіти і сліди процесів десквамації. На поверхні лав і туфів товщі знаходяться сульфидно-карбонатні і карбонат-кварц-сульфідні трубчасті і плоскі гидротермально-бактеріальні споруди. Їх формування йшло за рахунок палеофлюідов під час утворення еффузівной товщі синхронно з формуванням порід перекриває таврійської серії. Гідротермальні зміни порід і полісульфідні мінералізації в гидротермально-бактеріальних будівлях вказують на можливість знахідок великих рудних тіл з полісульфідні мінералізацією. Знахідки на поверхні лав биогерм брахіопод Worobiella ex gr. caucasica Dagys, а в розрізі амоніту Megaphyllites insectus (Mojsisovics) доводять тріасовий вік вулканізму в південній зоні Гірського Криму.

Анотація наукової статті з наук про Землю і суміжних екологічних наук, автор наукової роботи - Лисенко В. І.


TRIASIC VOLCANISM IN THE SOUTH-WESTERN PART OF MOUNTAIN CRIMEA

Tessel sedimentary-volcanogenic complex of andesites of the Upper Triassic, which is overlain by rocks of the Tauride series, was found in the western part of the southern coast of Crimea. Mineralogical zoning is observed in scoria flows, and peperites are found in their frontal part. On the surface of lavas and tuff strata there are carbonate, sulfide-carbonate and carbonate-quartz-sulfide tubular and flat bacterial structures. Their formation was due to paleofluids during the formation of the effusive stratum simultaneously with the formation of rocks of the overlapping Taurida series. Hydrothermal rock changes and polysulfide mineralization in hydrothermal-bacterial structures indicate the possibility of detecting large ore bodies with polysulfide mineralization. Findings on the surface of lavas bioherms of brachiopods Worobiella ex gr. caucasica Dagys, and in the context of ammonite Megaphyllites insectus (Mojsisovics) prove the Triassic age of volcanism in the southern zone of the Mountain Crimea.


Область наук:
  • Науки про Землю та суміжні екологічні науки
  • Рік видавництва: 2019
    Журнал
    Вчені записки Кримського федерального університету імені В. І. Вернадського. Географія. Геологія
    Наукова стаття на тему 'лавові ПАЛЕОПОТОКІ тріасового вулканізму в ПІВДЕННО-ЗАХІДНОЇ ЧАСТИНИ ГАРНОГО КРИМУ'

    Текст наукової роботи на тему «лавові ПАЛЕОПОТОКІ тріасового вулканізму в ПІВДЕННО-ЗАХІДНОЇ ЧАСТИНИ ГАРНОГО КРИМУ»

    ?УДК 552.551.217.1 (477.75)

    Лавові ПАЛЕОПОТОКІ тріасового вулканізму в ПІВДЕННО-ЗАХІДНОЇ ЧАСТИНИ ГАРНОГО КРИМУ Лисенко В.І.

    Московський державний університет імені М.В. Ломоносова, Філія МГУ в м Севастополь, Російська Федерація E-mail: Ця електронна адреса захищена від спам-ботів. Вам потрібно увімкнути JavaScript, щоб побачити її.

    У західній частині південного берега Криму виявлено Тессельскій осадово-вулканогенні комплекс андезитів верхнього тріасу, перекритий породами таврійської серії. У породах лавових потоків спостерігається мінералогічна зональність, а в їх фронтальної частини зустрічаються пеперіти і сліди процесів десквамації. На поверхні лав і туфів товщі знаходяться сульфидно-карбонатні і карбонат-кварц-сульфідні трубчасті і плоскі гидротермально-бактеріальні споруди. Їх формування йшло за рахунок палеофлюідов під час освіти еффузівной товщі синхронно з формуванням порід перекриває таврійської серії. Гідротермальні зміни порід і полісульфідні мінералізації в гидротермально-бактеріальних будівлях вказують на можливість знахідок великих рудних тіл з полісульфідні мінералізацією.

    Знахідки на поверхні лав биогерм брахіопод Worobiella ex gr. caucasica Dagys, а в розрізі амоніту Megaphyllites insectus (Mojsisovics) доводять тріасовий вік вулканізму в південній зоні Гірського Криму.

    Ключові слова: вулкан, лави, андезити, пеперіти, трубчасті споруди, палеофлюіди. ВСТУП

    В пізнанні історії геологічного розвитку Гірського Криму істотне значення має вивчення магматичної діяльності в регіоні. Магматизм в цьому регіоні має досить тривалий часовий період розвитку. Він пов'язаний з тектонікою освіти Кримської геосинклинали і зробив істотний вплив на формування її теригенних товщ.

    Перша згадка про прояві вулканізму в Гірському Криму належить Палласу П.С. В кінці XIX і на початку XX століть більш докладний опис геологічної будови, петрографічного і хімічного складу магматичних порід наводиться в роботах Романовського Г.Д. (1867), Штукенберга А.А. (1874), Пренделя Р.А. (1886), Лагоріо А.Є. (1887), Фохта Н.К. (1903), Мейстер А.К. (1908), Зайцева А.М. (1910), Щербакова Д.І. (1923) і Михайлівського С.Н. (1925). Багато дані цих дослідників не втратили свого значення до наших днів. Лучинським В.І. (1939), Левінсон-Лессінг Ф.Ю. (1933), Пустоваловим І.Ф. (1959), Кочурова Р.Н. (1968), Макаровим М.М., Лебединським В.І., Шалімовим А.І., Спиридоновим Е.М., Шнюкова Е.Е. [1, 2, 3, 4] та іншими дослідниками більш детально були вивчені морфологічні особливості, петрохимических склад, етапи магматичної діяльності та час утворення ефузивних і інтрузивних тіл в різних регіонах Гірського Криму. Було встановлено, що при досить вузькому поширенні магматичних порід в структурах Гірського Криму, вони різноманітні за складом, формою виділення і віком [1, 3]. У просторовому положенні магматичні споруди утворюють переривчасті

    306

    північну і південну смуги щодо Головного гірського пасма [1, 2]. Магматичні породи, що складають ці смуги, мають певну відмінність по петрографічного складу і віку [1]. В межах північної смуги зустрічаються еффузівние і інтрузивні утворення верхнетриасових, нижнеюрских і среднеюрского віку. Верхнетриасових вік вулканітів околиць Петропавлівки в північній частині Качинського підняття визначено за відбитками фауни, зібраної з підстилаючих порід [2, 5]. Південна зона залягання магматичних порід приурочена до шовного зоні Південного берега Криму (далі ПБК). Вона має велику протяжність і в будову зони входять дрібні і великі інтрузивні тіла околиць Фороса, Мухолатці, Кастрополя, Алупки, Ялти, Партеніта, Алуштинського району, Солнечногорска і Рибальського, а також вулканічні палеомассіви Карадага, Лімен, Кастрополя, Фороса і Меласа [1] . Ефузивні породи південної зони мають среднеюрских (байосского - Батський) вік [1, 2]. Складніше йде питання з датуванням здійснення комплексних інтрузивних і субвулканических тел, відомих в цій зоні. Вміщають їх породи мають, як верхнетриасових, так і нижнеюрских вік [1, 5]. У науковій літературі утвердилася точка зору про среднеюрских віці интрузий ПБК [1], хоча деякі дослідники вважають, що впровадження відбувалося в ранній юре [3].

    В ході геологічного вивчення палеовулканіческіх тел околиць селища Тесселі автором були отримані нові дані, які дозволяють по-новому поглянути на стратиграфию і історію геологічного розвитку західної частини ПБК. Знайдені автором на контакті лавових палеопотоков з вміщають породами таврійської серії «сульфидно-карбонатні трубки» і туфові товщі, дозволяють дати нове трактування умов освіти і віком процесам вулканізму цього регіону.

    Метою проведених досліджень було вивчення будови і освіти еффузівной товщі околиць селища Тесселі. В ході виконання дослідження вирішувалися завдання щодо встановлення особливостей будови еффузівной товщі, часу і умов її освіти.

    МАТЕРІАЛИ ТА МЕТОДИ

    Для вивчення геологічної будови залягання магматичних тіл і пошуку виходів сульфидно-карбонатних споруд на території ділянки автором було виконано детальне геологічне картування південного схилу масиву Челебі-Яурн-Бели над селищем Тесселі (Головна гряда Кримських гір). Особлива увага приділялася вивченню контактів магматичних порід з терригенной товщею, просторовому положенню магматичних тіл, умов залягання туфовий товщі і сульфідно-карбонатних палеопостроек, а також пошуку фауністичних залишків в породах, що вміщають. Виконання цих робіт ускладнювалося задернованностью місцевості, сучасними лісопосадками, изрезанностью схилів, численними зсувами і активними сучасними делювіальнимі процесами на крутих схилах. Особлива увага приділялася дослідженню

    307

    мінералогічної диференціації порід в магматичних тілах, а в пріконтактових зонах контактам магматичних і порід, що вміщають. З центральних і пріконтактових частин магматичних тіл і з туфовий товщі були відібрані зразки для виготовлення шліфів і штуфів для полірування. Оскільки головними мінералами контактового зони є карбонати, то деякі полірування були протравлені в соляній кислоті, що дозволило більш детально дізнатися будова контакту.

    Для розуміння особливостей освіти палеопотоков особлива увага приділялася вивченню контактів карбонатних і сульфідно-карбонатних споруд з поверхнею ефузивних і порід, що вміщають таврійської серії. З цією метою з зон контактів виготовлялися поліровані поперечні і поздовжні спили, а також шліфи і аншліфа. Вивчення мінералогічного складу ефузивних і порід, що вміщають, а також карбонатних і сульфідно-карбонатних споруд здійснювалося на мікроскопі Olympus BX 5 з фотокамерою Olympus DP 12 в Інституті мінералогії УрО РАН р Міас.

    Виклад ОСНОВНОГО МАТЕРІАЛУ

    Виявлені автором виходи магматичних порід знаходяться на видаленні 3-6 км від відомих вулканічних палеопостроек і інтрузивних масивів Фороса і Меласа і є найбільш західними проявами вулканізму ПБК. Можливо, через своїх незначних розмірів і приуроченности виходів до крутих заліснених схилах, магматичні породи цього регіону випали з поля зору дослідників [1]. З цієї причини відсутні їх зображення на геологічних картах геологів наймачів другої половини XX століття (А. Борисенко та ін. 1976; А.В. Іванов та ін. 1978) [6]. Тіла вивержених порід розташовані у верхній частині прибережного схилу Південного берега Криму в інтервалі абсолютних відміток від 140 м до 450 м між горою Парус і яром Біюк-Дере над селищем Тесселі (44023I38I1 - 44023I54I1 с.ш .; 33046I31I1 -33046I31I1 с.д.) . У цій зоні протяжністю близько трьох кілометрів зі сходу на захід досліджено тридцять п'ять виходів ефузивних порід, які утворюють три переривчасті субпараллельно зони субширотного простягання: південну; центральну і північну. Наявність вміщають глинистих порід таврійської свити на крутих схилах дозволяє висловити припущення, що деякі виходи ефузивних порід в нижній південній зоні, можливо, є фрагментами зсувних масивів. Тому, головна увага приділялася вивченню центральної і північної зон, до складу яких входять 26 оголень лавових палеопотоков і товщ, складених породами кластолавовие, ксенолавокластіческіе, гіалокластіческіе, гідротермальні і гальміролітіческіе фації. Відстань між окремими виходами становить 30-300 метрів. Проміжки між ними зазвичай приурочені до понижень в рельєфі, які, можливо, контролюються субмеридіональними розломами. Характерною особливістю виходів вулканічних порід є їх схожий андезитовий склад і фаціальні різноманітність теригенно-туфових і лавових товщ. У центральній зоні із заходу на схід спостерігаються відмінності в формі

    308

    виходів магматичних порід і складі перекривають товщ, що пов'язано з фаціальними умовами і різним рівнем ерозійного зрізу. Породи лавових палеопотоков складають нижні частини розрізу еффузівной товщі. Вони часто перекриті алевролітами і аргілітами таврійської серії, а рідше породами гіалокластіческой, кластолавовой і ксенолавокластіческой фацій. Незважаючи на велику кількість оголень лавових потоків в південній і центральних зонах, особливості їх утворення та знаходження в вміщають товщах можна простежити тільки по окремим роз'єднаним фрагментами [7].

    Виходи корінних порід лавових палеопотоков центральної зони представлені тілами пластообразной форми розміром до 200 м, а також невеликими виходами холмообразние форми, так званих «напірних валів». Відстань між ними становить 40-300 метрів. Оголення лавових потоків розділені ярово мережею, яка має меридіональну орієнтування. Ланцюжок виходів еффузівов має широтне простягання, а поверхню тіл лавових палеопотоков має слабкий нахил на схід під кутом 3 ° -10 °.

    У передній частині деяких лавових потоків спостерігаються фрагменти ділянок з брекчіевідно матеріалом. У них уламки андезитів від глибовий до щебнистой розмірності утворюють вали, які зверху перекриті плівкою гіалокластітов. Деякі поверхні брил покриті білою скоринкою карбонату, і на всьому матеріалі відсутні сліди поверхневого вивітрювання. Іноді великоуламковий матеріал утворює вертикальні стінки на закінчення лавових потоків. Опис подібних форм уламкового матеріалу наводяться при описі вивержень поверхневого вулканізму під назвою «глибові лави». Вали з подібним матеріалом в окремих наших обнажениях мають протяжність не більше 10,0 м. І потужність близько 2,0 м. Контакти «глибових лав» з палеолавовимі товщами різкі і досить нерівні на мікро- і макрорівнях.

    У нижній частині в приконтактовой зоні деяких фронтальних виходів «напірних валів» зустрічаються освіти, які в західній літературі отримали назву пеперіти [8, 9]. Іншими словами, це знахідки уламків порід таврійської серії в лавах і на оборот. Матеріал пеперітов сере-зелених андезитів має злегка окатанную незграбну форму розміром від 5.0-120,0 мм (рис. 1). Їх поверхню з усіх боків покрита кварц-карбонатної плівкою потужністю 0,5-1,5 мм. Що вміщують алевроліти поблизу контакту слабо окварцованние і інтенсивно перемятих. Дещо інше становище займають породи таврійської серії в андезиту. Досить рідко в них зустрічаються незграбні уламки гравелитов і щебеню аргиллитов і алевролітів, що мають форму неправильної призми. Наявність пеперітов вказує, що первинне випромінювання лав відбувалося в НЕ спокійній обстановці на нерівній поверхні, покритої малопотужним шаром мулових відкладень [10].

    309

    Мал. 1. Пеперіти сере-зелених андезитів в алевролітах таврійської серії.

    У передніх частинах лав часто спостерігаються ділянки з процесами підводного автобрекчірованія (десквамації) андезитів (рис. 2). Концентричне скорлуповідное лущення утворює елліпсовіднимі, а рідше кулясту окремість. Луска концентрической окремо при сучасному поверхневому фізичному вивітрюванні розпадаються на щебнистий гострокутий матеріал і пісок. Утворення таких форм «загартування» можна пояснити контактом гарячих лав з холодною водою палеоокеана Тетіс [7, 11].

    Мал. 2. Концентричне скорлуповідное лущення андезитів в передній частині лавового палеопотока.

    310

    Найбільш велике оголення лавового палеопотока знаходиться в центрі центральної зони і має протяжність близько 200 м. Його нижній контакт з породами таврійської серії прихований пухкими відкладеннями. Видима потужність лави близько 10 м. Дане пластовий тіло в хрест простягання, має форму верхньої частини усіченого конуса. Центральна його частина шириною 3-6 м з двох сторін обмежена бічними похилими поверхнями, які мають падіння на північ під різними кутами. Кут нахилу північного боку 40 ° -50 °, а південній - 70 ° -80 °. Центральна частина лавового палеопотока має досить нерівну валообразних форму зі складною хвилястою поверхнею, що має слабкий нахил на схід під кутом 5 ° -10 °. Відкрита поверхня лавового потоку в деяких місцях покрита автобрекчіей ізлівшегося матеріалу і на ній відзначаються виступи валів здуття. Поверхня палеопотока порушена дрібними скидами (менше метра), які мають меридіональну орієнтування. Зазвичай до них приурочені зони кварцового і кальцитового прожілкованія. Поверхня лав досить щільно облягають алевроліти і аргіліти таврійської серії, а на заході тонкий прошарок сіро-зелених гіалокластітов. Контакти між ними досить різкі, хвилясті і нерівні, що є характерною ознакою підводного лавового виверження. Аргіліти і алевроліти залягають в основному відповідно до на ефузивних породах, а на незначній відстані від контакту їх шаруватість часто порушена більш пізньої древнекіммерійской складчатостью [12]. Смятие глинисто-теригенно товщі таврійської серії супроводжується утворенням в ній по-різному орієнтованих дзеркал ковзання, що пов'язано з різною пластичністю порід. Крім цього в породах таврійського серії поблизу контакту відзначаються мікролінзочкі вітро-крісталлокласческого туфів матеріалу потужністю менше 1,0 мм.

    Особлива увага приділялася вивченню контактів лавової товщі з вміщає терригенной товщею. Вони вивчалися по шліфують і полірованим штуфи зразків, відібраними з контактів різних місць палеопотоков. На контакті породи сильно карбонизовані, тому для дослідження їх положення в просторі, у частині штуфів поверхні були протравлені в кислоті.

    Поблизу контакту з ефузивними породами алевроліти і аргіліти мають сірувато-коричневе забарвлення, чим відрізняються від вишезалегающіх блакитно-сірих і чорних порід таврійської серії [13]. Це пов'язано з процесами карбонатізаціі, що добре видно після травлення в кислоті. Карбонатна мінералізація в них представлена ​​мікросферолітамі, різно орієнтованими мікропрожілкамі, мікролінзами і псевдоміндалінамі антраконіта і кальциту. Потужність колірних змін становить 0,5-5,0 см. Верхня межа карбонатізаціі досить розпливчасте. Нижній контакт алевролитов з лавами різкий з численними макро- і мікронерівностями. Алевроліти межують ні з еффузівамі, а з «межконтактовим прослоем» кальциту. Він залягає між лавами і породами таврійської серії. «Межконтактовий уславився» має непостійну потужність - від 2,0 до 12,0 мм. У нього досить різкі контакти зубчато-роздробленої форми з вишезалегающіх алевролітами (рис. 3а, 3б). Формально, «межконтактовий уславився» можна розділити на верхню і нижню мікрозонах,

    311

    які розрізняються складом брекчірованного матеріалу. Верхня Микрозона на 60-80% складена гострокутним матеріалом піщаної розмірності змінених алевролитов. Поверхня уламкового матеріалу покрита мікроплівкою халцедону. Нижня складена уламками ефузивних порід, зростками кристалів кварцу і плагіоклазу, а також рідкісними вкрапленниками піриту і гострокутними уламками алевролитов. Цей не обкатаний гострокутий матеріал в контактовому уславитися цементувати напівпрозорим крупнокристаллическим кальцитом, а в деяких місцях антраконітом. Можна припустити, що «межконтактовий уславився» - це своєрідна антраконіт-каліцтва сорочка, яка утворилася гарячими лавами і холодним мулом. Гострокутна форма уламкового матеріалу в ній є доказом імпульсного виділення накопиченої енергії охолодження і майже «миттєвої» літіфікаціі опадів на поверхні лав. Значну роль в цьому процесі відіграють метанотрофних і метаногенів бактерії і археї, які беруть участь в переробці метану при охолодженні лав. Доказом такого припущення є вище описані сферолітовие освіти карбонатів [10, 14].

    Мал. 3а. Контакт алевролитов з лавовим палеопотоком. На рис. 3б. дана поверхня контакту після травлення кислотою: 1 - алевроліти; 2 - верхня підзона «межконтактового прослоя»; 3 - нижня підзона «межконтактового прослоя»; 4 - ріодаціти.

    Нижня межа «контактового прослоя» з породами лавового комплексу візуально досить різка, але з численними макро- і мікронерівностями. Породи описуваного підводного лавового палеопотока мають зональну будову за рахунок мінералогічної диференціації. У верхній частині потоку поблизу контакту частина лав складена сіро-зеленими дацитами, рідше - ріодацітамі. Породи мають порфірова, а в основної маси - афанітовой структуру. У ній відзначаються вкрапленники кварцу ізометричної форми, крім цього він присутній в складі основної маси.

    312

    Мал. 4. Пеперіти алевролитов округлої, лінзоподібної і стрічкової форми в приповерхневої частини дацитов.

    Таблитчаті кристали плагіоклазу білого кольору представлені олігоклазу, який часто заміщений клінохлор і кальцитом.

    Крім цього, зустрічаються зростки плагиоклаза (рис. 3а, 3б), що мають зональну будову. Навколо них іноді відзначається піритовими облямівка. Основна маса породи хлорітізіровани і окварцованние. Текстура дацитов миндалекаменной, поблизу контакту - мікрофлюідальная. Мигдалини округлі, а частіше еліпсовою форми, довга вісь яких орієнтована паралельно контакту. Вони мають розміри від 2,0 до 30,0 мм і складають в приконтактовой частини від 5 до 10% загального обсягу породи. З віддаленням від поверхні лавового палеопотока розміри і кількість мигдалин в породі значно зменшуються. Вони виконані халцедоном, хлоритом, кальцитом, а частіше - антраконітом. Поблизу контакту зустрічаються великі мигдалини розміром більше 3 см, мають зональну будову. Зазвичай центральна їх частина виконана кварцом або халцедоном, а крайова - тонкополосчатим антраконітом і кальцитом. Часто в мигдалинах чорний антраконіт має сферолітовие поверхню, в утворенні якої можливо активну участь беруть спільноти прокаріотів з переробки метану. У дацит, що залягають у верхній частині вулканічного тіла, зустрічаються численні дрібні разнооріентірованних прожилки білого кальциту і антраконіта, а також дрібна вкрапленность піриту. При вивченні контактів приповерхневих дацитов з терригенной товщею в окремих штуфах зразків були знайдені включення буро-коричневих алевролітів (рис. 4). Подібні освіти поблизу фронту лавового потоку ми вище описували під назвою пеперіти [8, 9]. Вони знаходяться нижче поверхні контактового прослоя на відстані 1 -5 см. Включення мають округлу, линзовидную і стрічкову форму, а

    313

    їх розміри від 0,3 до 5 см. Їх утворення пов'язане з захопленням лавою неконсолідованих опадів. Знахідки пеперітов в наших приповерхневих дацит є підтвердженням, висловленого раніше припущення, що вилив лавового палеопотока відбувалося в морських умовах на пухкі донні відкладення. Загальна потужність приповерхневих ріодацітов і дацитов становить в різних місцях від 1,0 до 3,0 м, і вони поступово переходять в темно-сірі кварцові порфіри. У них відзначаються поодинокі вкрапленники кварцу, а кількість кристалів плагіоклазу у вигляді зростків і подовжених табличок становить понад 20% площі шліфа. В цілому кварцові порфіри інтенсивно карбонатізіровани, і в них відзначається дрібна вкрапленность піриту. Основна маса кварцових порфиров має афанітовой структуру і миндалекаменной текстуру. Мигдалини мають розміри від 1,0 до 3,0 мм і виконані кальцитом, хлоритом і халцедоном. Потужність кварцових порфиров в різних частинах лавового палеопотока від 0,4 до 2,0 м, а їх перехід в мелкокристаллические андезити поступовий. З глибиною зникають мигдалини, збільшується кількість вкрапленников плагиоклаза і з'являється піроксен.

    За рахунок збільшення розмірів кристалів, лави поступово переходить в середньозернисті масивні андезити, які складають основну їх частину. Породи мають сірувато-зелене забарвлення. Для середньозернистих андезитів характерні повнокристалічна офітовая, а рідше гіпідіоморфная структури і масивна текстура. Ідіоморфние пластинчасті і двійникові зростки кристалів плагіоклазу, складають більше 60% загального обсягу породи. Вони мають розміри по довгій осі до 3 мм і представлені андезитів. Рідше зустрічаються зональні таблички плагіоклазу, центральна частина яких складена олігоклазу, а периферія - вузькими зонами лабрадора. Відзначаються релікти ромбического пироксена, заміщеного хлоритом і карбонатом. Рогова обманка має подовжену форму і ксеноморфні вигляд по відношенню до плагіоклази. Рідше зустрічаються включення вторинного амфибола голчастою форми. Виділення кварцу ксеноморфні изометричной форми відзначаються зазвичай між плагиоклазом і темноцветамі і займають не більше 1% площі шліфа. Крім цього зустрічаються рідкісні дрібні вкрапленники сфена, буттям, а частіше в породі відзначається дрібнозернистий пірит. При перегляді шлифов з центральної частини лавового палеопотока по мінеральному складу можна виділити діорити, плагиоклазітах (більше 70% становить плагиоклаз) габро-діорити і габро-норити, між якими складно провести межу переходу. Для цих порід характерна хороша раськрісталлізация і відсутність фрагментів вулканічного скла, що доводить тривалий термін охолодження лавової товщі. У різновидах порід лавового потоку завжди присутні вкрапленники піриту і дуже рідко магнетиту.

    Додатковим доказом лавової природи виходів порід є знахідки автором сульфидно-карбонатних трубчастих споруд на поверхні лав і в алевролітах таврійської серії. Їх формування відбувалося на поверхні лавового палеопотока, а подальше зростання сульфидно-карбонатних труб здійснювався перпендикулярно поверхні лав і шаруватості вміщає теригенно товщі (рис. 5).

    314

    Мал. 5. Виходи сульфидно-карбонатних трубчастих споруд на поверхні алевролитов таврійської серії.

    Вони мають різкі контакти з ефузивними породами і з вміщають породами таврійської серії. Сульфідно-карбонатні споруди мають вигляд вертикальних або слабоізогнутие труб довжиною до 80 см і діаметром до 30 см. Через смятия порід таврійської серії позднекіммерійской складчатостью [12] і активних сучасних процесів вивітрювання, наші будівлі часто розбиті на окремі частини, представлені блоками розміром від 5 до 20 см. Іноді, в цих блоках і на їх поверхні спостерігаються різно орієнтовані дзеркала ковзання і тріщини розриву, «залічені» прожилками кальциту. Фрагменти частин трубчастих будівель мають кулясту, елліпсовіднимі, конусоподібну, а частіше циліндричну форму. У міру зростання трубчастих тіл, у них зменшується або збільшується діаметр, а на поверхні будівель з'являються бічні конусоподібні відростки і горизонтальні вирости, що залягають згідно зі слоистостью вміщають алевролитов. Крім трубчастих тіл іноді спостерігаються сульфидно-карбонатні споруди або їх частини, що мають сплощення лепешковідную або линзовидную форму і залягають згідно з вміщає товщею. Такі будови мають розміри плоскої частини по довгій осі до 30 см, по короткій до 20 см, але висота будівлі не більше 8 см. На нижній і верхній поверхнях цих плоских будівель знаходяться кратероподібної поглиблення, центральна частина яких складена сульфідами. Іноді такі кратероподібної виступи відзначаються на бічних поверхнях.

    За результатами вивчення поверхонь поліровок контактів сульфидно-карбонатної споруди з лавами і алевролітами, добре видно, що місцями їх зародження є мікропоніженія поверхні лавового потоку (рис. 6). Можливо, це сліди первинної трещиноватости, залічені поствулканіческого процесами. Кордоном між сульфидно-карбонатної будівництвом і лавами є прогнута «межконтактовая прошарок», описана нами вище. Вона представлена ​​сірувато-білим крупнокристаллическим кальцитом розмірами 1 -2 мм і обволікає будова нижньої частини споруди, відокремлюючи її від еффузівов і вміщають алевролитов. Сама нижня частина споруди в приконтактовой зоні має подовжену лійкоподібну форму з пережимами. Нижня частина сульфидно-карбонатних труб складена зеленуватим кальцитом, в якому при перегляді під мікроскопом проглядаються численні сферолітовие

    315

    освіти, зрощені між собою. Ці карбонатні освіти є продуктом бактеріального синтезу. У осьової конусоподібної будівництві проглядається зона освітлення з розпливчастими кордонами і потужністю від 3 до 5 мм (рис. 7), яка є флюидальностью каналом зі слідами діяльності гидротерм. У ньому зазначаються ділянки, збагачені вкрапленностью галеніту, сфалериту, халькопирита, пирротина, марказита і піриту, які мають переривчастий характер [15]. Детальна характеристика цих трубчастих споруд, що мають деяку схожість з сучасними «чорними і сірими курцями» рифтових систем дна океанів, наводиться автором в більш ранніх роботах [15]. Різкі кордону сульфидно-карбонатних гидротермально-бактеріальних будівель з лавами і алевролітами, їх мінералогічна зональність, а також знахідки в них Попільні та туфів матеріалу, дозволяють зробити висновок, що освіта трубчастих будівель відбувалося під час активної вулканічної діяльності при охолодженні лавового палеопотока і одночасно з формуванням порід таврійської серії.

    Мал. 6. Полірування поверхні штуфи контактів сульфидно-карбонатної споруди з лавами і алевролітами: 1 сульфидно-карбонатна споруда; 2 алевроліти; 3 -лави дацитов; 4 - «межконтактовий уславився»; 5 - флюидальностью канал з сульфідної мінералізацією.

    Решта виходи фрагментів лавових потоків «напірних валів» в центральній і південній зонах мають подібну горбисту форму. Розміри їх виходів - від 5,0 до 20,0 метрів по простяганню, а відстань між ними складає 50,0300,0 метрів. Дані з вивчення їх петрографічного складу, мінералогічної диференціації і контактів з вміщають породами таврійської серії вказують, що це, можливо, частини єдиного лавового палеопотока без сульфидно-карбонатних споруд. Можливо, це фронтальні частини лавових мов одного великого тіла, розбитого розломами

    316

    древнекіммерійской складчастості на окремі блоки [12]. Із загальної характеристики дещо вирізняється холмообразние вихід ефузивних порід, названий автором Рудий, який розташований в 200 м на захід від описаного вище центрального лавового палеопотока. Андезити, що складають його, інтенсивно окварцованние, гідрослюдізіровани і пірітізірованних, що вказує на процеси інтенсивної гідротермальної діяльності з переробки цього масиву. Пірит в породі займає більше 10% загального обсягу. Хмарно сульфидная мінералізація в андезиту приурочена до зон підвищеної тріщинуватості, які мають меридіональну орієнтування. Зазвичай, це малопотужні лінзовидні прожилки суцільного піриту потужністю до 5,0 мм. До однієї такої зоні приурочена карбонат-кварц-халцедон-сульфідна гидротермально-бактеріальних споруда, що має форму «лінзоподібної жили». Вона має протяжність 0,8 м. І потужність від 10,0 до 50,0 мм. Споруда має різкі контакти з вміщуючими породами. Її плоскі поверхні покриті округлими горбкуватими утвореннями бактеріального карбонату і гідроксиди заліза і марганцю. У центральній частині будівлі зустрічаються попільний матеріал вулканічного скла, уламки туфів матеріалу і численні раковини молюсків, гастропод і форамініфер (рис. 7). Тонкостінні карбонатні раковини фауни і їх центральна частина заміщені піритом. Ці знахідки дозволяють вважати, що «лінзовідная жильна» споруда при своєму зростанні була відкритою системою. Її утворення відбувалося на виходах гідротермальних джерел в сірководневої середовищі під час активної вулканічної діяльності [16].

    Мал. 7. Тонкостінні раковини брахіопод, колломорфним і друздьевідний пірит в карбонат-кварц-халцедон-сульфідної гидротермально-бактеріальних будівництві.

    В даний час вихід описаних ефузивних порід, пророблений гідротермальної діяльністю, має буро-коричневе забарвлення за рахунок гідроксиди заліза і марганцю. Ці утворення мають подвійну природу. Частина оксидів пов'язано з сучасними процесами вивітрювання, а велика їх частина за участю гальміроліза [17, 18]. В їх продуктах є відмінності. оксиди

    317

    сучасного вивітрювання супроводжуються гіпсом, а «підводне вивітрювання» -шлейфом охри, нальотами оксидів заліза і марганцю, а також приурочено до лінійним зон [19].

    У західній частині центральної зони на поверхні одного з фрагментів лавового палеопотока на контакті їх туфами була знайдена биогерм, складена черепашником брахіопод. Крім цього, в будівництві виявлені знахідки гастропод і губок. Черепашковий матеріал біогерми цементувати «жильними» утвореннями кварц-карбонатними і карбонатними бактеріальними будівлями. Розміри біогерми в оголенні становлять кілька квадратних метрів, а висота близько метра. У самій биогерм ракушняк брахіопод і «жильний» карбонат бактеріальних будівель цементує крупно глибовий матеріал ефузивних порід, що мають схожість з породами лавових палеопотоков. Окремі Цементовані брили пірітізірованних еффузівов зазнали процесам вивітрювання. Так як вони знаходяться в НЕ вивітрений матеріалі біогерми, тому можна вважати, що це сліди процесів гальміроліза. Брахіоподи і гастроподи створюють досить щільну упаковку в цементуючою масі. Вони представлені кількома видами. Їх тонкостінні стулки зазвичай покрита тонкою плівкою буро-коричного і чорного світел. Імовірно, це сліди симбіозу з бактеріальним спільнотою поблизу зон метанової дегазації [14]. Дещо вище по розрізу в уславитися чорних грудкуватих вапняків автором були виявлені відбитки молюсків, брахіопод і раковина амоніту.

    Сучасні виверження лави з вулканів завжди супроводжуються викидами туфів матеріалу. Подібні відкладення зустрічаються в північній зоні, а також в західній частині центральної. Ці полігенні фаціальні матеріали викидів вулкана в різних зонах, можливо, належать до різних тимчасових інтервалах. Між ними знаходиться товща порід таврійської серії потужністю 40,0- 80,0 м. Можна вважати, що молодші викиди вулканогенно-теригенних порід приурочені до північної зоні, а давніші до західної частини центральної. У них немає відмінності в петрографічної складі, але є різниця в фаціальних умовах освіти. Результатам дослідження порід інших фацій вулканізму буде присвячена інша наступна стаття.

    Обговорення результатів

    Результати дослідження Тессельского осадово-вулканогенного комплексу верхнього тріасу встановили, що він має досить складну будову. Вивчені автором виходи ефузивних порід представлені утвореннями лавової, кластолавовой, ксенолавокластіческой, ксеногіалокластіческой,

    ксенолітогіалокластіческой, гідротермальної і гальміролітіческой фації.

    Гірський Крим іноді вважають амагматічним регіоном Альпійської геосинклінальної складчастої області [1, 3, 21]. Магматичні породи займають в ньому менше 10% загальної площі [1]. З цієї статистики виділяється західна частина ПБК. У цьому районі виходи інтрузивні і ефузивних порід відзначені поблизу селищ Лемени, Кастрополь, Мелас і Форос [1]. Вони тягнуться своєрідною

    318

    ланцюжком уздовж прибережної зони і знаходяться на відстані п'яти - десяти кілометрів один від одного.

    На захід, на продовження цієї зони, знаходиться описуваний Тессельскій осадово-вулканогенні комплекс андезитів. Зазвичай вулканічні масиви мають розміри від десятків до сотні квадратних кілометрів [20, 22]. У передгірних обривах ПБК оголюється незначна південна частина нашої вулканічної споруди. Можна припустити, що центральна частина вулканічного апарату Тесселі знаходиться на північ від під товщею порід середньої і верхньої юри, що побічно підтверджується наявністю під Головною грядою в зазначених місцях магнітної і гравітаційних аномалій [23, 24]. Найближче від жерла вулкана знаходяться оголення ефузивних порід в західній частині центральної зони. Тут відзначаються виходи порід, змінених гідротермальних процесами і поля трубчастих сульфидно-карбонатних гидротермально-бактеріальних будівель [25].

    Освіта вулканогенного комплексу порід відбувалося в ході декількох вивержень. Спостерігається значний часовий інтервал між освітою ефузивних порід центральної і північної зон. Є деякі відмінності в фаціальних умовах формування порід цих зон, що пов'язано з різними типами вивержень [22, 25]. За нашими припущеннями, найраніший етап пов'язаний з виливом лавових палеопотоков андезитів. Через високу в'язкості палеопотокі мали незначні розміри і потужність [7]. У них спостерігається зовнішню схожість з описаними подібними утвореннями в центральній частині Гірського Криму під назвою «силли» [1, 26, 27]. У другій половині XX століття дослідники вважали, що їх утворення пов'язане з впровадженням «магми в горизонтально лежать незатверділі опади таврійської серії. При цьому породи Сілла НЕ зламують вміщає товщу, а залягають згідно »[1, 26]. Складно повірити, що клин порід потужністю понад п'ять метрів прорветься по глинистому уславився на відстань понад сорок метрів, а при цьому не змінить і не порушить елементів залягання, вище залягають слабо літіфіцірованних, опадів таврійської серії.

    На відміну від Сілла, породи Тессельского підводного лавового палеопотока формувалися в один час і в одному секторі океану Тетіс спільно з терригенной товщею таврійської серії. Єдине час і місце освіти лав в породах таврійського серії доводять наступні факти, описані вище:

    - знахідки в передній частині палеопотоков виступів валів здуття і «глибових лав» з брекчіевідно матеріалом;

    - поверхні лав в деяких місцях перекриті плівкою гіалокластітов;

    - в нижній частині фронтальних виходів лав і на їх поверхні зустрічаються пеперіти і відзначаються сліди процесів десквамації андезитів;

    - в приконтактовой зоні ріодаціти мають миндалекаменной текстуру, а в деяких мигдалинах чорний антраконіт з сферолітовие поверхнею утворений за участю спільнот прокаріотів;

    - різкі і нерівні контакти лав з вміщає терригенной товщею;

    - в приконтактовой зоні відсутні явні сліди впливу на породи, що вміщають високих температур і освіти в них роговиков;

    319

    - відбувається утворення брекчіевідно матеріалу в зоні контакту за рахунок охолодження лав палеопотока;

    - в алевролітах поблизу контакту з лавами зазначається мікролінзи туфів і карбонатизація породи за рахунок бактеріального хемосинтезу;

    - у всіх блоках палеопотоков відзначається зональна мінералогічна диференціація порід від ріодацітов до андезитів, а іноді до габро-норитов.

    - знахідки біогерми брахіопод і сульфідно-карбонатних трубчастих бактеріальних будівель на поверхні лав.

    Головним доказом лавової природи магматичних тіл і освіти їх в тимчасовому періоді T3-J1, є знахідки сульфидно-карбонатних трубчастих бактеріальних будівель. Зростання сульфидно-карбонатних трубчастих бактеріальних будівель починався на поверхні лавового палеопотока. Своєю віссю зростання вони орієнтовані перпендикулярно до поверхні лавового потоку і шаруватості покривають їх алевролитов таврійської серії. Освіта тел сульфидно-карбонатних трубок відбувалося з деяким випередженням формування теригенно матеріалу порід таврійської серії і в період активної вулканічної діяльності [28].

    Процеси утворення порід різних фацій Тессельского вулкана відбувалися в морському середовищі палеоокеана Тетіс. Доказом є знахідки біогерми брахіопод, плоских і трубчастих бактеріальних будівель [29], численні сліди десквамації на поверхні лав, а також сліди процесів гальміроліза. Імовірно, вулканічна діяльність здійснювалася на великих глибинах океану, на це вказують численні знахідки тонкостінної фауни і сліди високої газонасиченості ксеногіалокластов і ріодацітов на поверхні лав [7].

    Породи таврійської серії західній частині ПБК вивчали багато геологи [13, 21, 30, 31], але їх вік продовжує залишатися дискусійним. Знайдена автором фауна дозволяє уточнити це питання. Досить різноманітний видовий склад мають брахиоподи, які утворюють биогерм на поверхні лав і туфів. Через сильний стиснення породи в ході діагенеза, в даний час складно визначити їх видовий склад. За попередніми результатами значну частину брахіопод можна віднести до виду Worobiella ex gr. caucasica Dagys, які мають вік норійського століття [31, 32]. Визначення виконані кандидатом геолого-мінералогічних наук Ю.С. Рєпіним. Вище біогерми в уславитися чорних піщанистих вапняків з включеннями мікрополосчатих строматолитов були виявлені відбитки молюсків, брахіопод і раковина амоніту. За результатами визначення професора доктора геолого-мінералогічних наук В.В. Аркадьева з СПб ГУ, знайдений амоніт ставиться до Megaphyllites insectus (Mojsisovics), і його вік норійського століття верхнього тріасу [30]. Необхідно відзначити, що геологи корифеї на початку XX століття описували в районі Ласпі, Тесселі, Фороса [21, 30, 31] знахідки відбитків фауни, які дозволили їм вважати, що породи таврійської серії в цьому регіоні представлені відкладеннями корнська і норійського ярусів верхнього тріасу. Додатковим підтвердженням передбачуваного віку є литологические ознаки порід таврійської серії. Це знахідки в

    320

    породах таврійського серії горизонтів конкрецій залізистих карбонатів, що мають плоскі, караваеобразние, витягнуті галактика і кулясті форми [13, 21]. Тут же були знайдені пісковики, на поверхні яких відзначалася осередкова шестикутна мережу (Paleodictyon). Біогліфи і конкреції зазвичай характерні для флиша верхнього тріасу [13, 21]. Підтверджують даний вік сліди стародавньої кіммерійської складчастості на поверхні плоских і трубчастих карбонатних будівлях, а також в алевролітах таврійської серії. Додаткову інформацію дають результати вивчення цирконів Південно-західного Криму. У деяких з них за визначенням встановлено вік верхнього тріасу [33].

    На початку статті автори писали, що відмінністю північної зони розвитку магматизму від південної, є наявність слідів тріасового вулканізму в Лозівський зони північній частині Качинського підняття [1]. Правда, в наш час деякі дослідники ставлять під сумнів цей вік. На сьогоднішній день немає доказів сінгенетічності фауни пізнього тріасу, так-як її знахідки виявлені в тектонічному клині серед вулканітів [3]. Тому можна вважати, що автором вперше наведено докази існування пізньому тріасі вулканізму в Гірському Криму. Факт його існування в південній зоні вимагає перегляду палеогеографических умов формування Гірського Криму і порід таврійської серії. Можливо, вулканізм в пізньому тріасі мав більш широке поширення. Доказом такого припущення є результати буріння свердловин № 1кч і 2кч [6]. Вони були пробурені в 60-х роках XX століття в центральній частині Качинського підняття. На глибинах понад 2000 метрів вони розкрили чотири інтервалу магматичних порід потужністю від 50 до 150 метрів. Вміщають породами магматичних тіл є алевроліти і аргіліти таврійської серії [6].

    ВИСНОВКИ

    За результатами наших досліджень вперше встановлено в західній частині південної зони Гірського Криму наявність вулканізму в пізньому тріасі. У породах лавових палеопотоках спостерігається мінералогічна диференціація, а в їх фронтальної частини і на поверхні зустрічаються пеперіти і відзначаються сліди процесів десквамації андезитів. На поверхні лав і туфів товщі виявлені сульфидно-карбонатні і карбонат-кварц-сульфідні трубчасті і плоскі гидротермально-бактеріальні споруди. Їх формування йшло за рахунок палеофлюідов під час освіти еффузівной товщі синхронно з формуванням порід таврійської серії. Знахідки на поверхні лав биогерм брахіопод Worobiella ex gr. caucasica Dagys, а в розрізі амоніту Megaphyllites insectus (Mojsisovics) вказують норійського вік вулканізму в південній зоні Гірського Криму.

    Встановлені гідротермальні зміни порід і полісульфідні мінералізації в сульфидно-карбонатних гидротермально-бактеріальних будівлях дозволяють припускати знаходження поблизу центрального апарату

    321

    Тессельского вулкана великих рудних тіл з полісульфідні мінералізацією.

    Необхідно продовжити вивчення вулканізму в західній частині південної зони Гірського Криму. Особливу увагу слід приділити вивченню геохімії і петрохимических складу порід, що дозволить більш точно встановити рудну спеціалізацію вулканізму і умов його освіти. Обов'язково необхідно виконати роботи по уточненню віку по циркону з еффузівной товщі.

    Автор дякує за консультації і надану допомогу у вивченні порід професора і члена кореспондента РАН В.В. Масленникова, а за визначення фауни професора доктора геолого-мінералогічних наук В.В. Аркадьева і кандидата геолого-мінералогічних наук Ю.С. Рєпіна.

    Список літератури

    1. Лебединський В.І., Макаров Н.М. Вулканізм Гірського Криму. Київ: Вид-во АН УРСР, 1962. 208 с.

    2. Славін В.І. Геологічна історія Кримського півострова в тріасовому періоді // Бюлетень МОИП. Від. геології. 1986. Т. 61. Вип. 6. С. 46-50.

    3. Спиридонов Е.М., Федоров Т.О., Ряховский В.М. Магматичні утворення Гірського Криму. Стаття 1 // Бюлетень МОИП. Від. геології. 1990. Т. 65. Вип. 4. С. 119-13.

    4. Шнюков Е.Ф., Щербаков Е.Е., Шнюкова Е.Е. Палеоостровная дуга півночі Чорного моря. Київ .: «Чернобильінформ», 1997. 287 с.

    5. Заїка-Новацький В.С., Соловйов І.В., Сухорада А.В. Петропавлівський палеовулкан Гірського Криму // Вгснік Кшвського Ушверсітету. Сер. геологи. 1989. № 8. С. 3-8.

    6. Іванов В.І. Чайковський Б.І. та ін. «Звіт по ГГК в м 1: 50000 Західної частини Гірського Криму, Байдарский р-н в межах аркушів L - 36 - 128 - A, Б, В, Г» - 1978-1981. (Фондовий матеріал КП «Південекогеоцентр»).

    7. Кориневский В.Г. Ефузиви Уралу. Єкатеринбург .: Уральський Ц АТ, 2014. 216 с.

    8. Busby-Spera CJ, White J.D.L. Yariation in peperite 1ехше8 associated with differing host sеdiшепt properties // В1111. Volcanol. 1987. Yol. 49. Р. 765-776.

    9. Біска НС, Ромашкін А.Є., Ричанчік дв. Протерозойские Пепера-структури ділянки Лебещіна / / Геологія і корисні копалини Карелії. 2004. Вип. 7. С. 193-200.

    10. Селіверстов Н.І., Торохов П.В., Баранов Б.В. Підводний вулкан Пійпа: структурно тектонічний контроль, геологічна будова і гідротермальних активність // Вулканологія і сейсмологія. 1995. № 2. С. 50-71.

    11. Масленников В.В. Седиментогенез, гальміроліза і екологія колчеданоносних палеогідротермальних полів. Міас: імінну УрО РАН, 1999. 348 с.

    12. Пчелинцев В.Ф. Кіммеріди Криму. М .: Наука, 1966. 126 с.

    13. Логвиненко Н.В. Про флішевих структурах тріасових відкладень Криму // Изв. ВНЗ. Геологія і розвідка. 1961. № 3. С. 16-28.

    14. Лісіцин А.П., Богданов Ю.О., Гурвич Є.Г. Гідротермальні утворення рифтових зон океану. М .: Наука, 1990. 256 с.

    15. Лисенко В.І., Садиков С.А., Літа В.А. Морфологія і ізотопний склад сульфидно-карбонатних споруд ефузивних порід верхнього тріасу південно-західній частині Гірського Криму // Металогенія древніх і сучасних океанів-2017. Чверть століття вивчень субмарини родовищ. Міас .: імінну УрО РАН, 2019. С. 277-281.

    16. Seliverstov N.I., Torokhov P.V., Egorov Yu.O., Dubrovsky V.N., Taran Yu.A., Kokarev S.G. Active seeps and carbonates from the Kamchatsky Gulf (East Kamchatka) // Bull. Geol. Soc. of Denmark. 1994. V.41. P. 50-54.

    17. Масленников В.В., Зайков В.В. Продукти руйнування і окислення придонних сульфідних будівель на дні Уральського палеоокеана // Докл. АН СРСР. Т. 319. 1991. № 6. С. 1434-1437.

    322

    18. Hannington M.D., Jonasson I.R., Herzig P.M., Petersen S. Physical, chemical processes of seafloor mineralization at mid-oceanridges // Seafloor hydrothermal Systems: Physical, Chemical, Biological and Geological Interactions. Geophis. Monograph, Washington, DC: Am. Geophis. Union, 1995. V. 91.P 115-157.

    19. Fouquet Y., Von Stackelberg U., Charlou J.-L. et al. Metallogenesis in back-arc environments: the Lau Basin example // Economic Geology. 1993. Vol. 88. P. 2154-2181.

    20. Макдональд Г. Вулкани. М .: Світ, 1975. 431 с.

    21. Муратов М.В. Про стратиграфії тріасових і нижнеюрских відкладень Криму // Изв. ВНЗ. Геологія і розвідка. 1959. № 11. С. 31-41.

    22. Ботвінкіна Л.Н. Генетичні типи відкладень областей активного вулканізму. М .: Наука, 1974. 318 с.

    23. Коболєв В.П., Русаков О.М., Богданов Ю.О., Козленко Ю.В. Геофізичні дослідження в 27-му рейсі НДС «Володимир Паршин» в Чорному морі // Геофізичний журнал. 2007. Т.29. № 2. С.167-178.

    24. Ентін В.О., Гінтов О.Б., Гуськов С.І. Ще раз про природу Кримської гравітаційної аномалії // Геофізичний журнал. 2010. № 6. С. 34-41.

    25. Лучицький І.В. Основи палеовулканології. М .: Наука, 1971. Т. 1. 480 с.

    26. Лебединський В.І. Пластові интрузии в таврійської серії і їх роль в геологічній історії Гірського Криму // Изв. АН СРСР. Сер. геол. 1962. № 4. С. 32-39.

    27. Мудренко С.В. Пічників В.А., Самсоненко В.Л. Гіпабіссальних і субвулканические освіти Бодракско-Салгирской зони (Передгірний Крим) // Регіональна геологія деяких районів СРСР. 1983. Вип. 6. С. 18-23

    28. Богданова О.Ю., Горшков А.І., Баранов Б.В., Селіверстов Н.І., Сивцов А.В. Гідротермальні утворення підводного вулкана Пійпа (Командорських улоговина) // Вулканологія і сейсмологія. 1989, № 3. С. 49-62.

    29. Торохов П.В. Сульфідна мінералізація гідротермальних утворень підводного вулкана Пійпа (Берингове море) // Докл. АН СРСР. 1992. Т. 326. № 6. С.1060-1063.

    30. Астахова Т.В. Палеонтологічний характеристика тріасових відкладень Криму // Палеонтологічний збірник. 1972. Вип. 2. № 9 С. 57-63.

    31. Моїсеєв А.С. Про фауні і флорі тріасових відкладень долини р. Салгир в Криму // Изв. Всі з. Геол.-Разв. Об'єднання. LI. 1932. Вип. 39. С. 1-14.

    32. Дагіс А. С, Дагіс А. А., Казаков А. М., Курушин Н. І. Кордон нижнього і середнього тріасу на півночі Середньої Сибіру. Л .: Гостоптехіздат, 1959. 360 с.

    33. Nikishin A.M., Khotylev A.O. Bychkov A.Y. Cretaceous Volcanic Belts and the Evolution of the Black Sea Basin // Moscow university Geolocy Bulletin. 2013. Vol 68. № 03. pp. 141-154.

    TRIASIC VOLCANISM IN THE SOUTH-WESTERN PART OF MOUNTAIN CRIMEA Lysenko V.I.

    Moscow State University M. V. Lomonosov Moscow State University Branch in Sevastopol, Russian Federation

    E-mail: Ця електронна адреса захищена від спам-ботів. Вам потрібно увімкнути JavaScript, щоб побачити її.

    Tessel sedimentary-volcanogenic complex of andesites of the Upper Triassic, which is overlain by rocks of the Tauride series, was found in the western part of the southern coast of Crimea. Mineralogical zoning is observed in scoria flows, and peperites are found in their frontal part. On the surface of lavas and tuff strata there are carbonate, sulfide-carbonate and carbonate-quartz-sulfide tubular and flat bacterial structures. Their formation was due to paleofluids during the formation of the effusive stratum simultaneously with the formation of rocks of the overlapping Taurida series.

    323

    Hydrothermal rock changes and polysulfide mineralization in hydrothermal-bacterial structures indicate the possibility of detecting large ore bodies with polysulfide mineralization. Findings on the surface of lavas bioherms of brachiopods Worobiella ex gr. caucasica Dagys, and in the context of ammonite Megaphyllites insectus (Mojsisovics) prove the Triassic age of volcanism in the southern zone of the Mountain Crimea. Keywords: volcano, lavas, andesites, peperites, tubular structures, paleofluids..

    References

    1. Lebedinskij V.I., Makarov N.M. Vulkanizm Gornogo Kryma (Volcanism of the Mountain Crimea). Kiev: Izd-vo AN USSR (Publ.), 1962, 208 p. (In Russian).

    2. Slavin V.I. Geologicheskaya istoriya Krymskogo poluostrova v triasovom periode (Geological history of the Crimean peninsula in the Triassic period). Byulleten 'MOIP. Otd. Geologii, 1986, T. 61, Vyp. 6, pp. 46-50. (In Russian).

    3. Spiridonov E.M., Fedorov T.O., Ryahovskij V.M. Magmaticheskie obrazovaniya Gornogo Kryma. Stat'ya 1 (Magmatic formations of the Crimean Mountains. Article 1) .Byulleten 'MOIP. Otd. Geologii, 1990, T. 65, Vyp. 4, pp. 119-13. (In Russian).

    4. Shnyukov E.F., Shcherbakov E.E., Shnyukova E.E. Paleoostrovnaya duga severa Chernogo moray (Paleo-island arc of the north of the Black Sea). Kiev: «Chernobyl'inform» (Publ.), 1997, 287 p. (In Russian).

    5. Zaika-Novackij V.S., Solov'ev I.V., Suhorada A.V. Petropavlovskij paleovulkan Gornogo Kryma (PeterPaul Paleovolcano of the Crimean Mountains). Visnik Kiivs'kogo Universitetu. Ser. Geologii, 1989, no 8, pp. 3-8. (In Russian).

    6. Ivanov V.I. Chajkovskij B.I. i dr. «Otchet po GGK v m 1: 50000 Zapadnoj chasti Gornogo Kryma, Bajdarskij r-n v predelah listov L ​​- 36 - 128 - A, B, V, G» - 1978-1981. (Fondovyj material KP «Yuzhekogeocentr») (Report on the GGC in m 1: 50,000 of the Western part of the Mountain Crimea, Baidar district, within sheets L - 36 - 128 - A, B, C, D "- 1978-1981 . (Stock material of KP "South-Geogeocenter")). (in Russian).

    7. Korinevskij V.G. Gialoklastity (obzor predstavlenij ob usloviyah obrazovaniya) (Hyaloclasts (a review of ideas about the conditions of formation)). Vulkanologiya i sejsmologiya, 1984, no 6, pp. 82-91. (In Russian).

    8. Busby-Spera C.J., White J.D.L. Yariation in peperite tekhtshes associated with differing host sedishept properties // Vllll. Volcanol, 1987, Yol. 49, pp. 765-776. (In English).

    9. Biske N.S., Romashkin A.E., Rychanchik D.V. Proterozojskie peperit-struktury uchastka Lebeshchina (Proterozoic peperite structures of Lebeshchina site) .Geologiya i poleznye iskopaemye Karelii, 2004, Vyp. 7, pp. 193-200. (In Russian).

    10. Seliverstov N.I., Torohov P.V., Baranov B.V. Podvodnyj vulkan Pijpa: strukturno tektonicheskij kontrol ', geologicheskoe stroenie i gidrotermal'naya aktivnost' (Piipa Underwater Volcano: structural tectonic control, geological structure and hydrothermal activity) .Vulkanologiya i sejsmologiya, 1995, no 2, pp. 50-71. (In Russian).

    11. Maslennikov V.V. Sedimentogenez, gal'miroliz i ekologiya kolchedanonosnyh paleogidrotermal'nyh polej (Sedimentogenesis, halmirolysis and ecology of pyritiferous paleohydrothermal fields). Miass: IMin UrO RAN (Publ.), 1999, 348 p. (In Russian).

    12. Pchelincev V.F. Kimmeridy Kryma (Kimmerids of Crimea). M .: Nauka (Publ.), 1966, 126 p.

    13. Logvinenko N.V. O flishevyh teksturah triasovyh otlozhenij Kryma. Izv. VUZov. Geologiya i razvedka, 1961, no 3, pp. 16-28. (In Russian).

    14. Lisicyn A.P., Bogdanov Yu.A., Gurvich E.G. Gidrotermal'nye obrazovaniya riftovyh zon okeana (ydrothermal Formations of Ocean Rift Zones). M .: Nauka (Publ.), 1990, 256 p. (In Russian).

    15. Lysenko V.I., Sadykov S.A., Litau V.A. Morfologiya i izotopnyj sostav sul'fidno-karbonatnyh postroek effuzivnyh porod verhnego triasa yugo-zapadnoj chasti Gornogo Kryma (Morphology and isotopic composition of sulfide-carbonate structures of effusive rocks of the Upper Triassic of the southwestern

    324

    part of the Crimean Mountains). Metallogeniya drevnih i sovremennyh okeanov-2017. Chetvert 'veka izuchenij submarinnyh mestorozhdenij. Miass: IMin UrO RAN (Publ.), 2019, p. 277-281. (In Russian).

    16. Seliverstov N.I., Torokhov P.V., Egorov Yu.O., Dubrovsky V.N., Taran Yu.A., Kokarev S.G. Active seeps and carbonates from the Kamchatsky Gulf (East Kamchatka). Bull. Geol. Soc. of Denmark, 1994, V.41, pp. 50-54.

    17. Maslennikov V.V., Zajkov V.V. Produkty razrusheniya i okisleniya pridonnyh sul'fidnyh postroek na dne Ural'skogo paleookeana (Destruction and oxidation products of bottom sulphide structures at the bottom of the Ural Paleo-Ocean). Dokl. AH SSSR, 1991, T. 319, no 6, pp. 1434-1437. (In Russian).

    18. Hannington M.D., Jonasson I.R., Herzig P.M., Petersen S. Physical, chemical processes of seafloor mineralization at mid-oceanridges. Seafloor hydrothermal Systems: Physical, Chemical, Biological and Geological Interactions. Geophis. Monog., Wash., DC: Am. Geophis. Union, 1995, V. 91, pp 115-157.

    19. Fouquet Y., Von Stackelberg U., Charlou J.-L. et al. Metallogenesis in back-arc environments: the Lau Basin example. Economic Geology, 1993, Vol. 88, P. 2154-2181.

    20. Makdonal'd G. Vulkany (Volcanoes). M .: Mir (Publ.), 1975, 431 p. (In Russian).

    21. 21 Muratov M.V. O stratigrafii triasovyh i nizhneyurskih otlozhenij Kryma (On the stratigraphy of the Triassic and Lower Jurassic deposits of the Crimea). Izv. VUZov. Geologiya i razvedka, 1959, no 11, pp. 31-41. (In Russian).

    22. 22 Botvinkina L.N. Geneticheskie tipy otlozhenij oblastej aktivnogo vulkanizma (Genetic types of deposits of areas of active volcanism). M .: Nauka (Publ.), 1974. 318 p. (In Russian).

    23. Kobolev V.P., Rusakov O.M., Bogdanov Yu.A., Kozlenko Yu.V. Geofizicheskie issledovaniya v 27-m rejse NIS «Vladimir Parshin» v Chemom more (Geophysical exploration in the 27th flight of the R / V "Vladimir Parshin" in the Black Sea) .Geofizicheskij zhurnal, 2007, T.29, no 2, pp .167-178. (In Russian).

    24. Entin V.A., Gintov O.B., Gus'kov S.I., Eshchyo raz o prirode Krymskoj gravitacionnoj anomalii (Once again on the nature of the Crimean gravitational anomaly). Geofizicheskij zhurnal 2010, no 6, pp. 34-41. (In Russian).

    25. Luchickij I.V. Osnovy paleovulkanologii (Fundamentals of paleovolcanology). M .: Nauka (Publ.), 1971, T. 1, 480 p. (In Russian).

    26. Lebedinskij V.I. Plastovye intruzii v tavricheskoj serii i ih rol 'v geologicheskoj istorii Gornogo Kryma (Formation intrusions in the Tauride series and their role in the geological history of the Crimean Mountains). Izv. AN SSSR. Ser. geol., 1962, no 4, pp. 32-39. (In Russian).

    27. Mudrenko S.V. Pechnikov V.A., Samsonenko V.L. Gipabissal'nye i subvulkanicheskie obrazovaniya Bodraksko-Salgirskoj zony (Predgornyj Krym) (Hypabyssal and subvolcanic formations of the Bodraki-Salgir zone (Piedmont Crimea)). Regional'naya geologiya nekotoryh rajonov SSSR, 1983, Vyp. 6, pp. 18-23. (In Russian).

    28. Bogdanova O.Yu., Gorshkov A.I., Baranov B.V., Seliverstov N.I., Sivcov A.V. Gidrotermal'nye obrazovaniya podvodnogo vulkana Pijpa (Komandorskaya kotlovina) (Hydrothermal formations of the underwater volcano Piipa (Commander Basin)). Vulkanologiya i sejsmologiya, 1989, no 3, pp.49-62. (In Russian).

    29. Torohov P.V. Sul'fidnaya mineralizaciya gidrotermal'nyh obrazovanij podvodnogo vulkana Pijpa (Beringovo more) (Sulfide mineralization of hydrothermal formations of the underwater volcano Piipa (Bering Sea)). Dokl. AN SSSR, 1992, T.326, no 6, pp. 1060-1063. (In Russian).

    30. Astahova T.V. Paleontologicheskaya harakteristika triasovyh otlozhenij Kryma (Paleontological characteristics of the Triassic sediments of the Crimea) // Paleontologicheskij sbornik, 1972, Vyp. 2, 1972, pp. 57-63. (In Russian).

    31. Moiseev A.S. O faune i flore triasovyh otlozhenij doliny r. Salgir v Krymu (On the fauna and flora of the Triassic deposits of the river valley. Salgir in Crimea). Izv. Vses. Geol.-Razv. Ob "edineniya. LI., 1932, Vyp. 39, pp. 1-14. (In Russian).

    32. Dagis A. S, Dagis A. A., Kazakov A. M., Kurushin N. I. Granica nizhnego i srednego triasa na severe Srednej Sibiri (The border of the Lower and Middle Triassic in the north of Central Siberia). L .: Gostoptekhizdat (Publ.), 1959, 360 p. (In Russian).

    33. Nikishin A.M., Khotylev A.O. Bychkov A.Y. Cretaceous Volcanic Belts and the Evolution of the Black Sea Basin. Moscow university Geolocy Bulletin, 2013, Vol 68, no 03, pp. 141-154.

    Надійшла до редакції 31.09.2019

    325


    Ключові слова: ВУЛКАН / лави / андезитів / ПЕПЕРІТИ / тРУБЧАСТІ БУДІВЛІ / ПАЛЕОФЛЮІДИ / VOLCANO / LAVAS / ANDESITES / PEPERITES / TUBULAR STRUCTURES / PALEOFLUIDS

    Завантажити оригінал статті:

    Завантажити