Физико-геологическое моделирование структур бодракской свиты с учетом палеомагнитных данных тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.10, кандидат наук Филиппович Алексей Валерьевич

• Филиппович Алексей Валерьевич
• кандидат наук
• 2022

Оглавление диссертации кандидат наук Филиппович Алексей Валерьевич

ВВЕДЕНИЕ

РАЗДЕЛ 1. ГЕОЛОГИЯ И СОВРЕМЕННОЕ СОСТОЯНИЕ ИЗУЧЕННОСТИ РАЙОНА ИССЛЕДОВАНИЙ

1.1 Геология и тектоническая эволюция района исследований

1.2 Геофизическая изученность района исследований

1.3 Палеомагнитные и петромагнитные исследования среднеюрских магматических пород в Крыму

РАЗДЕЛ 2. ОПИСАНИЕ ФАКТИЧЕСКОГО ГЕОЛОГО-ГЕОФИЗИЧЕСКОГО МАТЕРИАЛА

2.1 Магниторазведочная аппаратура, методика площадной магнитной съемки на детальном участке и обработка полевых материалов

2.2 Методика отбора образцов палеомагнитной коллекции на детальном участке

2.3 Методика построения цифровой модели местности на площади исследований

2.4 Выводы по разделу

РАЗДЕЛ 3. ЛАБОРАТОРНЫЕ ПЕТРОМАГНИТНЫЕ, ПАЛЕОМАГНИТНЫЕ И ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ

3.1 Теоретические основы и методика петро- и палеомагнитных лабораторных измерений

3.2 Аппаратура для петромагнитных и палеомагнитных исследований изученной коллекции образцов

3.3 Анализ результатов измерений магнитной восприимчивости образцов и её анизотропии

3.4 Результаты термомагнитного анализа

3.5 Анализ петель гистерезиса

3.6 Анализ результатов измерений остаточного магнитного момента насыщения образцов

3.7 Анализ доменного состояния ферромагнитных минералов с помощью диаграммы Дэя-Данлопа

3.8 Результаты измерений остаточной намагниченности образцов и компонентный анализ магнитных чисток переменным полем

3.9 Результаты петрографического анализа шлифов

3.10 Выводы по разделу

РАЗДЕЛ 4. МОРФОЛОГИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ МАГНИТНЫХ ПОЛЕЙ И РЕЗУЛЬТАТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ ИНТЕРПРЕТАЦИИ НА ДЕТАЛЬНОМ УЧАСТКЕ ИССЛЕДОВАНИЙ

4.1 Анализ магнитных аномалий детальных съемок на основе трансформаций полей

4.2 Морфологический анализ магнитных полей при составлении геологической схемы для детального участка

4.3 Геологическая интерпретация результатов магнитного моделирования разрезов бодракской свиты на детальном участке

4.4 Выводы по разделу

РАЗДЕЛ 5. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ РЕЗУЛЬТАТЫ ИЗУЧЕНИЯ РЕГИОНАЛЬНОЙ ПОЧТОВСКОЙ МАГНИТНОЙ АНОМАЛИИ

5.1 Анализ ретроспективных геолого-геофизических материалов

5.1.1 Гравимагнитные исследования

5.1.2 Сейсмические исследования

5.1.3 Электроразведочные исследования

5.1.4 Скважинные и петрофизические исследования

5.2 Геологические результаты интерпретации Почтовской магнитной аномалии

5.3 Анализ результатов двухмерного и трехмерного магнитного моделирования Почтовской аномалии

5.4 Выводы по разделу

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Приложение А. Результаты петрографического анализа шлифов

ВВЕДЕНИЕ

Геологическое строение Крыма и его эволюция представляют на современном этапе большой интерес. Несмотря на то, что геология Крымского полуострова изучается не одно десятилетие, многие вопросы о строение и генезисе среднеюрских магматических образований требуют дополнительных исследований для формирования представлений об их глубинном строении.

Диссертационная работа условно может быть разделена на решение двух научных задач. Одна из них посвящена изучению развития пород бодракской свиты с включением субвулканических тел на левом борту р. Бодрак у с. Трудолюбовка, относящихся к северо-западной части Качинского антиклинория Горного Крыма, комплексом детальных площадных магнитных съемок, петро- и палеомагнитных данных. Такой подход к комплексной геолого-геофизической интерпретации позволил автору получить детальную схему геологического строения бодракского комплекса средней юры, а также построить надежные магнитные модели разрезов бодракской свиты.

Вторая часть работы посвящена изучению региональных геофизических материалов в пределах так называемой Почтовской магнитной аномалии, на южной периферии которой располагается исследованный комплексом магнитных методов детальный участок.

С тектонической точки зрения оба объекта исследований приурочены к Предгорному разлому - шовной зоне сочленения Скифской плиты и Горного Крыма.

Актуальность темы исследования

Геологическое строение и эволюция Горного Крыма представляют большой интерес, и одним из ключевых объектов для их расшифровки являются магматические образования, которые всесторонне изучаются геологами уже не одно десятилетие. Эти исследования совершаются преимущественно методами натурных геологических наблюдений, которые не позволяют делать выводы о глубинном строении магматических тел. В практике геофизических исследований магматические объекты изучаются комплексом методов, но чаще всего методом магниторазведки, так как они имеют повышенные значения магнитных свойств по сравнению с вмещающими

породами. Комплексирование магнитных исследований среднеюрских магматических образований Горного Крыма с полученными по ним же палеомагнитными данными может быть использовано для решения ряда задач, связанных с моделированием глубинного строения и выявлением особенностей генезиса конкретных магматических тел.

Палеомагнитные исследования магматических образований в Горном Крыму проводятся последние 50 лет. Их результатами являются палеотектонические реконструкции, построенные исходя из координат палеомагнитных полюсов. Методической проблемой палеомагнитных исследований в Горном Крыму является неопределенность в оценке элементов залегания и структурного положения субвулканических тел, а также немногочисленность надёжных определений их изотопного возраста. Анализ выполненных палеомагнитных исследований показал, что существует проблема интерпретации направлений компонент естественной остаточной намагниченности (ЕОН) из-за сильного разброса не только между разными телами, но и в пределах конкретного тела. Кроме того, время возникновения компонент ЕОН магматических пород далеко не всегда может быть однозначно определено.

В свою очередь, материалы по комплексированию высокоточных детальных площадных магнитных съемок с петро- и палеомагнитными данными на изученной территории ранее не публиковались. В работе показано, что реализованная методика магнитного моделирования геологических разрезов, при которой параметризация магнитной модели осуществляется по экспериментальным данным об индуцированной и остаточной намагниченности пород, значительно повышает достоверность и надежность геологической интерпретации.

Объект и предмет исследования

В данной работе изучаются два объекта. Один из объектов располагается на левом борту р. Бодрак у с. Трудолюбовка Бахчисарайского района Крыма. На этой территории, площадью 0.5 км2, автор выполнил детальные высокоточные магнитные съемки и отобрал представительную коллекцию из 140 образцов для последующих палеомагнитных исследований с целью изучения геологического строения пород бодракской свиты среднеюрского возраста, вмещающей субвулканические тела. Второй объект исследований - область распространения магматических пород в

пределах региональной структуры, связанной с Почтовской магнитной аномалией и охватывающая площадь 200 км2 в Предгорном Крыму.

Степень разработанности проблемы.

Территория Горного Крыма, в местах развития бодракского комплекса, на протяжении длительного периода изучалась различными методами. Известны публикации о составе бодракской свиты с включением субвулканических тел в местах её обнажений, описанных в работах Лебединского В.И., Милеева В.С., Юдина В.В., Спиридонова Э.М., Никишина А.М. и др. Однако большая часть субвулканических тел этого комплекса не выходит на поверхность и остается совершенно неизученной. Породы бодракского субвулканического комплекса имеют переменный состав и в различной степени изменены наложенными процессами, что является следствием проявления нескольких фаз вулканической активности и последующих тектонических процессов.

Планомерное изучение геофизическими методами Крымского полуострова и прилегающих акваторий началось в 1960-ые годы. Тогда были сделаны первые площадные магнитные съемки масштаба 1:50000 под руководством Котляра А.И. (1975), на которых проявились региональные тектонические структуры, а также отдельные высокоинтенсивные, близкие к изометричным, аномалии. Одна из таких аномалий в зоне сочленения Скифской плиты и Горного Крыма была названа Почтовской (или Почтовой) и располагается к северо-западу от Качинского антиклинория.

Следующий этап изучения относится к 1990-ым годам, когда были проведены первые попытки детального исследования Почтовской аномалии под руководством Рыбакова В.Н. Они включали в себя площадные гравиметрические и магнитометрические съемки, а также сейсмический профиль МОВ ОГТ. В главный магнитный максимум была пробурена скважина, которая под мел-палеогеновым осадочным чехлом на глубине 816 м вскрыла магматические породы, представленные диоритами и диабазовыми порфиритами. Анализируя материалы предшествующих исследований стоит отметить, что результаты интерпретации гравитационных, магнитных и сейсмических данных оказались невысокого качества. Исходные

геофизические материалы не сохранились, что не позволило провести их повторную интерпретацию на современном этапе.

Более поздние геофизические работы в начале XXI века связаны с изучением крымских гравитационных и магнитных аномалий Ентиным В.А. (2010). Эти исследования, к сожалению, не дают полного понимания об источниках магнитных аномалий, несмотря на привлечение всех имеющихся ретроспективных геофизических материалов. Недавние электромагнитные исследования по профилю Ялта -Новоселовка (Десятов, 2019) выявили положение Предгорного разлома, а также некоторые особенности глубинного строения сложно-построенного интрузивного тела, связанного с формированием Почтовской магнитной аномалии

Цели и задачи исследования.

Целью данной работы является уточнение геологического строения бодракской свиты с включением субвулканических тел среднеюрского возраста в Горном Крыму с использованием современных методов интерпретации аномальных магнитных полей и результатов магнитного моделирования. Важной особенностью диссертационной работы является методика параметризации магнитных моделей с использованием фактического материала по петро- и палеомагнитным свойствам пород бодракского вулканогенного комплекса.

Для достижения цели исследования были поставлены следующие задачи:

1. Провести детальный морфологический анализ магнитных полей и их трансформант, по материалам площадных съемок масштабов 1:1000 и 1:2000, выполненных диссертантом, с целью изучения геологического строения площади развития пород бодракской свиты, с включением субвулканических тел, среднеюрского возраста в районе с. Трудолюбовка Бахчисарайского района Крыма (далее в тексте - «детальный участок»).

2. Провести геологическую интерпретацию результатов морфологического анализа аномальных магнитных полей на детальном участке.

3. Отобрать на обнажениях бодракского вулканогенного комплекса в пределах детального участка представительную палеомагнитную коллекцию ориентированных образцов.

4. Используя современную аппаратуру для лабораторных петро- и палеомагнитных исследований выполнить измерения магнитной восприимчивости, естественной остаточной намагниченности (ЕОН), рассмотреть особенности магнитной минералогии исследуемых пород.

5. Построить двухмерные магнитные модели геологических разрезов структур бодракской свиты с включением субвулканических тел на детальном участке.

6. Провести комплексную геологическую интерпретацию на основе морфологического анализа аномальных магнитных полей по детальному участку и Почтовской аномалии.

7. Построить прогнозные двухмерные и трехмерные магнитные модели магматического комплекса Почтовской аномалии, с учетом фондовых петрофизических материалов по скважине.

Фактический материал и методы исследования.

Фактический материал, положенный в основу диссертационной работы, был собран автором в течение трех полевых сезонов (2019-2021 гг.) на площадях Крымского полуострова. Автор диссертации совместно с сотрудниками лаборатории магниторазведки кафедры геофизических методов исследования земной коры геологического факультета Московского государственного университета имени М.В. Ломоносова выполнил площадные магнитные съемки масштабов 1:1000 и 1:2000 с использованием высокоточной магниторазведочной аппаратуры ММР08-1. Объектом исследований для проведения съемок было выбрана площадь развития пород бодракской свиты на левом борту р. Бодрак у с. Трудолюбовка Бахчисарайского района Крыма. Магнитные исследования были проведены в комплексе с палеомагнитными исследованиями. Автором из 10 обнажений субвулканических тел на территории исследований было отобрано 140 ориентированных в пространстве образцов для дальнейших палеомагнитных и петромагнитных лабораторных исследований, которые были выполнены в лаборатории Главного геомагнитного поля и петромагнетизма ИФЗ РАН и включали в себя: определение компонентного состава естественной остаточной намагниченности (ЕОН) с помощью магнитных чисток; измерения магнитной восприимчивости образцов и её анизотропии; определение параметров петель

гистерезиса и доменного состояния магнитных минералов; электронную микроскопию магнитных минералов и петрографические описания шлифов.

Дополнительно автором был собран в большом объеме фактический геолого-геофизический материал по региональным исследованиям структуры, связанной с формированием бодракского комплекса средней юры. Были восстановлены материалы по магнитным съемкам масштаба 1:50000 Почтовской аномалии, примыкающей к северо-западной стороне Качинского антиклинория, где на первом этапе были получены результаты детальных магнитных и палеомагнитных съемок структур бодракского комплекса. При геологической интерпретации использовались стратиграфические и петрофизические данные по скважине, пробуренной центре Почтовской магнитной аномалии (скв. 18-А), сейсмический профиль МОВ ОГТ вкрест Почтовской аномалии, результаты 2Б инверсии данных МТЗ по профилю Ялта-Новоселовка, ретроспективные плотностные и магнитные модели.

Научная новизна исследования.

Задача, поставленная в диссертации, продолжает серию научных работ, связанных с вопросами геологического и тектонического строения структур бодракской свиты средней юры. Впервые на одном из участков, где наблюдаются обнажения вулканогенных пород средней юры (левый борт р. Бодрак у с. Трудолюбовка), были выполнены комплексные площадные магнитные, палеомагнитные и петромагнитные исследования. Впервые для изученной площади по результатам интерпретации магнитных полей, с привлечением имеющейся априорной геологической информации, представлена схема геологического строения бодракской свиты и субвулканического комплекса, отражающая также элементы разломной тектоники.

Большой вклад в изучение глубинного строения бодракского вулканогенного комплекса вносят результаты решения обратной задачи магниторазведки, позволяющие оценить глубины залегания субвулканических тел. Высокая надежность в получении автором физико-геологических моделей разрезов для площади развития структур бодракской свиты обеспечена магнитным моделированием, с параметризацией магнитных моделей с использованием векторной суммы индуцированной и остаточной намагниченностей. Важно, что эти параметры

задавались на основе результатов лабораторных измерений палеомагнитной коллекции из 140 ориентированных образцов, отобранной непосредственно на площади детальных исследований.

Впервые проведено обобщение региональных геологических и геофизических материалов для одной из региональных структур Крыма. Автор приводит результаты по составлению схемы геологического строения магматической структуры Почтовской аномалии, проявляющейся в потенциальных полях. Новым результатом, полученным диссертантом, на основе трехмерного и двухмерного магнитного моделирования, является глубинное строение сложно-построенного магматического тела, пространственно связанного с Почтовской магнитной аномалией

Личный вклад автора.

Автор диссертации выполнил 6000 магнитных измерений при площадных магнитных съемках (500 тыс. м2) на левом борту р. Бодрак у с. Трудолюбовка Бахчисарайского района Крыма (детальный участок). Автором опробовано 10 субвулканических тел бодракского комплекса, из которых отобрано 140 ориентированных образцов для петро- и палеомагнитных исследований. По экспериментальным измерениям автором создана база данных из 1300 значений петро-и палеомагнитных параметров, характеризующих изученные породы бодракского комплекса. При написании работы автор выполнил полный цикл обработки и интерпретации аномальных магнитных полей и магнитного моделирования геологических разрезов на детальном участке. Автор собрал большой объем ретроспективных геолого-геофизических материалов по площади Почтовской магнитной аномалии, провел двухмерное и трехмерное моделирование и по результатам построил прогнозные геологические карты, отражающие сложенное строение интрузивных тел на глубинах более 800 м.

Подготовка к публикации полученных результатов проводилась совместно с соавторами, причём вклад соискателя в проведении полевых работ, обработки и анализа данных был определяющим. Также соискателем была проведена значительная работа над иллюстрациями и текстом статей, представление их в редакции журналов и переписка с редакторами и рецензентами.

Практическая и теоретическая значимость исследования.

Площадь детальных исследований относится к старейшему полигону геологического факультета МГУ имени М.В. Ломоносова - Крымскому учебно-научному центру имени профессора А.А. Богданова. Представленные автором новые материалы по интерпретации аномальных магнитных полей и их трансформант с использованием методики морфологического и линеаментного анализа позволили составить детальную схему геологического строения бодракской свиты содержащей субвулканические тела на левом борту р. Бодрак у с. Трудолюбовка.

Предложенная автором методика параметризации и расчета магнитных моделей с использованием экспериментальных петро-палеомагнитных данных по индуцированной и остаточной намагниченности показала высокую эффективность при построении физико-геологических разрезов изученных комплексов средней юры.

На основании анализа систематизированных автором ретроспективных региональных геолого-геофизических материалов в области сочленения Скифской плиты и Горного Крыма (Почтовская аномалия), интерпретации различных компонент магнитного поля, построения двухмерных и трехмерных магнитных моделей, получены новые данные, позволяющие построить прогнозные геологические разрезы, охватывающие площади детальных и региональных исследований.

Результативные материалы по детальным и региональным исследованиям обладают значительной степенью новизны и вносят большой вклад в банк данных по геолого-геофизическим материалам Крыма и смогут успешно использоваться для научных и образовательных целей.

Защищаемые положения.

Проведенная автором научно-исследовательская работа по теме диссертации «Физико-геологическое моделирование структур бодракской свиты с учетом палеомагнитных данных» позволяет сформулировать следующие защищаемые положения:

1. Ярко выраженные, линейные, разной интенсивности аномалии в магнитных полях на детальном участке исследований в области распространения пород бодракской свиты на левом борту р. Бодрак у с. Трудолюбовка Бахчисарайского района Крыма приурочены к субвулканическим телам бодракского комплекса. Тела имеют

северо-восточное простирание, протяженность до 350 м и горизонтальные мощности, варьирующие от первых метров до 60 м.

2. На детальном участке исследований породы бодракского субвулканического комплекса средней юры по результатам их изучения лабораторными петро- и палеомагнитными методами типизированы на две группы, принципиально отличающиеся между собой скалярными магнитными характеристиками, направлением суммарной и характеристической компонент естественной остаточной намагниченности.

3. Для детального участка исследований на основании экспериментальных измерений параметров остаточной и индуцированной намагниченности пород по методике магнитного моделирования получены характеристики субвулканических тел бодракского комплекса, горизонтальная мощность которых варьирует от 9 до 60 м, а глубины залегания от приповерхностных - до 8 м.

4. Структура магнитного поля в пределах региональной Почтовской аномалии обусловлена интрузивным телом, имеющим в плане изометричную форму с поперечными размерами около 6 км, и отдельными магматическими телами, залегающими в интервале глубин от первых сотен метров до одного километра.

Степень достоверности и апробации исследования.

В основу работы положены данные детальных площадных магнитных съемок, результаты сбора, анализа и интерпретации палеомагнитной коллекции 140 образцов, полученных автором в период с 2017 по 2021 г., а также фактический геолого-геофизический материал из Крымского территориального фонда геологической информации (ТФГИ). При обработке данных применялись современные методы в программных комплексах Geosoft Oasis montaj, COSCAD-3D, MagInv3D, MagInv2D, GMSYS-2D.

В ходе научных исследований автором лично и в соавторстве опубликовано 6 работ, в том числе 3 статьи в рецензируемых научных изданиях, рекомендованных для защиты в диссертационном совете МГУ по специальности.

Результаты диссертационной работы регулярно представлялись автором на международных и российских научных специализированных конференциях по

геологии и геофизике: «БЛОБ Инженерная и рудная геофизика 2019» (Геленджик, 2019), «Ломоносов-2020» (Москва, 2020), «ГеоЕвразия-2021. Геологоразведка в современных реалиях.» (Москва, 2021), «Ломоносовские чтения - 2021» (Москва,

2021), «ГеоЕвразия-2022. Геологоразведочные технологии - наука и бизнес» (Москва,

2022), «Ломоносов-2022» (Москва, 2022), «Ломоносовские чтения - 2022» (Москва, 2022).

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Физико-геологическое моделирование структур бодракской свиты с учетом палеомагнитных данных»

Структура работы

Диссертация содержит введение, пять разделов по основным этапам исследований, заключение, список литературы из 61 наименования и 1 приложение. Работа состоит из 117 страниц текста, 51 иллюстрации и 4 таблиц.

Благодарности

За высокопрофессиональное руководство и наставничество на всех этапах проведения настоящего исследования автор благодарит научных руководителей доцента Золотую Людмилу Алексеевну и профессора Веселовского Романа Витальевича. Автор признателен за предоставленные материалы по магнитным исследованиям ассистенту Паленову А.Ю. и доценту Косныревой М.В. кафедры геофизики МГУ. При написании работы большую помощь в обсуждении геологических результатов геофизических данных оказала доцент, к.г.-м.н. Правикова Н.В., в консультациях и формулировках по проблемам палеомагнитных измерений -Федюкин И.В., научный сотрудник лаборатории Главного геомагнитного поля и петромагнетизма ИФЗ РАН, за что автор выражает им искреннюю благодарность.

РАЗДЕЛ 1. ГЕОЛОГИЯ И СОВРЕМЕННОЕ СОСТОЯНИЕ ИЗУЧЕННОСТИ РАЙОНА ИССЛЕДОВАНИЙ

1.1 Геология и тектоническая эволюция района исследований

Изучение геологического строения территории Крыма имеет более чем столетнюю историю [Лебединский 1962, 1968; Спиридонов 1990; Юдин 2007; Никишин 2006, 2020, 2021]. Одной из наиболее интересных задач является исследование мезозойского магматического комплекса. На территории Горного Крыма широко развиты проявления магматической активности среднеюрского возраста, которые точечно обнажаются в его южной части и относительно хорошо изучены. Большая же часть продуктов вулканической деятельности скрыта осадочным чехлом и недоступна для натурных наблюдений. Понимание современного пространственного распространения и положения магматических тел в разрезе может существенно продвинуть актуальные знания о геологической истории формирования и эволюции полуострова.

В настоящее время существует две основные конкурирующие геодинамические теории относительно изучаемых в данной работе тел бодракского субвулканического комплекса: геологи московского университета рассматривают магматические тела (силлы, штоки, дайки) долины р. Бодрак как продукты вулканической деятельности островной дуги, позже дислоцированные [Никишин, 2006, 2020]; геологи «крымской школы» считают интрузивные тела бескорневыми аллохтонами и микститами, отколовшимися от бодракского вулкана [Юдин, 2011].

Изучаемая в данной работе территория находится в зоне Предгорного разлома (также Горнокрымской сутуры) - сочленения Скифской плиты и Горного Крыма [Никишин, 2016] (рис. 1.1). Структуры горного Крыма на площади исследований представлены Качинским антиклинальным поднятием (антиклинорием) - это блочная горстоподобная структура в ядре которой обнажаются породы таврического комплекса (Тз-11), центр поднятия находится чуть южнее с. Прохладное. На породах таврического комплекса залегают породы бодракской свиты (12ьа) с включением продуктов субвулканической активности (12ь) и далее меловые и палеогеновые отложения (К1-Р).

А

Б

детальный л / +

УЧАСТОК // Ч>/\4 В \ + + ___ (Уч\чл Т. +.1, ' , '

Рис. 1.1 А) Фрагмент геологической карты Крыма [ВСЕГЕИ, 2019]; Б) Геологическая карта с наложенными элементами разломной тектоники и изодинамами магнитного поля [Котляр, 1975]. (Условные обозначения: зоны региональных (1) и локальных (2) нарушений (по данным магниторазведки); (3) нарушения (по данным электроразведки); (4) выходы интрузивных тел; районы распространения магматических тел на больших (5) и малых (6) глубинах по данным магниторазведки и по данным электроразведки (7); контур Качинского антиклинория (8)). Контуром отмечена площадь региональных исследований (Почтовская аномалия), детальный участок комплексных магнитных и палеомагнитных исследований и положение скважины № 18.

Таврический комплекс включает в себя таврическую серию и эскиординскую свиту, которые считаются одновозрастными. Таврическая серия формировалась на южном краю Европейского палеоконтинента на дне Таврического бассейна на глубине

1-2 км, а эскиординская свита - на северном склоне этого бассейна. Таврический комплекс представлен флишевыми терригенными отложениями (турбидитами) позднетриасово-раннеюрского возраста, залегающими на позднепалеозойском складчатом фундаменте. Таврическая серия распространена в Горнокрымской зоне, а эскиординская свита - в Лозовской, вдоль северо-западного края распространения таврической серии (от Симферополя до Трудолюбовки). Эти зоны разделены Бодракским разломом у с. Трудолюбовка. Вертикальная мощность комплекса оценивается в 3-5 км. Отложения комплекса сильно деформированы и имеют складчато-надвиговую структуру. Временем складчатости считается примерно граница ранней и средней юры, что соответствует киммерийской складчатости. Таврическая серия состоит из ритмичного (20-50 см) переслаивания песчаников, алевролитов и аргиллитов. Из-за малого количества фауны возраст серии строго не обоснован. Эскиординская свита относится к позднетриасовому-раннеюрскому возрасту. В свите по составу выделяются: аргиллиты с прослоями песчаников; турбидиты с многочисленными «биоглифами»; толщи с многочисленными олистолитами известняков и песчаников; конгломераты [Никишин, 2021].

Рис. 1.2. Геологическая карта района исследований [Никишин, 2006]. Красным контуром отмечено положение детального участка.

Породы бодракской свиты наиболее детально изучены вблизи с.

Трудолюбовка, в 5 км от полигона МГУ по течению р. Бодрак (Рис. 1.2) [Никишин,

2006]. Породы бодракской свиты представлены вулканогенно-осадочными и вулканическими образованиями байосского возраста с резким угловым несогласием залегающие на смятых в складки породах эскиординской свиты. Нижний этаж свиты сложен морскими аргиллитами и отложениями обломочных потоков пород эскиординской свиты. Верхний этаж представлен вулканогенно-осадочными породами - базальтами, андезибазальтами, туфопесчаниками и туфоалевролитами. Мощность свиты оценивается в более чем 500 м. Возраст вулканитов по фауне датируется как поздний байосский ярус. Породы бодракской свиты сильно деформированы, с залеганием до субвертикального и падением на северо-запад. На площади детальных исследований, песчаники в обнажении «байосский цирк» залегают с углами падения 600 и азимутом СЗ 3300. Время складчатости не датировано и определяется как домеловое (Позднекиммерийская складчатость).

Над вулканогенно-осадочными породами и субвулканическими телами моноклинально с малыми углами падения в первые градусы залегают меловые и палеогеновые отложения, представленные мергелями и известняками. Вулканические и субвулканические образования в меловых отложениях в районе исследований не встречаются.

Формирование пород бодракской свиты происходило в обстановке вулканической дуги - субдукции океанической коры Тетиса под Понтиды-Крым, сопряженной с глубоким бассейном. Вулканоплутонический пояс прослеживается от Крыма до Кавказа (Азербайджан). [Никишин, 2006, 2021]. Ширина вулканического пояса в Крыму оценивается в 150-200 км. Вулканическая деятельность была представлена подводной цепочкой вулканических островов. Среднеюрский этап вулканизма закончился на рубеже келловея и сменился фазой складчатости, которая происходила в полосе активной континентальной окраины (Рис. 1.3) [Okay, Nikishin, 2015].

По данным [Никишина, 2006] наблюдается латеральная дифференциация по типу магматических образований, которая говорит об разной глубинности магматических образований островной дуги: в районе с. Трудолюбовка представлены жерловые и субвулканические дайки и силлы бывших магмаподводящих каналов; юго-восточнее преобладают диапирообразные тела микродиоритов (например,

Первомайская и Джидаирская интрузии), а еще южнее в Горнокрымской зоне преобладают дайки [Никишин, 2006, 2021]. Делается вывод, что желоб в позднем байоссе располагался южнее района исследований в современных координатах.

По данным [Юдин, 2007, Никишин, 2015] в Крыму также имел место другой тип магматизма - активноокраинный среднеюрско-нижнемелового возраста (Ъ-Кл), образование которого связано с субдукцией части океана Мезотетис. Данный комплекс расположен в фундаменте равнинного Крыма и на поверхность не выходит. Его связывают с Предгорным разломом, которой падает на север. По скважинным и геофизическим данным на территории равнинного Крыма и прилегающих акваториях Черного моря выделяется около 30 палеовулканов, породы которых представлены андезитами, характерными для активной континентальной окраины [Юдин, 2008].

Рис. 1.3. А) Палеогеографическая схема Черноморского региона для средней юры [Okay, Nikishin, 2015]; Б) Схема формирования среднеюрской вулканической дуги и бодракской свиты [Никишин, 2006].

Породы таврического комплекса и залегающей на ней бодракской свиты пронизывает большое количество интрузивных тел бодракского субвулканического комплекса - даек, силлов, штоков и др. Они имеют сложное строение и похожий состав с лавами, с которыми считаются одновозрастными [Никишин, 2006].

Формы и размеры тел изменяются в широком диапазоне: штокоподобные тела в плане имеют овальную форму от 20 до 300 м в диаметре, а дайки вытягиваются от 10 до 600 м, при мощности 1-2 м. Пластовые тела ориентированы преимущественно в северо-восточном направлении, а ориентация даек нередко северо-западная и широтная. Морфология контактов и контактовые изменения очень однообразны: экзоконтакты выражены зонами "отбеливания" без минеральных новообразований шириной от 5 до 30 см, а эндоконтакты отличаются по изменению структуры пород и в появлении миндалекаменных текстур. Большинство массивов однофазовые -сложенные диабазовыми порфиритами, авгитовыми диабазами. Бодракский субвулканический комплекс формировался в 4 фазы вулканической активности [Спиридонов, 1990].

Породы первой фазы представлены силлоподобными и линзовидными телами, иногда дайками, северо-восточного и субширотного простирания, падающими на север, составленные двупироксеновыми оливин-гиперстен-авгитовыми долеритами, долерит-порфиритами, базальтом [Спиридонов, 1990; Видавский, 2007]. Мощность тел достигает 55 м, длина - 400 м. Типичное тело, в пределах детального участка исследований - «силл Короновского», расположенный на окраине с. Трудолюбовка, на левом склоне оврага Шара, в 400 м от устья. Силл вытянут в северо-восточном направлении и падает на северо-запад под углом 40°. Сил пересекается субвертикальной дайкой оливиновых базальтов второй фазы (простирание СЗ 310°) и дайкой гиперстеновых базальтов третьей фазы бодракского субвулканические комплекса. В зависимости от размеров тел выделяют одну или несколько фаций. Апикальная зона сложена базальтами, долерит-базальтами, долерит-порфиритами. Центральная часть составлена мелко-среднезернистыми долеритами. Контактовые изменения выражены узкими (до 1 м) ореолами дегидратированных и обожженных пород. Постинтрузивные деформации выражены несколькими системами трещин. Наиболее распространенным петротипом пород первой фазы внедрения являются микрогаббропорфириты и долерит-базальты, реже встречаются долериты и долерит порфириты. Акцессорными минералами являются титаномагнетиты, хромшпинелиды, ильменит. Возрастной диапазон пород первой фазы внедрения определяется тем, что силы и линзовидные тела приурочены к вулканогенным породам карадагской свиты

позднего байоса - раннего бата и прорываются дайками двупироксен-оливиновых базальтов второй фазы внедрения.

Породы второй фазы представлены удлиненными штоками и крутопадающими дайками длиной до 500 м мощностью от 0,5 до 7,0 м [Спиридонов, 1990]. Они достаточно распространены в окрестностях с. Трудолюбовка в долине р. Бодрак. Тела составлены меланократовыми оливин-авгитовыми, двупироксен-оливиновыми базальтами, долерит-базальтами, долеритами и долеритовыми порфиритами, секущими породы первой фазы. Контактовые изменения выражены узкими ореолами обожженных пород. Наиболее распространенный петротип пород второй фазы внедрения - оливиновые долериты. Основная масса составлена лейстами плагиоклаза. В качестве акцессорного минерала представлен титаномагнетит. Возрастной диапазон двупироксеновых оливиновых базальтов определяется тем, что они пересекают микрогаббро-порфириты и долериты первой фазы и прорываются дайками лейкократовых базальтов третьей фазы.

Породы третьей фазы представлены круто залегающими дайками широтного или северо-западного простирания и силлоподобными телами, сложенными лейкократовыми авгит-гиперстеновыми базальтами и долеритами [Спиридонов, 1990]. Контактовые изменения выражены слабыми ореолами дегидратированных и обожженных пород. Постинтрузивные деформации выражены несколькими системами трещин. Наиболее распространенный петротип третьей фазы внедрения бодракского комплекса - лейкократовые двупироксеновые долериты. Основная масса микродолеритовой структуры составлена лейстами плагиоклаза, гиперстена и акцессорными минералами - ильменитом, пирротином, реже хромитом и титаномагнетитом. Возрастной диапазон даек лейкократовых базальтов третьей фазы бодракского комплекса определяется тем, что они пересекают штоки двупироксеновых оливиновых базальтов второй фазы и прорываются дайками андезитов и близких к ним пород четвертой фазы.

Породы четвертой фазы представлены штокоподобными телами и круто залегающими маломощными дайками северо-западного и северо-восточного простирания, сложенными андезитами и дацитами [Спиридонов, 1990]. Они пересекают все остальные субвулканические тела и вулканогенную Карадагскую

свиту. Типичный пример тел этой фазы - массив Школьный (карьер). На водоразделе бодракского и джидаирского оврагов распространены маломощные дайки. Контактовые изменения выражены незначительными ореолами ороговикования. Наиболее распространенный петротип - андезибазальт. Основная масса составлена микролитами плагиоклаза, зернами пироксенов, амфиболов. Акцессорные минералы представлены титаномагнетитом. Возрастной диапазон даек андезитов и андезибазальтов определяется тем, что они пересекают дайки лейкократовых базальтов и близких к ним пород третьей фазы и перекрываются флишевыми образованиями айвасилской свиты среднего-позднего бата.

Определение возрастов магматических тел изотопными методами. Большое значение для характеристики геолого-тектонического развития Крыма имеет установление возраста магматических образований. Большинство исследователей этой проблемы склонялись к мнению, что они датируются среднеюрским возрастом, по единичным биостратиграфическим оценкам пород нижнего этажа бодракской свиты и перекрывающих верхнеюрских отложений [Фирсов, 1963].

Однако, последние современные исследования о временном интервале проявлений магматизма в Горном Крыму позволяют определить их достаточно широкий диапазон: от позднего триаса до раннего мела [Морозова 2012, Meijers 2010]. Первые высокоразрешающие U-Pb геохронологические исследования с помощью ионного микрозонда SIMS SHRIMP II были проведены Морозовой [Морозова 2012, Morozova, 2014], что позволило уточнить возраст среднеюрского магматизма и выделить новый раннемеловой берриас-валанжинский этап. Этот вывод авторов исследования вызвал новый этап дискуссионного обсуждения динамического формирования бодракского комплекса.

В опубликованных работах Морозовой Е.Б. (2012, 2014) и Meijers M. (2010), на основании геологических наблюдений, структурно-формационных реконструкций, петрохимических данных и результатов Ar/Ar изотопного датирования, авторы приходят к выводу о существовании в мезозойское время трех основных тектоно-магматических этапов в Крыму: 1) рифтогенно-спрединговый в позднетриас-раннеюрское время; 2) островодужно-вулканоплутонический в среднеюрское время; 3) позднеюрско-раннемеловой этап, вызванный коллизионными процессами.

Авторы [Морозова, 2012] отобрали репрезентативные образцы для U - РЬ датирования по акцессорному циркону из нескольких объектов (рис. 1.4): силлы в с. Трудолюбовка, Первомайский шток, Джидаирский интрузив и силл Лебединского. Объекты 1) и 2) на рис 1.4 представляют наибольший интерес для диссертационного исследования.

Условные обозначения: 1 -четвертичные отложения; 2 -глинисто карбонатные отложения; 3 -органогенные известняки; 4 -вулканогенно осадочная толща; 5 -эскиординская свита; 6 -таврическая серия; 7 - габбро долериты; 8 - диорит порфириты; 9 - базальты; 10 -геологические границы; 11 - разрывные нарушения: а - предполагаемые, б -достоверные, в - надвиги; 12 - линия разреза; 13 - современные границы выработок в Первомайском карьере; 14 - элементы залегания: а нормальное, б опрокинутое; 15 - район работ: а - на территории Крыма, б - д. Трудолюбовка (центр); 16 - точки отбора образцов: а - на изотопное датирование и палеомагнитные исследования; б - на изотопное датирование.

Рис. 1.4. Геологическая карта района с.Трудолюбовка (среднее течение р. Бодрак) [Морозова 2012, 2014; Савельев, 2017]. Цифрами обозначены места отбора образцов для определения изотопного возраста. (1) и (2) - силлы в с. Трудолюбовка, (3) - Джидаирская интрузия.

Проведенные исследования и U-Pb датирование цирконов [Морозова, 2012] позволили сделать следующие выводы:

1) - возраст силлов в с. Трудолюбовка внедренных в вулканогенно-осадочные породы 144,2 ± 2,0 и 136,2 ± 2,3 млн лет, берриас-валанжинский ярус. 2) - Возраст магматической кристаллизации долеритов Первомайской и Джидаирской интрузий 174 ±1.2 и 169.7 ±1.5 млн лет соответственно - среднеюрский аален-байосский этап магматизма. Полученные результаты позволяют уверенно отнести габбро-долериты Джидаирской интрузии к комплексу магматических образований, сформированных в островодужную стадию киммерийского цикла геодинамической эволюции Горного Крыма [Морозова 2012]. Отмечено отсутствие воздействия пост-байосских метаморфических процессов на устойчивую изотопную систему магматических

цирконов. 3) - Возраст долеритов Лебединского силла - раннемеловое время 125 ± 4 млн лет назад, апт.

В устном докладе Савельева А.Д. (2017), на основе данных, полученных уран свинцовым SIMS SHRIMP датированием по цирконам, были выделены среднеюрский 12а возраст Первомайского штока и раннемеловой K^r возраст обнажения «Спортивная горка» и «силла Лебединского». По результатам геохимического анализа, среднеюрский комплекс относится к базальтам вулканических дуг и активных континентальных окраин известково-щелочной серии. А породы раннемелового комплекса к островодужным толеитам и базальтам срединно-океанических хребтов.

По результатам изотопного датирования Ar/Ar методом и геохимического анализа более тридцати образцов магматических пород в Горном Крыму [Meijers, 2010], возраст которых ранее считался юрским, авторы разделили образцы на две группы по возрасту: 1) среднеюрского (~172—158 млн. лет); 2) верхнеюрского до нижнемелового возраста (~151—142 млн. лет). Определенный авторами [Meijers, 2010] возраст пород (от поздней юры до раннего мела) относится к единому вулканическому комплексу и находится в противоречии с ранее установленными биостратиграфическими датировками образцов, которые лежат в основе вулканического комплекса и перекрывающих его отложений. Авторы предполагают, что более молодые образования примкнулись к более древним в результате процессов разломной тектоники. Обе группы имеют геохимические признаки надсубдукционного магматизма. Крымские вулканы представляют собой фрагмент вулканической дуги, располагавшейся на юго-восточной континентальной окраине Европы [Никишин, 2015].

Изотопно-геохронологические Ar/Ar данные позволили [Meijers, 2010] выполнить датирование четырех субвулканических объектов, считающихся одновозрастными с изученными в диссертации и расположенными на относительно небольшом расстоянии: а) силл Лебединского — 171.3±2.6 млн. лет; б) интрузив, вскрытый Первомайским карьером, — 160.4±2.0 млн. лет; в) интрузив габбро-сиенитов, вскрытый Петропавловским карьером, — 162.9±17.2 млн. лет; г) андезитовые лавы за гостиницей в с. Трудолюбовка — 165.7±1.3 млн. лет.

Полученные разными исследователями широкие интервалы возможного времени образования магматических пород существенно усложняют интерпретацию палеомагнитных данных, а также не способствуют решению актуальных геодинамических вопросов.

По данным Спиридонова Э.М. (2021), оливиновые габбро-норит-долериты «силла Лебединского» сильно метаморфизованы. В том месте, где силлообразный интрузив Лебединского, мощность которого оценивается в 6 м, резко изменяет простирание на меридиональное и сечет слоистый флиш, в интрузиве выделяется серия секущих крутопадающих даек субширотного простирания. Следовательно, определенный Морозовой Е.Б. (2014) изотопный U-Pb возраст «силла Лебединского» по единичному кристаллу циркона (125.4 ± 3.7 млн. лет) и распространение этой меловой оценки возраста на все интрузивы долины реки Бодрак - не верно. Также для оливиновых габбро-норит-долеритов «силла Лебединского» имеются K-Ar изотопные датировки по породе в целом, составляющие 170-175 млн. лет [Багдасарян, Лебединский, 1962], которые, однако, не могут рассматриваться как надёжные. Кроме того, породы захвачены региональным низкоградным метаморфизмом позднеюрского возраста.

Время складчатости. В.И. Лебединский (1962) впервые описавший интрузивные тела в верховьях р. Бодрак, считал их доскладчатыми триасового возраста, а также синхронными вулканическим образованиям Петропавловского карьера близ Симферополя [Латышев, 2008].

В работе [Латышев, 2008] авторы изучали интрузивные тела в верховьях р. Бодрак, в 7 км от с. Трудолюбовка вверх по течению. Силлы (в том числе «силл Лебединского») согласно внедрены по границам слоев в сильно дислоцированные породы таврической серии практически вертикального залегания. Во время складчатости по границам слоев происходило проскальзывание и образование

и U __T-v

послойных зияющих трещин различной амплитуды и направленности. В пластовых телах не обнаружено никаких следов тектонической трещиноватости и явлений будинажа, что непременно должно было возникнуть в ходе интенсивной складчатости. Наблюдаемые трещины магматической природы. Они приурочены к эндоконтактовым зонам и связаны с застыванием и сокращением тела при его кристаллизации. Не

наблюдается различий верхних и нижних контактовых зон, характерных для горизонтально кристаллизовавшихся интрузий. Апофизы магматических тел не нарушены, отсутствуют признаки рассланцевания и зеркал скольжения у вмещающих пород, что могло бы свидетельствовать о перемещении интрузивных тел при складкообразовании. Авторы работы [Латышев, 2008] делают вывод, что силлы можно охарактеризовать как постскладчатые, внедренные уже в дислоцированные породы. Морфология субвертикальных даек и секущее положение по отношению к вмещающим породам также свидетельствует о постскладчатом этапе формирования. По данным [Никишин, 2006] основная фаза складчатости в Горном Крыму была в аалене-раннем байосе, а последовавший за ней магматизм - в позднем байосе.

1.2 Геофизическая изученность района исследований

Последние геофизические исследования на территории равнинного Крыма и акватории Черного и Азовского морей были направлены на решение задач нефтегазовой отрасли. Региональные и детальные работы по сейсморазведке гравиразведке и магниторазведке в Горном Крыму практически отсутствуют. Как было сказано выше территория Крыма изучается более века. Однако, планомерное изучение геофизическими методами началось в середине прошлого века. С 1940 по 1970-ые годы территория Горного Крыма была покрыта мелкомасштабными и среднемасштабными съемками гравитационного и магнитного полей (рис. 1.5). Забегая вперед, стоит отметить, что наиболее яркий в потенциальных полях на территории Крыма объект -Почтовская аномалия - так и не был толком изучен. В данной диссертации впервые строятся трехмерные и двухмерные модели структуры Почтовской аномалии на основе магнитных и скважинных данных.

В историческом аспекте изучения Почтовской аномалии можно выделить четыре этапа: 1) на первом этапе в 1940-1976 г. были получены сводные карты аномального магнитного и гравитационного полей, на которых проявилась структура Почтовской аномалии и Горнокрымский разлом; 2) на втором этапе были попытки детального изучения Почтовской аномалии в 90-ые годы в рамках прогнозного геодинамического районирования листа Ь-36. Особых успехов эти исследования не добились; 3) третий этап связан с изучением крымских гравитационных аномалий в конце 2000-ых, где также упоминается изучаемая в диссертации региональная

структура. Исследователями строились плотностные модели и игнорировались магнитные параметры. 4) четвертый этап связан с геоэлектрическими региональными исследованиями методом МТЗ в 2010-ых г., в которых была оценена геометрия кровли кристаллического фундамента и выделена Предгорная сутура.

Рис. 1.5. Карты магнитных полей масштабов А) 1:200000 [Ентин, 2011] и Б) 1:1000000 [ВСЕГЕИ, 2018]; и гравитационных полей масштабов В) 1:200000 [Ентин, 2011] и Г) 1:1000000 [ВСЕГЕИ, 2018]. Контуром обозначена Почтовская магнитная аномалия.

Широкий размах в конце шестидесятых-семидесятых годов получили в Крыму геофизические исследования, которые привели к выводу о наличии положительной гравитационной аномалии на территории Горного Крыма; такого рода аномалии не свойственны другим складчатым горным сооружениям, и они потребовали своего объяснения. Магнитометрические работы на отдельных участках Горнокрымской зоны выполнялись с 1960 по 1975 годы. Результаты этих работ в 1975 году были обобщены Котляром А.И. (КрымГеология) и были построены сводные карты изодинам вертикальной компоненты магнитного поля А2а Горного Крыма в масштабах 1:50000 и 1:200000 [Котляр, 1975]. По результатам этих работ были выделены несколько

Список литературы диссертационного исследования кандидат наук Филиппович Алексей Валерьевич, 2022 год

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Большаков В. А. Использование магнетизма горных пород при изучении новейших отложений // М.: ГЕОС, 1996. 192 с.

2. Видавский В.В., Правикова Н.В. Состав и строение субвулканических тел бодракского комплекса мыса Фиолент (юго-западный Крым) // Материалы конференции «Планета Земля: актуальные вопросы геологии глазами молодых ученых и студентов».

3. Десятов Д.О., Пушкарев П.Ю., Рокитянский И.И., Яковлев А.Г. Магнитотеллурические зондирования на профиле Ялта -Новоселовка в Крыму // Геофизика. № 1, 2019

4. Ентин В.А., Гинтов О.Б., Гуськов С.И. Ещё раз о природе Крымской гравитационной аномалии. Геофизический журнал № 6, Т. 32, 2010.

5. Золотая Л.А., Коснырева М.В., Паленов А.Ю., Филиппович А.В. Комплексирование данных площадных магнитных и палеомагнитных исследований в Крыму для уточнения геологического строения интрузий бодракской свиты средней юры // Геофизика. - 2020. - №1. - С. 73-81. RSCI. (0,56 п.л., авторский вклад - 75%). Импакт-фактор РИНЦ, 2019: 0.377.

6. Кокс А., Харт Р. Тектоника плит // М.: Мир, 1989. 427 с.

7. Корнейко А.А., Веселовский Р.В. Новые данные о палеомагнетизме среднеюрского магматического комплекса долины р. Бодрак (Горный Крым) и их геологическая интерпретация // Вестник Московского университета. Серия 4. Геология. 2013. № 4. стр. 10-17.

8. Корнейко А.А., Веселовский Р.В. Палеомагнитные исследования интрузивных тел Качинского поднятия горного Крыма (предварительные результаты) // Материалы семинара "Палеомагнетизм и магнетизм горных пород. Теория, практика, эксперимент. Борок. 27-30 октября 2011 г.". 2011. Ярославль. С. 83-88.

9. Котляр А.И. и др. Отчет о результатах опытно-методических сейсморазведочных работ и магниторазведки на Керченском полуострове и Горном Крыму // КрымГеология. Симферополь. 1976.

10. Котляр А.И. Некоторые особенности глубинной тектоники Крыма (по данным магниторазведки) // Геологический журнал, №3, Том 39. Киев «Наукова думка». 1979.

11. Кузнецов Ю.И., Печерский Д.М. Методические рекомендации по изучению петромагнитных и магнитных свойств пород, вскрытых сверхглубокими скважинами // Тверь: НПГП «ГЕРС», 1992. - 86 с.

12. Латышев А.В., Панов Д.И. Юрские магматические тела Горнокрымской зоны в бассейне р. Бодрак (юго-западный Крым). Вестник московского университета. Серия 4. Геология. №2. 2008.

13. Лебединский В.И. Пластовые интрузии в таврической серии и их роль в геологической истории Горного Крыма // Изв. АН СССР. Сер. геол. № 4. 1962. С. 3239

14. Лебединский В.И., Соловьев И.В. Байосские вулканоструктуры Горного Крыма // Геологический журнал. № 4. 1988. С. 85-93.

15. Лебединский В.И., Шалимов А.И. Магматические проявления в структуре и геологической истории Горного Крыма // Сов. геология. № 2. 1967. С. 82-97.

16. Мазарович О.А., Милеев В.С. Геологическое строение Качинского поднятия Горного Крыма (стратиграфия кайнозоя, магматические, метаморфические и метасоматические образования) // учебное пособие. изд-во МГУ, 1989. 160 с

17. Метелкин Д. В., Казанский А. Ю. Основы магнитотектоники: учеб. пособие // Новосиб. гос. ун-т. Новосибирск, 2014. 127 с.

18. Метелкин Д.В. Эволюция структур центральной Азии и роль сдвиговой тектоники по палеомагнитным данным // Сибирское отделение РАН, Новосибирск, 2010 г.

19. Милеев B.C., Барабошкин Е.Ю., Розанов СБ., Рогов М.А. Тектоника Горного Крыма // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2006. Т. 81, вып. 3. С. 22-33.

20. Милеев B.C., Барабошкин Е.Ю., Розанов СБ., Рогов М.А. Тектоника и геодинамическая эволюция Горного Крыма // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2009. Т. 84, вып. 3. С. 3-22.

21. Морозова Е.Б., Сергеев С.А., Суфиев А.А. U-Pb цирконовый (SHRIMP) возраст Джидаирской интрузии как реперного объекта для геологии Крыма // Вестник СПбГУ. Сер.7. 2012. Вып. 4. С. 25-33

22. Никишин A.M., Циглер П.А., Панов Д.И. и др. Позднепалеозойская, мезозойская и кайнозойская тектоническая история и геодинамика южной части Восточной Европы / / 400 миллионов лет геологической истории Южной части Восточной Европы // Вып. 1. М., 2005. С. 39—163.

23. Никишин А.М. Геология России и сопредельных территорий. Часть 2. Восточная Сибирь, Дальний Восток, Восточная Арктика, Тетический пояс // МГУ. 2021.

24. Никишин А.М., Алексеев А.С., Барабошкин Е.Ю., Болотов С.Н., Копаевич Л.Ф., Никитин М.Ю., Панов Д.И., Фокин П.А., Габдуллин Р.Р., Гаврилов Ю.О. Геологическая история Бахчисарайского района Крыма (учебное пособие по Крымской практике) // М.: изд-во МГУ, 2006.

25. Никишин А.М., Правикова Н.В., Ганина В.В. Практика по полевым методам геологических исследований // МГУ, геологический фак-т, Москва, 2020.

26. Панов Д.И., Степанов А.Г. Нижнеюрский вулканогенный горизонт на Бодрак-Альмнском водоразделе (Горный Крым) и его аналоги в Горном Крыму и на Большом Кавказе // Вестник моск. Ун-та. Сер. 4. Геология. 2002. №1

27. Печерский Д.М., Диденко А.Н., Сафонов В.А. и др. Петромагнитная и палеомагнитная характеристика среднеюрского вулканизма Горного Крыма // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1991. №3. С. 85-104.

28. Печерский Д.М., Сафонов В.А. Палинспастические реконструкции положения Горного Крыма в средней юре - раннем мелу на основе палеомагнитных данных // Геотектоника. 1993. №1. С. 96-105.

29. Рыбаков В.Н., Чмарова Л.П., Голубева Н.Г. Отчет о глубинном прогнозно-геодинамическом картировании масштаба 1:500000 территории Крымского полуострова и прилегающих акваторий Черного и Азовского морей в пределах листов L-36-XV, XVI, XVII, XVIII, XXI, XXII, XXIII, XXIV, XXVII, XXVIII, XXIX, XXX, XXXIII, XXXIV, XXXV, XXXVI, L-37-XIII, XIX, XXV, XXXI // КрымГеология. 1999-2000.

30. Соловьёв А.В., Рогов М.А. Первые трековые датировки цирконов из мезозойских комплексов полуострова Крым // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2010. Т. 18. №3. С. 74-82.

31. Спиридонов Э.М., Федоров Т.О., Ряховский В.М. (1990) Магматические образования Горного Крыма. Статья 1 // Бюллетень МОИП. Отд. геологии. Т. 65. Вып. 4. С. 119-133.

32. Филиппович А.В., Золотая Л.А. Анализ ретроспективных геолого-геофизических материалов при изучении магматических пород бодракского субвулканического комплекса Крыма // Геофизика. - 2021. - №6. - С. 125-133. RSCI. (0,5 п.л., авторский вклад - 80%). Импакт-фактор РИНЦ, 2019: 0.377.

33. Филиппович А.В., Золотая Л.А., Федюкин И.В., Веселовский Р.В. Комплексный анализ аномальных магнитных полей и палеомагнитных данных в северо-западной части Качинского антиклинория Крыма // Геофизика. - 2021. - №4. - С. 57-70. RSCI. (0,88 п.л., авторский вклад - 80%). Импакт-фактор РИНЦ, 2019: 0.377.

34. Фирсов Л. В. Абсолютная датировка изверженных пород Крыма в качестве реперных образований для байосса // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1963. № 4. С. 24-34.

35. Храмов А.Н., Г.И. Гончаров, Р.А. Комиссарова и др. Палеомагнитология // Л.: Недра, 1982. 312 с.

36. Юдин В.В. Геодинамика Крыма. Монография // Симферополь: ДИАЙПИ, 2011. -336 с

37. Юдин В.В. Геодинамика Черноморско-Каспийского региона // Киев, УкрГГРИ, 2008.

38. Юдин В.В. Геологическая карта и разрезы Горного, Предгорного Крыма. Масштаб 1:200000 // Крымская АН, «Союзкарта». Симферополь, 2009

39. Юдин В.В. Интрузивы или олистолиты? // Труды Крымской Академии наук. Симферополь, ИТ «АРИАЛ», 2018. С. 80-88.

40. Юдин В.В. Проблемы картирования сложных геологических объектов Крыма. Сб. Научных трудов «Строительство и техногенная безопасность». Вып. 43. (М-лы Междунар. научно-практич. конф. Геостойкое строительство) // Симферополь, НАПКС, 2011.- С. 117-127.

41. Юдин С.В. Палеомагнитные исследования среднеюрских образований Горного Крыма. Вестник СПбГУ. Сер. 7. 2007, вып. 1, с. 21-31

42. Юдин С.В., Юдин В.В. Геологическое обоснование мезозойских шарьяжей в Крыму и палеомагнитные данные // Региональная геология и металлогения, № 59, 2014. С. 42-46

43. Юдин С.В., Юдин В.В. Проблемы геодинамической интерпретации палеомагнитных данных Крыма // Тезисы докл. 2-й Международной конф. «Полевые практики в системе высшего профессионального образования» (Крым, п.Трудолюбовка, 1-5 августа 2007 г.) Санкт-Петербург, С-Пб. гос. университет, 2007. С. 76-79.

44. Фшолша Л.А. Державна геолопчна карта Украши. Масштаб 1:200000. L-36-XXIX // П1ВДЕНЕКОГЕОЦЕНТР. 2008.

45. Butler R. Paleomagnetism: Magnetic Domains to Geological Terranes. // Electronic Edition, 1998. 237 p.

46. Day R., Fuller M., Schmidt V.A. Hysteresis properties of titanomagnetites: grain-size and compositional dependence // Physics of the Earth and Planetary Interiors. 1977. V. 13. pp. 260-267.

47. Dunlop, D.J., Özdemir, Ö. In: Rock Magnetism: Fundamentals and Frontiers // Cambridge University Press. 1997.

48. Dunlop D.J. Theory and application of the Day plot ( Mrs / Ms versus Hcr / Hc ) 1. Theoretical curves and tests using titanomagnetite data // Journal of Geophysical Research. 2002a. V. 107(B3). 2056.

49. Eglington B.M., Reddy S.M., Evans D.A.D.: The IGCP 509 Database System Design and application of a tool to capture and illustrate litho- and chrono-stratigraphic information for Palaeoproterozoic tectonic domains // Palaeoproterozoic Supercontinents and Global Evolution. Geological Society of London Special Publication v.323, 2009. p.27-47.

50. Enkin R. J. A computer program package for analysis and presentation of paleomagnetic data. Pacific Geosci. Centre, Geol. Surv. of Canada, 1994. 16 p.

51. Evans, M.L., Heller, F. Enviroimental Magnetism. Principal and Applications of Enviroimagnetics // Elsevier Science, 2003. 295 p.

52. Fisher R. A. Dispersion on a sphere // Proc. R. Soc. London. 1953. A 217. P. 295-305.

53. Kirschvink J. L. The least squares line and plane and the analysis of paleomagnetic data // Geophys. J. Roy. Astron. Soc. 1980. V. 62. P. 699-718.

54. McElhinny M.W., McFadden P.L. Paleomagnetism: Continents and Oceans // Academic Press. International Geophysics series, Volume 73. 1999. 386 p.

55. Meijers M.J.M. Jurassic arc volcanism on Crimea: Implications for the paleo-subduction zone configuration of the Black Sea region // Lithos 119. Elsevier. 2010.

56. Morozova E. B., Sergeev S.A., Savelev A. D. Cretaceous and Jurassic Intrusions in Crimean Mountains: The First Data of U-Pb (SIMS SHRIMP) Dating // Doklady Earth Sciences, 2017, Vol. 474, Part 1, pp. 530-534.

57. Okay A.I., Nikishin A.M. Tectonic evolution of the southern margin of Laurasia in the Black Sea region // International Geology Review. 2015.

58. Rogers J.W., Santosh M. Continents and supercontinents // Oxford University Press, 2004. 298 p. 16.

59. Steinberger, B., and Torsvik, T. H., 2008. Absolute plate motions and true polar wander in the absence of hotspot tracks // Nature, 452(7187), 620-623.

60. Wessel P., Kroenke L. W. A geometric technique for relocating hotspots and refining absolute plate motions // Nature, 1997.

61. Yoshida M., Fujiwara Y., Khadim I. M. et al. Magnetic approaches to geological sciences: Geoscience Lecture Series Monograph. Part I. Geomagnetism and rock magnetism; Part II. Methods in rock magnetism and paleomagnetism. Part III. Paleomagnetism and its application // Islamabad, Pakistan, Geoscience Lab., GSP and JIGA. 1994. (No. 1) 244 p.; (No. 2) 238 p.; (No. 3) 284 p.

Приложение А. Результаты петрографического анализа шлифов

Обнажение № 1, образец № 22 (далее № 1-22). Измененный гиалобазальт порфировый, массивный, с реликтовой гиалопилитовой структурой основной массы. Крупные вкрапленники составляют 15-18% от общего объема породы. Плагиоклаз соссюритизирован. Темноцветные минералы - редкий оливин, устанавливается по форме зерен и наличию извилистых трещин; и пироксен, устанавливается по форме зерен - полностью замещены хлоритом (рис. А.1А). В одной псевдоморфозе карбоната по темноцветному минералу непрозрачные формируют скопления, в нем также присутствуют игольчатые зерна непрозрачного минерала, который, скорее всего, является ильменитом (рис. А.1Б). Основная масса сложена редкими микролитами плагиоклаза, хлоритом, карбонатом и мелкими равномерно рассеянными зернами непрозрачного минерала (рис. А.1В). В среднем размер зерен последнего составляет 0,003 мм, что на порядок меньше, чем в шлифе 9-122. Местами содержание частично замещающих основную массу неправильных выделений карбонатного минерала и их скоплений достигает 50% в поле зрения (увеличение 100).

Рис. А.1. А) Увеличение 100, николи +; Б) Увеличение 40, николи //; В) Увеличение 250, николи +.

№ 2-31. Туфопесчаник средне-, мелко- и тонкозернистый, слоистый, что обусловлено наличием полос разного гранулометрического состава. Зерна минералов интенсивно хлоритизированы и карбонатизированы; зерна плагиоклазов соссюритизированы и альбитизированы. Содержатся мелкие (диаметром до 3 мм, в среднем - 0,33 мм) обломки базальтов (рис. А.2А). Зерна непрозрачного минерала в средне-мелкозернистом слое составляют 3-4% от его объема, их размер варьирует в широких пределах, в среднем - 0,16 мм (рис. А.2Б); зерна непрозрачного минерала в тонкозернистом слое составляют 2-3% от его объема, их размер в среднем - 0,05 мм (рис. А.2В); зерна непрозрачного минерала в мелко-тонкозернистом слое составляют

5% от его объема, их размер в среднем - 0,07 мм. Основная масса замещена хлоритом, а также неправильными выделениями карбонатного минерала и их скоплениями. В отдельных местах она пропитана гидроокислами железа.

Рис. А.2. А) Увеличение 40, николи //; Б) Увеличение 100, николи //; В) Увеличение 100, николи //.

№ 3-57. Измененный базальт порфировый, массивный, миндалекаменный, с реликтовой интерсертальной структурой основной массы. Плагиоклаз альбитизирован и слабо корродирован стеклом, местами образует гломеропорфировые сростки. Зерна оливина замещены глинистым минералом, иддингситом, кальцитом, оторочка выполнена халцедоном (?) (рис. А.3А). К ним приурочены единичные изометричные зерна непрозрачного минерала размером до 0,31 мм, в среднем - 0,07 мм (рис. А.3А). Крупные вкрапленники пироксена корродированы стеклом (имеют губчатое ядро или зону резорбции), также центральные части в таких зернах частично замещены карбонатом (рис. А.3Б). Поры и пустоты выполнены богатым железом смектитом и гидроокислами железа. Основная масса сложена микролитами плагиоклаза, смектитом, палагонитом и равномерно рассеянным непрозрачным минералом размером в среднем 0,015 мм (рис. А.3В).

Рис. А.3. А) Увеличение 40, николи //; Б) Увеличение 40, николи +; В) Увеличение 100, николи //.

№ 6-87. Измененный биотит-содержащий базальт порфировый, массивный, миндалекаменный, с реликтовой интерсертальной структурой основной массы. Плагиоклазы альбитизированы и слегка соссюритизированы. Зерна оливина замещены карбонатным минералом и/или иддингситом, оторочка выполнена халцедоном (?), иногда в ней появляется и карбонатный минерал (рис. А.4А, А.4Б). Немногочисленные равномерно рассеянные изометричные зерна непрозрачного минерала (размером в среднем 0,05 мм) тяготеют к участкам развития карбоната, самое крупное из зерен достигает размера 0,09 мм (рис. А.4Б). Основная масса сложена микролитами плагиоклаза, мелкими зернами биотита, палагонитизированным стеклом и равномерно рассеянным непрозрачным минералом (размером в среднем 0,022 мм) (рис. А.4В).

Рис. А.4. А) Увеличение 40, николи //; Б) Увеличение 40, николи //; В) Увеличение 100, николи //.

№ 7-101. Измененный долерит с офитовой, местами пойкилоофитовой и долеритовой, структурой и массивной текстурой. Плагиоклаз, призматические зерна которого идиоморфны по отношению к пироксену, пелитизирован (рис. А.5А). В порфировых выделениях хорошо сохранившегося клинопироксена иногда видны пойкилитовые включения плагиоклаза, такие участки имеют пойкилоофитовую структуру (рис. А.5Б). Непрозрачный минерал составляет 1-2% от общего объема породы и слагает зерна неправильной формы в интерстициях размером до 0,55 мм, в среднем 0,34 мм (рис. А.5В).

Рис. А.5. А) Увеличение 40, николи +; Б) Увеличение 40, николи //; В) Увеличение 100, николи //.

№ 9-122. Измененный базальт порфировый, массивный, миндалекаменный, с реликтовой интерсертальной структурой основной массы. Крупные вкрапленники составляют 15-18% от общего объема породы. Плагиоклаз соссюритизирован. Оливин (и ортопироксен?) полностью замещен тальком или карбонатным минералом иногда со светло-коричневым смектитом (или иллит-смектитом) и серпентином по трещинам и краям зерен (рис. А.6А). В некоторых измененных зернах содержатся небольшие (размером в среднем 0,041 мм) изометричные включения непрозрачного минерала, чаще всего они приурочены к местам развития талька. Иногда непрозрачный минерал рассеян в виде пыли, что приурочено к местам развития карбоната. Иногда непрозрачный минерал образует скопления и слагает более крупные кристаллы (размером в среднем 0,13 мм). Встречаются даже единичные кристаллы кубической формы (рис. А.6Б). Основная масса сложена микролитами плагиоклаза, хлоритом, местами смектитом, карбонатом и равномерно рассеянными мелкими зернами непрозрачного минерала (размером в среднем 0,022 мм) (рис. А.6В).

Рис. А.6. А) Увеличение 40, николи +; Б) Увеличение 250, николи //; В) Увеличение 250, николи //.