Геологическое строение Качинского поднятия горного Крыма - Милеев В.С., Мазарович О.А.

1989_Геологическое строение Качинского поднятия Горного Крыма. Стратиграфия кайнозоя, магматические, метаморфические и метасоматические образования_OCR.djvu
Тарханский региоярус
Чокракский региоярус
Караганский региоярус
Конкский региоярус
Сарматский региоярус
Мэотический региоярус
Зуйский гипербазитовый комплекс
Новоселковская вулканическая серия
Ранне-среднемезозойская островодужная ассоциация
Среднеюрский допозднебайосский превомайско-аюдагский интрузивный комплекс
Мелкие интрузивные тела бассейна р. Бодрак
Некоторые замечания о низкоградном региональном метаморфизме
Автор: Милеев В.С. Мазарович О.А.
Теги: геотектоника движение земной коры тектонические структуры земной коры и их элементы геология учебное пособие издательство московского университета палеогеография качинское поднятие
Год: 1989
Похожие
Геологическое строение Качинского поднятия Горного Крыма. Стратиграфия мезозоя
Тектоническая кореляция. История идей. Очерки геологических знаний 26
Тектоника
Геотектоника с основами геодинамики: Учебник
Текст
                    ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ

КАМИНСКОГО поднятия

ГОРНОГО КРЫМА
МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ имени М. В. ЛОМОНОСОВА
ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ФАКУЛЬТЕТ

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ

'КАЧИНСКОГО ПОДНЯТИЯ ГОРНОГО КРЫМА
(стратиграфия кайнозоя, магматические,
метаморфические и метасоматические образования)

Под редакцией

О.А.Мазаровича и В.С.Милеева

Издательство Московского университета

1989
ББК 135

Г 36

УДК 551.24.477.9

отл

Рецензенты:	под

доктор	геолого-минералогических	наук,	профессор	лог

Н.В.Короновский	изд

доктор	геолого-минералогических	наук,	профессор	мез

М.К.Бахтеев	еле,

отн

Печатается по постановлению	воз;

Редакционно-издательского совета

Московского университета	мет.

рох.

Г 36	Геологическое строение Качинского поднятия	Горного Крыма	ст0.

(стратиграфия кайнозоя, магматические«метаморфические и ме- т '
тасоматические образования): Учебное пособие /Под ред.О.А.

Мазаровича и В.С.Милеева. -М.: Изд-во МГУ, 1989 - 160 с. 30в
13ВЯ 5-211-Я 221-6.	'

ПОЛ1

В данной части учебного пособия описана стратиграфия кайно- У46'
зойских отложений Качинского поднятия, в пределах которого Т^)Я
проводятся учебные геологические практики. Рассматриваются за»
условия накопления и палеогеография этого времени данной
части Горного Крыма и прилегающих частей Равнинного Крыма.

Подробно рассмотрен магматизм Горного Крыма. Выделены четы- гео<
ре вулканические серии, включающие вулканические свиты и Э.М
субвулканическио комплексы, и три интрузивных комплекса. ЛИТ1
Впервые выделяются допозднеюрские метаморфиты фации зеленых
сланцев, пренит-пумпеллиитовой, цеолитовой фаций и последу- ник
ющие метасоматиты.	^аз-

Для студентов-геологов и преподавателей.

лаб1
гра

077(02) - 89 - заказное	ББК 135	0

13ви 5-211-01221-6	((Г) Московский государственный вьф<

университет, 1989
Предисловие

ма
и ме-
О.А.

с.

айно-
рого
ются
ой
ыма.

четы-
и

а.

леных
леду-

нныг

Настоящая работа содержит описание стратиграфии кайнозойских
отложений, магматических и метаморфических образований Качинского
поднятия Горного Крыма, в пределах которого проводятся учебные гео-
логические практики. Она является продолжением предшествующего
издания под тем же названием, посвященного описанию стратиграфии
мезозойских отложений. Описание стратиграфии кайнозоя отражает по-
следние представления по этому вопросу. В значительной степени это
относится к плиоцен-антропогеновым отложениям, для которых уточнен
возраст ряда стратиграфических подразделений и выделены новые.

Особого внимания заслуживают главы, посвященные магматизму и
метасоматическим образованиям, основанным на геохимических и пет-
рохимических данных, в частности, полученных на микрозонде. Все-
стороннее изучение материала .позволило Э.М.Спиридонову и его соав-
торам впервые дать обоснованную схему выделения магматических се-
рий и интрузивных комплексов Горного Крыма. Метасоматические обра-
зования систематически также рассматриваются впервые. Глубина и
полнота проработки материала выводит на новую качественную ступень
учебные практики в этом вопросе. Можно не сомневаться, что, несмо-
тря на известную ограниченность данных, положенных в основу анали-
за, работа окажет влияние и на региональное изучение магматиче-
ских и метасоматических процессов специалистами.

В написании этой части работы принимали участие сотрудники
геологического факультета А.А.Воронина, М.Ю.Никитин, М.В.Ряховский,
Э.М.Спиридонов, Т.0.Федоров и М.Н.Щербакова. Изучение и описание
литологии палеогеновых отложений проведено Л.Е.Вишневским.

Работу над разделами "Плиоцен” и "Антропоген" начал А.В.Кожев-
ников. Преждевременная кончина не позволила ему завершить начатое.
Разделы дописывались его коллегой и учеником М.Ю.Никитиным.

Приводимые в работе данные микрозондового анализа получены в
лаборатории электронной микроскопии и микроанализа кафедры петро-
графии геологического факультета МГУ на приборе РЭМ Сашесаа. 4
с системой микроанализа А № 10 000. Коллектив авторов и редакторы
выражают благодарность Н.Н.Коротаевой за помощь в работе.

О.А.Мазарович,

В.С.Милеев
I. СТРАТИГРАФИЯ1)
КАЙНОЗОЙСКАЯ ГРУППА

Отложения кайнозойской группы широко распространены в западной
и северо-западной частях Юго-Западного Крыма, слагая северные кве-
сты Второй и Третьей гряд Крымских гор. Они представлены отложени-
ями всех трех систем. Терригенно-карбонатные осадки палеогена-мио-
цена формировались в морских условиях, а терригенные плиоценовые
образования представлены как морскими, так и терригенными отложе-
ниями.

ПАЛЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА

На территории Юго-Западного Крыма отложения палеогеновой сис-
темы, общей мощностью свыше 800 м, представлены в своей нижней ча-
сти преимущественно карбонатной толщей, которая обнажается в пре-
делах Второй и Третьей гряд Крымских гор, в верхней - терригенной,
вскрывающейся многочисленными скважинами в Альминской впадине.
Палеогеновые отложения входят в состав верхнего структурного эта-
жа, моноклинально (под углами 6-15°) залегающего, субплатформенно-
го комплекса и образуют своеобразный квестовый рельеф Второй и
Третьей гряд. В юго-западной части области своего распространения
они залегают с небольшим стратиграфическим перерывом, но без за-
метного углового несогласия на породах маастрихтского яруса верх-
него мела. К северо-востоку, в направлении Симферопольского подня-
тия они постепенно сокращаются в мощности, отличаются неполнотой
разреза, срезают, залегая с угловым несогласием, меловые отложе-
ния и, наконец, на поднятии с размывом залегают на отложениях го-
теривского яруса.

Среди исследователей, касавшихся в своих работах вопросов
стратиграфии палеогеновых отложений наряду с авторами, упоминавши-
мися в предыдущей главе, посвященной стратиграфии верхнемеловых
отложений, следует отметить М.В.Муратова, З.Л.Маймин, В.В.Меннера,
О.С.Вялова, Е.К.Шуцкую, В.Г.Морозову, М.В.Ярцеву, Г.И.Немкова,
1.П.Горбач, Е.Л.Портную, Б.Т.Голева, Н.Г.Музылева, А.С.Андрееву-
Григорович, Р.Л.Мерклина и др.

•*•) Начало главы "Стратиграфия" см. в книге "Геологическое
строение Качинского поднятия Горного Крыма (стратиграфия мезозоя)’.’
М.: Изд-во МГУ. 1989.
В юго-западной части Горного Крыма выделяются все отделы па-
леогеновой системы. При проведении геологосъемочных работ на тер-
ритории юга Украины и Юго-Западного Крыма,в частности, при карти-
ровании палеогеновых отложений применяются подразделения, соответ-
ственно, региональной и местной стратиграфическихпкал основанных
на выделении литологических комплексов (горизонтов, свит, слоев)
(Стратиграфическая схема палеогеновых отложений Украины, 1987),
соотношение которых с ярусами международной стратиграфической
шкалы, а также зональными схемами по планктонным фораминиферам и
нанопланктону, показано в таблице (табл.1).

Нами для расчленения палеоценовых и эоценовых отложений исполь-
зуются ярусы международной стратиграфической шкалы, т.к. в это
время бассейн, располагавшийся на большой части территории Запад-
ной Европы, отличался однообразными и стабильными условиями осад-
конакопления, Для расчленения олигоценовых отложений используются
подразделения местной и региональной стратиграфических шкал, т.к.
в это время связь с Мировым океаном была нарушена и на территории
Юга СССР располагался бассейн со своеобразными условиями осадко-
накопления.

ПАЛЕОЦЕН

Датский ярус

Карбонатные отложения датского яруса распространены вдоль се-
верного склона Крымских гор, погружаясь под углами 10-15° к севе-
ро-западу. Они слагают пологий склон северной куэсты Второй гряды.
Прекрасные обнажения их наблюдаются непрерывно от г.Белокаменска
(Инкермана) до междуречья Бодрака и Альмы, в южных обрывах куэсты,
а также в бортах узких каньонообразных долин рек и крупных балок,
прорезающих гряду.

Отложения датского яруса залегают с перерывом в осадконакопле-
нии и размывом на зеленовато-серых известковистых глауконитовых
песчаниках Маастрихта, в кровле которых развиты образования типа
"твердого дна", наблюдаются "карманы вымывания”, а также ходы
илоедов, заполненные датскими осадками.

В юго-западной части рассматриваемой территории датские отло-
жения без перерыва постепенно сменяются близкими им по составу
монскими образованиями, в северо-восточной (бассейн р.Бодрак) -
на них с размывом ложатся танетские мергели.

В отложениях датского яруса снизу вверх повсеместно выделяют-
ся три основных слоя, постепенно сменяющие друг друга: 1) пэсча-
Iх-1314	5
Таблица 1.1

Стратиграфическая схема палеогеновых
отложений Юго-Западного Крыма (междуречье Бельбек-Салгир)

1 Отдел 1	I"1 Н о	о  >□.	т~ эд кП ИО о>- ЭДО	Зоны по планктонным фораминиферам	Заны по наноплан- ктону	сц ф о	квита 1	Слои	Па- чка	Характеристика отложений и их распространение
эд ф	аЭД	кий				сб	4о ГКО ФО Эй		XXXI	глины серые неизвестковые загипсованные ожелезненные; Альминский прогиб до 40 м
							Асэ р	остракодовые слои		глины серые известковые; Альминский прогиб  10-35 м
								с ,Рувороп1осургщ о!1йосаеп1са	XXX	
О Л И Г 0 г	И И Ж н И	р ю п е л ь с		й1оЪ15ег1па  Ь&Р1хг1епв18	НеИсороп’Ьо- зрЬаега гвъ1си.1а,Ьа	Майкопе»	анорбелловая ।	зубакинские слои СО Зр1гор1ес1аи- ш1па саг1па1а  кызылджарские слои с ЬепЪ1си- 11па Ьеггтапп!	XXIX  ХХУШ	глины темно-серые,неизвост- ковые;г.Нызылдкар,с.Зубакино, долина р.Альма,Альминский прогиб	50-П6 м  переслаивание алевритйстых известковых глин, алевролите:., песчаников;гора Кызылджар, Альминский прогиб 8-65 м
									ХХУП	глины серовато-жёлтые извёст-  КОТША* рппа Кыяытгттжап
					СосзоШЬшз эиТхИа’Ыския		§			Альминский прогиб 6-7 м
								Слои С А1таепа 1;аиг1са	ХХУТ	глины желтовато-бурые,извест- ковые; гора Кызылджар, Альминский прогиб 3-5 м
эд ф я о го	1 верхний	1 приабонский		'ЛоЫаегар- а!з Ъгорхса- 110	Р1зсоад1ег  ЪагЪа<11епз18		। альминская			
								СЛОИ с ВоНухпа ап1е§геэаа	ХХУ	мергели зеленбвато-светло- серые;гора Кызылджар, Альминский прогиб 15 м
								слои с крупными глобигеринидами	ХХ1У	мергели светло-серые толсто- слоистые; с.Приятное Свидание, р.Альма,карьер Бахчисарайско- го цементного завода 120 м

I йе*1ео1оТеПе.
		э	о п е н	•]	о  о	1 бартонский		С1оЫ&ег1па  киткшепХоа	КеИвШоГепе- 81га шпЫНоа	। а к с к а я	слои с  СИоЫ^еМпа ШгктепХса	ХХШ	~г~—————  мергели коричневатые с остат- ками рыбной чешуи; с.Приятное Свидание  до 35 м	
				Нап1сеп1ла а1аЪашепб!а	Маппо1;е1;г1па  Ги1еепе		СЛОИ С Нап-Ькепгпа а1аЬатепа18	ХХП	ме с.]	эгели коричневато-серые;  Ериятное Свидание  3 м
								ХХЕ	известняки желтоватые массив- ные, плотные;  р.Альма, с.Приятное Свидание до 40л	
		1 лютетский		Асаг1п1па го11Ш1<11тагй1“ па 1а			СЛОИ с  Асаг1п1па гокп-  <11таг§1па1;а	XX	известняки серо-белые, мело- подобные массивные;  р.Альма, с.Приятное Свидание 10-12 м	
					Б1эсоа81;ег зиЪ1ойоепэ1в	| б о д г				
				Аааг1п1па ЬиНЪгоок!			слои с "мелкими нуммулитами"	ХЕХ	известняки белые и серовато- белые;  р.Альма,с.Приятное Свидание до 70 м	
						юльская 1	"переходные известняки"	ХУШ	.. .  известняки с немногочисленны- ми мелкими дискоциклинами;  р.Альма,с.Приятное Свидание  3,5 м	
										
Продолжение таблицы 1.1

щ  ф  о  т	ад  й  И  Я  И	ад ы  о о, й  й	в е р х н и й	С1оЬого1а11а атакойепа1а	Р1зсоаа1;ег заЪ1ос1оепз1а  РтасоаэЪег  1о6.оеиз1в  Маг-Ыаад-ЬегзЛед йгхЬгасЫа-Ьцд	3 а о  о к о о, ф >8<  о	слои с ИшшпиШгед ро1у§уга1;из	ХУП	известняки светло-серые, нум- мулитовые с глинистой примесью; гора Сувлу-кая, р.Альма,с.  Приятное Свидания до 20 м
							слои с  ЯшптиХзЛед ^хз'Ьаад	ХУ1	известняки светло-серые и жел- товатые нуммулитовые; гора Сувлу-кая, р. Черная-р. С алгир до 25,м
								ХУ	известняки белые глинистые нуммулитовые; гора Сувлу-кая, р.Черная-р.Салгир  7 м
			ад  а:  к  й  а	&1оЬого1;а11а аи.ЬЪо"Ыаае	Р1зсоаз1;ег (НааЪуриа	бахчисарайская	СЛОИ С СИоЬого 1;а1±а зиЬЬ оЫпае	ХЕУ	глины карбонатные:вверх сменя- ются мергелями с прослоями гли- нистых известняков с нуммулита- ми: гора Сувлу-кая,р.Черная- р.Салгир  18-20 м
								хш	глины коричневато-серые изве- стковые с нуммулитами;гора Сувлу-кая,р.Черная-р.Салгир 10 м
								хп	г глины коричневато-серые изве- стковые, слабо алевритовые о нуммулитами:гора Сувлу-кая, р.Черная-р.С алгир  5 м
								хг	пески глинистые Глауконитовые с желваками фосфоритов г.Сувлу- кая ,р.Черная-р.С алгир  --0.5.М.	_
эд ф а о ф  «5 И	эЭД  ЭД  эд  X  СИ  ф  я	! т а н	е тек и й	1		Асаг1п1па асаг1па1;а	С1зсоаз1ег ши1-  Ыга(11а1алз		СЛОИ С 61оЬо- го’ЬаНа аедиа	X	'глинистые мёрге'ли и глины; г.Бельбек  2 м
					Ызсоаз'Ьег г1е1еИ	качинская			
							СЛОИ С Асаг!- п!па асаг!па1а	IX	мергели серые нэслоистыейнад~ губковые мергели";гора Сувлу- кая,р.Альма-р.Черная  4-22 м
					яеттеиз				
					НеИоИ'ЬНиз к1е!пре111  —.	м м	м —  Раас1сиЦ-Ькиз Ьутрап1Гогп118  ВШр зоИ'Ыаиз шасеНиз				
				Асаг1п1па зиЬзрНаегЮа			СЛОИ С Асаг1- п!па зиЬзрИае- г!са	УШ	мергели светло-серые с более темными стяжениями кремнисты- ми, развивавшимися по губкам- "губковые мергели": гора Сув- лу-кая,р.Черная-р.Альма  3,5-7 м
				Асаг1п1па  Ьас!^ 1к1зЪапеп  з1з ДЗапепзХз			слои с Асаг1- п!па 1аа01к13“ ЬапепзХз ^а- пепз!з	УП	мергели зеленовато-се’рые' алевритовые глауконито-квар- цевые -"подгубковые мергели"; гора Сувлу-кая,р.Черная-р.Аль- ма	4 м
	' ® и н а и н {	; ц и я о а о и |		Сг1о Рогова На сопхсо’Ьгипса- Ьа  СИоЬого 'каЦа ап2и1а1;а				—. белокаменская !		Л	известняки' кремовые органо- генно-обломочные ,кристалличе- ские; р.Черная-с.Глубокий Яр до 20 м
								У	известняки белые пористые по- луперекристаллизованные;р.Че- рная - с.Глубокий Яр  до 25 м
Продолжение' таблицы 1.1

в ф  В о ф ч  Л В	ад  В  В й к в	ад  к к  о й я  «		ШоЪосопаза йацЬзег§епз1е -Асаг1п1па з_псопз1;апя  &1оЪ1йег1па т±сгосе11и1о- за  Сг1оЫ§ег1па Ьацггса	Сгис1р1асо11- Шдз Ъепихя  МагкаЦиз гитуегзиз	белокаменская		1У	-Г—	—				1-  известняки серовато-белые, органогенно-обломочные;  р.Черная-р.Бодрак  до 20 м
								Ш	известняки светло-серые внизу слегка песчанистые, вверху со стяжениями кремней;  р. Черная-р. Бодрак  до 8 м
								П	мергели светло-серые песчани- стые.;  ч.Черная-р.Бодрак до II м
								I	песчаники зеленовато-серые кварцево-глауконитовые;  р.Черная-р.Бодрак  до 3 м

2

им©

Й	8	3.

V	я	<+

ро	а.	к



&	8	й	о	&	Ь й

_	Н	О	О	й	с§

Й	.	Р?	Л	§ я

ГО О Н .м *Я

О1 чз Н- ф Е
ники глауконитово-кварцевые (0,1-1,2 м); 2) мергели песчанистые,
переходящие кверху в алевритистые известняки с бгурЬаеа з1т1-
11з Рг1зс11,,&.Ъее11кос11епз18 ТСеЬ. и др. (4-12 м); 3) известняки
органогенно-обломочные, внизу иногда с конкрециями кремней (20-
25 м).

По своей мощности и выдержанности по простиранию наиболее су-
щественную роль в разрезе играет третий слой, представляющий со-
бой огромное сложное пластовое тело, образованное многочисленными
мшанковыми, криноидно-мшанковыми и серпуловыми биостромами с об-
ломочно-органогенным материалом.

В большинстве обнажений в толще датских органогенных извест-
няков заметна более или менее закономерная смена породообразующих
остатков (снизу вверх): а) мшанки с участками скоплений члеников
Вошг^иеМсгхпия 1ап±сиз Вг. Ы.; б) мшанки и серпулы (преоблада-
ют то одни, то другие); в) смесь детрита мшанок, серпул, устриц
и других органических остатков.

В нижней части известняков датского яруса прослеживается не-
сколько горизонтов кремневых конкреций, вероятно, развившихся до
губкам. Здесь же наиболее часто встречаются остатки разнообразных
брюхоногих и двустворчатых моллюсков. Во всей толще известняков
отмечены многочисленные раковины Сгап1а -ЪиЪегсиХа-Ьа И11з. и
других видов этого рода, а также очень хрупкие раковины Ына
ПоХгар^ег! Нп§. и В11са1;и1а ргаеоус1оз1;го14ез богЪасп. В верх-
ней части разреза появляются многочисбенные радиально-ребристые
Оз-Ьгеа ргаепюЫепзХз СогВаок, переходящие и в вышележащие мон-
ские известняки.

В типовом разрезе палеогеновых отложений (Решение постоянной
стратиграфической комиссии МСК, 1962 г.) на окраине г.Бахчисарая
у сел.Староселье в небольшой промоине на правом склоне долины
Р.Чурюксу в составе отложений датского яруса выделяются:

Пачка I. Песчаники зеленовато-серые средне-мелкозернистые рых-
лые глауконитово-кварцевые сильно известковистые с детритом дву-
ствсрок, криноидей, мшанок и спикул губок, неслоистые с ихнито-
вой текстурой, с желваками фосфоритов и фосфатизированными ядра-
ми моллюсков, в основании содержат обломки маастрихтских пород,
маломощные мелкогалечные конгломераты и переотложенные из Мааст-
рихта росты белемнитов и створок устриц. Фораминиферы только бен-
тосные, обедненные и плохой сохранности АпотаИпа йапхса (Вго1з«Х
СхЫсЫоЫез зиооейепз (ВгоВз. ) и др. При микроскопическом изу-
чении установлено, что зерна кварца составляют 30-35%, глаукони-
та до 10-15, полевых шпатов 1-2%. Цемент кальцитовый контурный и
пленочный. Мощность 0,5-0,6 м.

Пачка П. Мергели светло-серые песчанистые с Негоо^Ховза йап1-
са (ЗсЫо±11.) ,Ес111посогу8 зиХсаЪиз &о!±С. Обильная ассоциация
бентосных фораминифер, в которой в количественном отношении преоб-
ладают раковины СХМсШоХАев виосе<ХепБ (Бго-Ьг,). Мощность 7,5 м.

Пачка Ш. Известняки светло-серые, внизу слегка песчанистые,
вверху со стяжениями кремней, содержат многочисленные остатки
мшанок, редкие раковины СгапХа ЪгаЬ-ЬеиЪиг&Хса БсЫо-ЬЬ.гС.зр1пи-
1ова К118., большое количество серпул БИгира и члеников кри-
ноидей Воиг§ие-Ысг1пиз Записав Вг. II. Бентосные фсраминиферы
ПЛОХОЙ сохранности: АпотаХХпа йапХса (Вго-Ьи.) ,С1Ъ1с1ао±аев
виссеаепв (Вго-Ьг.), Вго±2епеХХа ргаеаси±а (Уавв.). МОЩНОСТЬ 8 М.

Пачка 1У. Известняки светло-серые и желтовато-серые, крепкие
органогенно-обломочные с детритом серпул, мшанок, мелких форами-
нифер, пелеципод, водорослей и обильным шламом органических оста-
тков, неяснослоистые с кальцитовым микритовым цементом, перепол-
ненные остатками морских лилий Воиг^ие±±сг1пив <1агЛ.сиз Бг.Н.
В нижней части раковины От8» л г, Ъта^екХаг&Хса ЗоНХоХсН. Форами-
ниферы единичные, плохой сохранности аналогичные встречающимся в
слое 3. При изучении породы под микроскопом установлено, что тер-
ригенная примесь незначительна (5-7%), это зерна кварца алевроли-
товой и песчаной размерности, глауконит - в единичных зернах. По-
скольку порода содержит массу обломков, соприкасающихся друг с
другом, ее следует относить к биокластическому пакстоуну-грейсто-
уну. Мощность 16 м.

Пачки I-411 по планктонным фораминиферам отнесены к зонам ОХо-
Ъ1еег1па ХаигХса-СХоБХ^егХаа тХсгосеХХиХова, пачка 1У-К зоне
&ХоЪосопива йаиЪЗег§епв1в -АсагХаХпа 1п(1оХепБ1в. Здесь же найден
комплекс характерных для датского яруса бентосных фораминифер
Апптя!тпа Запаса (ВгоХа.), АХаЪатХпа оЪХива (Бигг.еХ Но11.)
ЗГепвХопАна саиоазХса (ЗиЬЪ.), БХапого±аХ±а сотргезза (Питт,)
(Веселов, Григорович, Савенко, 1973).

Нанопланктон, встреченный в основании датского яруса, по мне-
нию Н.Г.Музылева (1980), указывает, что отложения здесь начинают-
ся либо самой верхней частью подзоны СгисХрХасоХХ-ЬЬив Ьепи1в з.
Б-Ьг., либо ПОДЗОНОЙ СЫазтоХХ-ЬЬиз Ляпина. В 0ТЛ0Ж6НИЯХ ДИТ-
ского и вышележащего монского яруса им обнаружены лишь единичные
СоссоХГЬИиз еореХае±сиз БгатХ.е-Ь ВХейеХ. По данным А.С.Андрее-
вой-Григорович (1973) в отложениях датского яруса выделяются две
12

зоь
(па
чаю
сГ.
Нам

32 I
кам!
веш
тах
от I
Е КХ
ЯРУС
глау
ват о
люск
В эт.
няко:

I
рек ]
10 м,
5 км
отлод

IV
ма, 1
ность
сейн
облас
сноса
была
ный п
палео:
болыш
указы
от бе1
ного I
ные. I
200 м,
пострс
зоны: Магка11из хпуэгзиз (пачка 1-Ш) и СгисХрХасоНЪкиз -ЬепиХз
(пачка 1У).

Остатки моллюсков здесь сравнительно немногочисленны, но встре-
чаются отсутствующие в других разрезах &1усутег1з вр., ВагЪаЪ1а
сГ,Гахепз1з Науп., СгаззаЪеИа зиЪрХапа Натп., ЫторвХв оЪева
Кауп, ,Ешаг§±пи1а согаШагит Мпа^г. ,Ве1рМпи1а Лергевза Кат.

Общая мощность датских отложений в этом разрезе составляет
32 м. Перекрываются они согласно залегающими кремовыми известня-
ками монского яруса.

Датские отложения в Юго-Западном Крыму по простиранию сущест-
венно не меняются. Наиболее полные их разрезы вскрываются в бор-
тах Каралезского ущелья, в долинах рек Бельбэка и Качи. В отличие
от Бахчисарайского разреза и разреза в районе г.Белокаменска,.здесь
в кровле Маастрихта отсутствует "Нага §гоипа ", а породы обоих
ярусов в зоне контакта представлены сходными по составу кварцево-
глауконитовыми известковистыми алевролитами и песчаниками зелено-
вато-серого цвета. Отложения содержат многочисленные раковины мол-
люсков, состав которых на границе между ярусами резко меняется.
В этих разрезах, кроме того, в основании чистых мшанковых извест-
няков присутствуют не 1-2, а 7-8 горизонтов с кремнями.

Мощность датских отложений в районе г.Белокаменска 37-40 м,
рек Бельбека и Качи - 47 м, Бахчисарая - 32 м, в долине р.Бодрака-
10 м, к северо-востоку она быстро уменьшается и на расстоянии 4-
5 км от р.Бодрак датские отложения полностью срезаются танетскими
отложениями.

Многочисленные органические остатки в датских отложениях Кры-
ма, типичные доя Дания Западной Европы, указывают на принадлеж-
ность нашей территории к единому бассейну Тетис. С юга этот бас-
сейн ограничивался низкой слабо расчлененной сушей, занимающей
область современной Первой гряды и являвшейся основным источником
сноса для южной части бассейна. Приподнятой, возможно подводной,
была область в пределах Симферопольского поднятия. Этот структур-
ный план сохранялся более или менее неизменным в течение всего
палеогена и неогена. Базальный слой датских отложений, содержащий
большое количество аутигенного глауконита и желваков фосфорита
указывает на условия формирования содержащих их осадков невдалеке
от береговой линии на глубинах до 50 м в условиях теплого гумид-
ного климата. Этим выводам не противоречат и фаунистические дан-
ные. В последующее время глубина бассейна увеличивается до 100-
200 м, так как для развития и существования хрупких скелетных
построек мшанок, представленных здесь тонкими ветвистыми цилинд-
рическими формами, требовались спокойные условия. К концу дат-
ского века море мелеет - в области распространения органогенно-об-
ломочных илов разрастаются серпуловые биостромы.

Монский ярус

Площадь и границы распространения отложений монского яруса
Юго-Западного Крыма,а также выходы их на дневную поверхность почти
совпадают с площадью распространения датских отложений. Лишь вбли-
зи склонов Симферопольского поднятия полоса выходов этих отложений
несколько сокращена, вследствие размыва их в предтанетское время.
Они залегают без перерыва на датских и с размывом перекрываются
танетскими образованиями.

Монский ярус сложен в основном белыми и кремовыми обломочно-
органогенными и фораминиферовыми известняками, местами с линзовид-
ными участками известняков-ракушняков.

В Юго-Западном Крыму наиболее полные разрезы монских известня-
ков развиты по долинам Бельбека и Качи, в Каралезском ущелье и в
районе г.Белокаменска. Начиная от долины Качи, в северо-восточном
направлении мощность их быстро уменьшается и к долине Бодрака они
полностью исчезают лз разреза.

В связи с тем, что облик датских и монских известняков в погра-
ничных их частях очень близок, а переход от одних к другим посте-
пенный, установление границы между двумя ярусами затруднительно.
Практически граница в обнажениях проводится по* исчезновению харак-
терной датской формы Сгап1а , хорошо сохраняющейся в ископаемом
состоянии, и появлению типичных монских моллюсков - СогЫе топ-
•ЬепеХе Совет., И1аоо1<1ев ДиропЫ Совет.,Тигг11;е11а топ±епв±в
Вг.е-ь Сот. и многочисленных остатков клешней декапод. Благодаря
изменению количественных соотношений породообразующих организмов,
в более полных разрезах заметна смена состава известняков в верти-
кальном направлении. В верхней части они представлены фораминиферо-
выми разностями, тогда как внизу значительная породообразующая
роль принадлежит моллюскам, кораллам, мшанкам, серпулам и другим
организмам. Это органогенно-обломочные известняки, местами извест-
няки-ракушняки, сложенные остатками моллюсков, раковины которых
обычно выщелочены и благодаря этому они бывают участками крупнопо-
ристые. В обнажениях заметна грубая слоистость, обусловленная от-
сортированностью раковинного материала, его ориентировкой, а также
неравномерной перекристаллизацией пород в различных участках. Са-
мые верхние слои известняков в разрезах по долине Качи окремнены.

В типовом Бахчисарайском разрезе нижняя половина толщи сложена
14

ны
ми
ЦП
ус*
с )
ср«

СТ1

кри
тке
Сое
Таг
с а!

чно
зем
(Яр:
обр;
НЯЮ'
СТО]
ЛИШ(
та ]
Мощ]
ло ]

ных
рам*
екЫ
Ъиае
вале
шь
горе
хов
к зс
В да

одно
М.В.,
боле
-об-

1
10ЧТИ
збли-
кений
эмя.
зя
но-
овид-
стня-
и в
дном
I ОНИ

погра-
>сте-
ьно.
сзрак-
эмом
оп-

годаря
измов,
верти-
ниферо-
1ая
эугим
13В6СТ-
эрых
/ПНОПО-
ая от-
а также
к. Са-
мнены.
сложенЕ

Пачка У. Известняками белыми пористыми полуперекристаллизован-
ными органогенно-обломочными с многочисленными бентосными и редки-
ми планктонными фораминиферами, детритом мшанок, водорослей, пеле-
ципод (биокластический пакетоун-гренстоун). При изучении шлифов
установлено, что обломки органических остатков соприкасаются друг
с другом, цемент кальцитовый микритовый и яснокристалический -
средне-крупнозернистый. Мощность около 8-10 м.

Верхняя часть толщи, залегающая местами на неровной поверхно-
сти размыва представлена:

Пачка У1. Известняками кремовыми органогенно-обломочными ясно-
кристаллическими, очень крепкими с многочисленными ядрами и отпеча-
тками крупных МОЛЛЮСКОВ СогЪ1в топ±еп81в Соззт., С.-Ьгапвуегватга
Совет. ,С.оогае-Ы У1пс. ,Ъис1па топ±епз1в Совет. ,Е.оур1уепв1в Уто.,
ТитгИеИа топЬепвгз Вг.еЪ Сот.,Т.Иегт1пае Вг.еЪ Сот., Т.
саЪпапе! Вг.ег Сот. Фораминиферы местами многочисленны, но обы-
чно плохой сохранности. Наиболее часто и в большом количестве эк-
земпляров встречаются крупные тепловодные планктонные фораминиферы
(Ярцева, 1966). При изучении породы в шлифе отмечаются пеллетовые
образования. Осадок проеден илоедами, в связи с чем "норки" выпол-
няются средне-крупнокристаллическим кальцитом на фоне мелкозерни-
стой основной массы породы. Следует отметить, что осадок нацело
лишен терригенной примеси, иногда отмечаются редкие зерна глаукони-
та и кварца, а также небольшое избирательное окремнение породы.
Мощность около 5 м. Общая мощность монских отложений в разрезе око-
ло 15 м.

Эти отложения в большей своей части содержат комплекс планктон-
ных фораминифер зоны й1оЪого±а11а ап^иХаЪа, а также бентосных фо-
раминифер, характерных для отложений монского яруса: Апота11па
акЫот! В-Ьо-Ьа., С1Ъ1о1(1ев биооеЗепв (Вго±г.), ЕШрзотагХа
Ъиаепв1в (Ве11.) (Веселов, Григорович, Савенко, 1973). Как указы-
валось выше, наннопланктон присутствует в виде единичных Соссо-
11-ЬЬив аорэХа^Хсиз (Музылев, 1980). По данным А.С.Андреевой-Гри-
горович (1973) нижняя часть отложений монского яруса, как и вер-
хов Дания, относится к зоне Е111рво111;Ьиз таееХХиз,остальная часть
к зоне ЕавоХсиИ’ЬНив •Ьушрап1±огт1з.Более высокие горизонты монса
в данном разрезе отсутствуют.

В более полных разрезах (реки Бельбек, Кача) в верхней части
однородных фораминиферовых известняков Е.К.Щуцкой (1958), а позже
М.В.Ярцевой (1966) описан своеобразный комплекс фораминифер, наи-
более близкий к ассоциации фораминифер известняков монского яруса
15
Бельгии, Голландии и Парижского бассейна.	ЕЫ$

Состав моллюсков близок комплексу известному из "грубого из- ме1
вестняка Монса" Бельгии. Наиболее часто встречаются: ЛисиХа зХпиа- ет
ЬеХХа Соззт., Агса даоп-ЬепзХз Соззт., А.ргаетопЪепзХз СогЪ.,Сгазза- нис
"ЬеХХа ехсеХза Соззт. ,Уепег1саг<11а ехсеХХеппз СогЪ. ,Р1гасоХ(1е8 топ- отн
ЬепзХз Соззт., РИЛиропЫ Соззт., Р1Ьаг топЬепзХз (Соззт.,') СаХу- мен
р-Ьгаеа топЬепзХз Соззт.	гру,

Мощность монских отложений в районе г.Белокаменска составляет

20-22 м в Каралезском ущелье - 25, в долинах Бельбека - 40-50, сты
Качи - 26-28, в районе г. Бахчи сарая она уменьшается до 15, в бал- Бей
ке Глубокий Яр - 8-9 м, а далее к северо-востоку они срезаются. Т|П1к|

Литологические и фаунистические особенности описываемых изве- с>11
стняков свидетельствуют о накоплении осадка в устойчивых прибреж-	пу с

ночи елководных условиях (глубины до Юм) с чистой теплой прозра-	геа(

чной водой и активной гидродинамикой,способствующей перекатыванию
обломков по дну и вымыванию терригенного материала в сопредельные 1ай
зоны с затишной тиховодной средой осадконакопления, с периодиче-
скими приостановками осадконакопления (внутриформационные переры-
вы) и формированием твердого дна. Площадь бассейна оставалась уна- Ияпя
следованной от датского века.	,

Танетский ярус	пепз

Танетские отложения представлены преимущественно мергелями.	кром

Их накопление происходило на всей территории Альминского прогиба, иглы
а выходы на дневную поверхность прослеживаются в виде узкой поло- -ли1ан
сы от долины Черной до правобережья Альмы. В западной части (от
г.Белокаменска до балки Глубокий Яр) .отложения танетского яруса ш т-
залегают на размытой поверхности монских известняков, далее - к 818»
северо-востоку на датских известняках (долина р.Бодрак) и на ма- губк(
астрихтских песчаниках и мергелях (долина Альмы). Перекрывается
он со стратиграфическим несогласием глинами нижнего эоцена.	горХе

Танетские отложения сложены карбонатными породами, преимущест- ргХта
венно мергелями и известняками, в большей или меньшей степени обо- венке
тащенными алевритистым и глинистым материалом. Внизу мергели из-
вестковистые органогенно-обломочные, у основания обогащенные пе- -ьехчи
счаным и алевролитовым материалом. Вверх по разрезу алеврити-	сХсиХ.

ст ость и карбонатность постепенно уменьшаются, и в то же время	“Ьи8

увеличивается глинистость пород. Верхняя половина	толщи сложена	зылев

серыми глинистыми мергелями.	В

После работ М.Е.Зубковича (1956) верхний палеоцен (танетский	не на

ярус) Крыма принято делить на три горизонта, подгубковый, губко-	змыво!

16	Елены
аз-

1пиа-

1вза-
аоп-
а!у-

ляет

бал-
я.

зве-
реж-
зра-
1ЭНИЮ
ъные
[че-
>еры-
> уна-

ли.
гиба,
голо-
Сот
уса
- к
ма-
тся

ущест-
и обо—
из-
пе-

мя
;ена

’СКИЙ
'бко-

вый и надгубковьй. Из них губковый горизонт, характеризуясь за-
метным скоплением окремнелых губок, является маркирующим. Следу-
ет отметить, что границы этих горизонтов нечеткие, так как фау-
нистические сообщества в них отличаются лишь количественными со-
отношениями разных видов, а .литологический состав снизу вверх из-
меняется постепенно. Мергели содержат богатый комплекс ископаемых
двустворчатых и брюхоногих моллюсков, особенно многочисленных в
нижней части разреза (до 60 видов). Наиболее многочисленны и ча-
сты следующие: МХХХНа УоХ^ХпХа ИеХасЬ.,М.(ЕотХХХка) оопХогХиз
БеБг. ,Ыешосат4Хит еХугагХзХ БезЪ.., УепегХсагХХа рёсХшасиХагХз
Вшк. ,У.поуа 2иЪк.,Саг4ХХа с±.Хоп§а АгкЬ.. ,СургХпа шоггХзХ Зом.,
С.ХипиХаХа Беек. ,МХосагс1Ха зр.,СиоиХХаеа УоХ§впзХз ВатЪ.Хе Маг-
пу,СИ.Хатуз ргезХмХсЫ. (МоггХз.),Рзеи4оатиззХит согпеит Зсж,0зХ-
геа(СутЪХХозХгеа) сгХтепзХз 2иЪк.,0.геиззХ КеХзсЬ. ,&гурИ.аеа яп-
ХХ^иа ЗскмеХз.,З.ХгапзсазрХа УХаХ. ,Атр11Х(1опХа еуегза МеХХ.,Р1ю-
ХаХотуа тоезскХ НеХзоИ. ,РВ.копХпскХ Ыуз-Ь.,РИ.ривск! &оХ±е. ,РХе-
игоХотагХа ХаХЗХкХзХапХоа МХгоп.,ТиггХХеХХа катузскХпепзХз
ЫеХзск.,Са1урХгеае зиеззопХепзХз ОгЪ.,РХгиХа ХпХегтеХХа МеХХ.,
МаиззокпеХХа зХааХХХ Совет. В нижней части особенно многочислен-
ны Сгур’паеа апХХциа, различные СисеиХаеа,ТиггХХеХХа катувсИХ-
аепзХз, для верхней характерно наличие пектинид. Из макрофауны
кроме моллюсков встречаются многочисленные теребратулы, губки,
иглы морских ежей, членики криноидей, мелкие кости и чешуя рыб,
мшанковый детрит.

По планктонным фораминиферам Е.К.Шуцкой (1970) здесь выделе-
ны три ЗОНЫ (снизу вверх): АсагХпХпа ХаХЗХкХзХапепзХв сЦапеп-
зХв, А.зиЪзр11аегХеа,А.асагХпаХа, соответствующие подгубковому,
губковому и надгубковому горизонтам М.Е.Зубковича (1956).

Для этих отложений характерны бентосные фораминиферы ЗрХ-
горХесХаттХпа уагХаХа Уазз. ,ЕропХ(1е8 ХшааХиз ВгоХи. ,ЗХрИопоа
г/н тля. РХитт., АпотаХХпа Хега ЗеИиХз. (Веселов, Григорович, Са-
венко, 1973).

Изучение нанопланктона в разрезе танетского яруса района
Бахчисарая показало, что нижняя его часть относится к зоне Еаз-
оХсиХХХВиз ХутрапХХогтХз, а остальная отвечает зонам: НеХХоХХ-
гкиз кХеХпреХХХ,ВХзсоазХег 2еттеиз,НеХХоХХХ}шз гХеХеХХ (Му-
зылев,1980; Андреева-Григорович, 1973).

В типовом разрезе на восточной окраине Бахчисарая в промои-
не на горе Сувлу-кая отложения танетского яруса,залегающие с ра-
змывом на поверхности" ПагХ §гошк! "известняков монса предста-

влены:

2-1314
Пачка УП. Мергели зеленовато-серые алевролитовые глауконито-
во-кварцевые неслоистые с ихнитовой текстурой с кальцисферулида-
ми, мелкими фораминиферами и обильным шламом органических остат-
ков.» Встречаются раковины ОгурИаеа аггЫдиа 5сЬие±2. ,Сург±па
тоггХв! Зок. ,Сиоои1аеа уоХ^епаХб Ые’ЬвИ., фораминиферы ЗОНЫ
Аоаг1п1па 1;ас1^±к1в±апеп818 а^апеп818, нанопланктон В НИЖНИХ 25-
30 СМ ЗОНЫ Рабс1си11±И.и8 ±утраа1Тогт±8, выше - ЗОНЫ НеИоИ’ЬЬ.ие
к1е±аре111 (Музылев, 1980). В шлифах установлено наличие глау-
конита до 10-15%, кварца до 20%, отмечается окремнение кальцисфе-
рулид, частично они выполняются глауконитом. Мощность I м.

Пачка УШ. Мергели голубовато-серые, образующие в рельефе не-
большой обрыв. На поверхности наблюдаются окремнелые губки в виде
неправильно-округлых стяжений темно-серого цвета. Фораминиферы
зоны Аоаг1п1па 8иЪврИ.аег1са, нанопланктон зоны НеИоШЬив к1е±-
преШ. Мощность 7 м.

Пачка IX. Мергели серые и голубовато-серые с желтоватым оттен-
ком неслоистые с ихнитовой текстурой с кальцисферулидами и шламом
органических остатков с небольшим содержанием (до 5%) зерен квар-
ца алевритовой размерности и глауконита (1%). Остатки макрофауны
очень редкие, плохой сохранности. Фораминиферы зоны Асаг1п1па
аоаг±па±а, нанопланктон зон Не11о11У?те к1е1пре111,1)18соаБ'Ьег
ренине ив, НеИоШИиз г!е<1е11. Мощность 4 м.

Выше с размывом залегают глинистые глауконитовые пески с жел-
ваками фосфоритов основания ипрского яруса. Общая мощность танет-
ских отложений в разрезе Сувлу-кая около 12 м.

Пачка X. Наиболее полные разрезы отложений танета в Юго-Запад-
ном Крыму наблюдаются в средней части полосы своего развития в
долине Бельбека, где их мощность достигает 26-28 м. Здесь выше
обычных "надгубковых” мергелей залегает двухметровый слой зелено-
вато-серых и желтовато-серых глинистых мергелей и глин. С под-
стилающим слоем он связан постепенным переходом. В глинах особен-
но многочисленны планктонные фораминиферы &1оЬого1а11а аедиа
Сивт.алб. Вепз. По мнению одних исследователей, этими глинами начи-
нается разрез бахчисарайского (ипрского) яруса, по мнению других-
ими заканчивается разрез качинского (танетского) яруса. (Стра-
тиграфия СССР. Палеогеновая система. 1975).

В других разрезах отложения танета чрезвычайно выдержаны по
площади, меняется лишь их мощность: от Бельбека к юго-западу и
северо-востоку она уменьшается вследствие предэоценового размыва
(Рис.1.1, 1.3) вплоть до полного срезания к востоку от р.Альмы.

В танетском веке в Юго-Западном Крылу существовали условия
18
:то-
да-
ат-

25-
;киз
ау-
:сфе-

! не-
виде
)Ы

>ттен-
гамом
свар-
ены
а

ег

жел-
анет-

Запад-
в

ше
лено-
од-
обен-

начи-
утих-
а-

: по
' и
мыва
мы.

5ИЯ
мелководного (литораль, сублитораль) теплого моря нормальной со-
лености, вблизи очень выровненной суши, расположенной к юду, с	]

которой почти не сносилось обломочного материала. На мелковод-
ность указывает почти постоянная примесь в отложениях глауконита,	с

который, обычно образуется в мелком море в начале трансгрессии.	г

Об этом же свидетельствует состав ископаемых отложений этого вре- ?
меня (породы содержат богатый комплекс остатков гастропод, пеле- Е
ципод, брахиопод, планктонных и бентосных фораминифер, иглы мор- 1
ских ежей, губки и др.). Многочисленность видов моллюсков, широко н
известных из танетских отложений Парижского бассейна, Болгарии,	0

Поволжья и весьма незначительное число эндемиков свидетельствует н
о свободных связях Крымского бассейна.

ЭОЦЕН

Ипрскииярус

Площадь распространения отложений ипрского яруса несколько ши- с<
ре площади распространения подстилающих отложений палеоцена, их

выходы непрерывно прослеживаются от г.Севастополя до г.Симферопо- че
ля, погружаясь на северо-запад под углами 8-10°. Глины нижнего	ог

ипра слагают основание и хорошо обнажаются на крутом склоне куэс- (и
тового уступа, а сменяющие их постепенно вверх нуммулитовые из-

вестняки верхнего ипра с известняками лютета бронируют северную на
куэсту Второй гряды.	бе.

За исключением долины Бельбека, породы ипра повсюду залегают 1о
трансгрессивно на неровной, сильно размытой поверхности подстилаю- ло;
щих пород. В разрезах юго-западнее Альмы они залегают на палеоце-	на?

новых мергелях, северо-восточнее - на верхнемеловых, а к востоку	рас

от г.Симферополя - на нижнемеловых отложениях. В долине Бельбека	ют

они постепенно сменяют палеоценовые отложения. Перекрываются от-	по;

ложения ипра постепенно сменяющими их и неотличимыми литологиче- па;
ски нуммулитовыми известняками лютетского яруса. Граница проводит- ево
ся по смене комплексов нанопланктона и фораминифер, причем одно-
значной трактовки положения этой границы пока не существует, так окр
как в опорных разрезах не установлены зональные виды.	тан

Нижний подъярус	нес'

Отложения нижнего подъяруса ипрского яруса представлены серо-
зелеными глинами с большим количеством глауконита, кварцевой галь-
кой и конкрециями фосфорита в основании, вверх они сменяются чи-
_	скю

стыли известковистыми глинами. Постепенно вверх глины становятся
более карбонатными и переходят в мергели с прослоями глинистых

20	2х-1;
со- известняков. Отложения верхнего ипра повсеместно представлены
с	нуммулитовыми плотными белыми известняками.

Начиная от самого основания, глины содержат разнообразные
ита,	формы крупных фораминифер: нуммулитов, оперкулин, ассилин, диско-

и.	циклил, количество которых увеличивается вверх по разрезу. По

вре- крупным фораминиферам в глинах снизу вверх Г.И.Немковым и Н.Н.
ле- Бархатовой (1961) выделяются три зоны: 1)0р9гси11па зет11пуо-
ор—	1и±а, 2) ЫиттиИ'Ьез сг!тепз1з, 3)Азз±11па р1асепЬи1а. По мне-

роко	нию Б.Т.Голева и Я.В.Совчика (1971) в этих отложениях зоны с ха-

и, рактерными комплексами не выделяются, нуммулитиды дают возмож-
ует ность определить нижнеэоценовый возраст отложений по общему комп-
лексу видов.

Из моллюсков, по данным В.К.Василенко (1952), в нижней части
встречаются тонкие хорошо сохранившиеся раковины Ехо§уга еVе^за
(Ме11.), СЫатуз огсхпа Уазз. ,СЫ.рг1з-Ыпа Уазз» ,1?зеи1оати.зз1ит
о ши-	оотеит (Зои.), в средней наиболее часты СЫатуз ех 2г»Раг;*-з:’-еп“

их	з1з (ЕезЫ) ,0111.зр. ,Реи±еготуа зр., в верхней - изредка встре-

ОПО-	чаются СЫатуз зиЪ1тЪг1са1;а (Мш1з±.) ,СЫ.уеп.егапс1а Уазз. ,СЫ.

о	ор!а Уазз.,	крупные раковины устриц СгурНаеа гаг11аше11а

уэс- (Ме11.) и др.

з-	По планктонным фораминиферам в Бахчисарайском разрезе выделе-

ую на зона (ЛоЪого-ЬаЫа зиЪЪо'Ыпае. Для этих отложений характерны
бентосные фораминиферы Аз1ег1§ег1п.а Ъаг!;ош.аи.а (1еп Рат), Ап^и.-
>ают	1о§ег1па Ы1сохепз±з ТоЫт. По данным Н.Г.Музылева (1980) эти от-

'илаю-	ложения содержат ассоциацию нанопланктона,переходную межпу подзо-

юце- нами ЫагЬИазЬегХЬез соа^ог'Ьи.з и Рхзсоаз-Ьег ЫпоПозаз. Таким об-

оку разом на границе танетского и ипрского ярусов из разреза выпада-
>ека	ют отложения зоны ЕхзсоазЪег таГЫгаЫаЬаз и практически всей

от-	подзоны МагЪаз-ЬегаЛез сопЪогЬиз, т.е. верхняя часть верхнего

1че- палеоцена и нижняя половина нижнего эоцена. По мнению А.С.Андре-
зодит— евой-Григорович (1973), основание ипрских глин соответствует зоне
що—	ШзсоазЪег ппЫЫгаЫаЪи.з з.зЪг. В типовом разрезе на восточной

так	окраине г.Бахчисарая на горе Сувлу-кая на размытой поверхности

танетских мергелей с ризолитами в основании с небольшим угловым

зеро-
галь-
чи-

тгся

-ПС

несогласием залегают:

Пачка ХЕ. Пески глинистые глауконитовые с редкими окатанными
желваками фосфоритов. Мощность 0,5 м.

Пачка ХП. Глины известковые неслоистые со шламом органиче-
ских остатков (7-10%) и весьма незначительной примесью зерен квар-
ца алевролитовой размерности (1-3%) и детрита растительных остат-
21
2*-1314
ков. Многочисленные фораминиферы &1оЪ±еег1па ИпарегЪа И.п1.,
О.ех &г.уезасоепзхз СизИт. ,Аоагхп.хпа хггЬегтесИа ЗйЬЪ. ,А.оатега'Ьа
С11а111. ,А.рг1т1±1уа (Гхп1.) А.±г1р1ех ЗиЫэ., А.рзеий.о’ЬорИепзхз
ЗиЪЪ., Сг1оЪосопиза диа<1гхраг±1ЪаГогт1з СЬа111., 01оЪого±а11а
таг§хпос1еп±а'Ьа ЗиЪЪ., б.^Исохепзхз СизИш. ,АзЬегхеег1па ЪагЬо-
ахала (Ьеп Бат), СхЪ1с1с1ез ЪеаЬиз МагЬ. И др.,
относящиеся к зоне &1оЪого±а11а зиЪЪоЪхпае. Частые и разнообраз-
ные нуммулиты, ассилины, ДИСК0циклины:0регси11па зетх1пуо1иЬа
Нетк.еЪ ВагкЪ, О.рагуа Бону. гНипшихШ;еБ шоигаЪоух Кетк.еЪ ВагкИ. ,
К.регпоЬиз ЗскаиЪ, К’.ризЪиБозиз Воиу. ,К.ргае1исазх Болу. ,К.рал‘Ье-
1ееу± Нетк.,Аззх11па риз±и1оза Боне. ,Ызоосус11па ЬгаЪауепзХз
Кешк. ,Б.о1хи<1ваи1 (ЗсЫитЪ.), Б.йоиухИе! (Зск1итЪ.) ,Б.тагЫ1ае
(Зсл1итЪ.) .Среди моллюсков встречаются тонкие хорошо сохранившие-
ся раковины РзеийоатиззБит остеит (Зотс.), СЫатуз раг181епз18
(БезИ..), СЫ.огоБпа Уазз. ,Сп1.рг±з'Ыпа Тазз. ,Уи1зе11а еуегза
(Ие11.). Мощность 5 м.

Пачка ХШ. Глины коричневато- и зеленовато-серые известко-
вые неслоистые с кальцисферулидами и детритом пелеципод, шлаком
органических остатков (до 7-10%) и примесью (до 10-15$) алеврито-
вых зерен кварца, а также плагиоклазов. Отмечаются единичные мел-
кие зерна глауконита и участками слабое ожелезнение. Многочислен-
ные фораминиферы, среди бентосных преобладают аномалиниды, астери-
герины, планктонные - аналогичны встречавшимся’ в предыдущем слое
(зона 01оЪого1;а1ха зиЪЪоЫпаз) .Крупные фораминиферы :Кшшш111;е8
егхшепзхз Петк.еЕ Еагкк.,К.^1оЪи1из Беут.,К.ргае1исазх Бону.,
^.рив-ЬиБозиз Боиу. ,Ы.Ъигй1еа1еп81з <1е 1а Натре, И.раиЪеХееух
Неик., АвзШпа ризЬиВоза Бопо. ,0регси1хпа ратуа Боиу., Бхзсо-
сусИпа атскхас! (ЗсЗИитЪ.), В.тагЙхае (ЗскХитЪ.) ,Б.питти1х±1са
(&итЪ.), Б.тоЬет-Ьх Боиу. ,Б.зса1аг1з (ЗсЫитЬ.) ,Б.1огЬхех (Н'АтсН.)
встречаются моллюски СЫ-атуз ех §т.рагхзхепз1з (Безк.). Мощность
10 м.

Пачка ПУ. Глины постепенно кверху становятся более карбонат-
ными. При микроскопическом изучении установлено, что они неясно-
слоистые, интенсивно биотурбированные (ихнитовая текстура), насы-
щены обильным шламом органических остатков с кальцисферулидами,
алевритовой примесью кварца (до 5-7%) и редкими зернами глаукони-
та и рудных минералов. Отмечаются прослойки глинистых алевроли-
тов с обильным ожелезнением. Вверху глины постепенно сменяются
мергелями, среди которых в 5 м от подошеы слоя появляются тонкие
(0,1-0,15 м) прослои глинистых известняков, почти целиком сложен-
22
них нутлмулитами, ассилинами и дискоциклинами: АззХХхпа рХасеп-
Ьи1а (Резк.) ,МитшиХ1±ез ^ХоЪиХив Беут. ,Ы.р1ааи1а1;из (Бат.), Л.
ргаеХисазх Бону.,Ы.ЪоХсепзхз Мип.-СкаХт.,Н.рхаетигскХзопх Ыетк.
е! Вагкк, ,Н.Ъига1§аХепзхз Хе Ха Натре, Н.радгкзокх Хе Ха Натре, Ы«
ХеироХХХ ЗскаиЪ,Н.го±иХагхиз Незк. ,Н.аЬасХсиз Беут.,ОретсиХхпа
рагуа Эоиу., О.^ХдапЛеа Мауег, БХзсосусХХпа атскХаох
(ЗокХиаГо.), Р.пшшиХ1±хса (&ишЪ.). Среди моллюсков преобладают
СкХашуз ратХзхегизхз (Резк.), СкХ.зиЪХшЪтХсаЬа (МипзЪ.) ,УиХзе-
ХХа саиХаЪа Ртаизск И брахиОПОДЫ ТетеЪта'ЬиХа Гйшапепзхз Мепе§,
в самой верхней части в глинах встречаются редко рассеянные, но
очень характерные крупные раковины устриц бтурИаеа татХХапеХХа
(МеХХ.),СкХашуз уепетапХа Уазз.,СкХ.орха Уазз. В глинах много-
численные остракоды, иглы морских ежей, фораминиферы зоны &ХоЪо~
тоЪаХХа зиЪЪо-Ьхпае (Морозова, 1960). В этом разрезе комплекс на-
нспланктона переходный между подзонами Маг-Ьказ-ЬегхЬез соп-Ьог-Ьиз
И РХзсоаз-Ьет ЫпоХозиз зоны РХзсоаз-Ъет Х±аз±уриз(Музылев,1980).
Мощность 18 м.

Общая мощность нижнего ипра в этом разрезе составляет 34 мж
выше согласно залегают белые нуммулитовые известняки верхнего ип-
ра.

Отложения нижнего ипра отличаются фациальной выдержанностью,
максимальной мощности (36 м) они достигают в разрезе р.Качи, мощ-
ность их уменьшается на р.Черной (21 м) и в районе г.Симферополь
(до Юм) (Рис.1.2, 1.3).

В начале ипрского века с началом новой морской трансгрессии,
в связи с привносом более грубого терригенного материала, условия
обитания фауны были неблагоприятными. Многократные приостановки
осадконакопления сопровождались периодическими подводными размыва
ми осадка и приводили к образованию глауконитовых глинистых алэв-
ритистых разнозернистых песчаников мощностью до нескольких санти-
метров. Бассейн, в котором накапливались осадки, был неглубоким,
а берег низким. Глубина бассейна не превышала 50-60 м, на что
указывают нуммулиты, моллюски. Грунт в бассейне был илистым, со-
леность нормальная. Гидродинамическая обстановка во время накоп-
ления глауконитовых илов и песков была пассивной тиховодной. В
последующем осадконакопление происходило в условиях подвижной
водной среды.

Верхний подъярус

. Отложения верхнего подъяруса ипрского яруса представлены тол-
щей нуммулитовнх известняков с прослоями нуммулитовых мергелей в

основании. Они согласно залегают на подстилающих глинах нижнего
ипра и связаны с ними постепенным, но довольно быстрым переходом,
поэтому граница между отложениями нижнего и верхнего ипра в регио-
не повсюду отчетливо выражена. Эти отложения перекрываются в
большинстве случаев согласно залегающим нуммулитовым и глинистым
известняками, которые следует считать лютетскими. Однако в севе-
ро-восточной части области своего распространения (в северной ча-
сти сел.Скалистое) в основании толщи перекрывающих глинистых из-
вестняков наблюдается размыв и небольшое угловое несогласие (око-
ло 7°) Шривезенцев, Фомина, Черепанова, 1977).

В нижней части отложения верхнего ипра представлены белыми
нуммулитовыми глинистыми известняками с прослоями мергелей (до
7 м). В этом слое встречаются шаровидные конкреции марказита.
Здесь появляются первые крупные	ахБ1апз и Ы.хгге§и-

1аг±з РезИ.

Вверх эти отложения быстро сменяются белыми с желтоватым от-
тенком массивными известняками мощностью до 45 м, состоящими ино-
гда сплошь из раковин нуммулитов, плотно сцементированных извест-
ковым цементом. Нуммулитовые известняки являются одним из харак-
терных и выдержанных горизонтов палеогеновых отложений Крыма.Они
повсюду хорошо обнажены и образуют бронирующую поверхность квесты
с ясно выраженным уступом на всем протяжении от г.Белокаменска до
г.Белогорска. На этих известняках часто образуются причудливые
формы выветривания в виде "караваев", "столбов", "голов".

По нуммулитам Г.И.Немков здесь выделяет две зоны: НимшиИ-Ьез
(Из±ап.з (ПОДЗОНЫ Н.петкоVI	и Ы.йхз-Ьап.3 з.з±г.) и Ы.роХу^у-

га±из. По мнению Б.Т.Голева и Я.В.Совчика (1971) И.Нхз-Ьапя из-
вестен из отложений нижнего и среднего эоцена и нет оснований вы-
делять его в качестве индекс-вида, нельзя выделить и зону ы.
ро1у2уга±из, поскольку индекс-вид не сопровождается специфиче-
ским зональным комплексом.

Рис.1.2. Схема сопоставления разрезов нижнепалеогеновых отло-
жений Юго-Западного Крыма и схема их местонахождения: I - гале-
чные конгломераты; 2 - гравелиты; 3 - песчанику сильно известкови-
стые, крепкие; 4 - песчаники слабо известковистые, рыхлые, пески;
5 - алевролиты; 6 - глины некарбонатные алевритистые; 7 - глины
карбонатные; 8 - мергели; 9 - мергели песчанистые; 10 - мергели
глинистые; II - мергели с нуммулитами; 12 - известняки; 13 - из-
вестняки органогенные: а - фрраминиферовые, б - мшанковые, в -
криноидные, г - серпуловые;\Е4 - известняки литотамниевые: 15 -
известняки с остатками раковин двустворок и брюхоногих; :16 - из-
вестняки алевритистые; 17 - известняки нуммулитовые; 18 - крем-
нистые конкреции и стяжения; 19 - фосфоритовые конкреции.
В нижней части толщи В.К.Василенко (1952) укапывает на присутст-
вие: СНХаиуз уенегавДа Уазз. ,УиХвеХХа саиДаЬа Егаизс11,Сгур11аеа
гагХХатеХХа (МеХХ.), ТегеЪга-ЬиХа ХитапепзХз Мепе^Ь..

В верхней части все ископаемые, за исключением крупных фора-
минифер МиттиХХБез роХу§ута±из И БХзсосусХхпа ргаЫ;1 (размером
до 10 см) имеют плохую сохранность и трудно поддаются определению.
Здесь наиболее характерны: ЗропПуХиз сБ.гагХзрХпиз БезВ.,Беи1его-
шуа 1п.'Ьизз'Ьт±а±а( АгсИ.) ,СВХатуз зоХеа(БезЬ.),&гурНаеа гаг11аше1~
Ха(МеХХ.).Кроме того встречаются обломки морских ежей из рода
Сопос1уреиз,известны водоросли, изредка наутилусы и крабы.
По нанопланктону эти отложения отнесены к верхней части зоны
Мах-ЬИаз-ЬеггЬез ±г1Ъгас111а-ЬиБ И зоне БХзсоазБег ХоаоепзХз
(Музшгев, 1980), А.С.Андреева-Григорович (1973) верхнюю часть сло-
ев с КиттиХХБез роХубугаХиз относит уже К зоне Шзооаз-Ьег зиЬ-
ХоХоепзХз. По планктонным фораминиферам эти отложения соответст-
вуют зоне ОХоЪого-ЬаХХа ага§опепзХз, здесь присутствуют характер-
ные бентосные фораминиферы АзХетХеегХпа 1аЪизп1 Низзеу, ВоХзлгХиа
юНсохензХз СизИт. ,ВоХГу1поХ<Зе8 ага§олепз1з Ки±-Ь. (Веселов, Гри-
горович, Савенко, 1973).

В типовом разрезе на горе Сувлу-кая на окраине Бахчисарая отло-
жения верхнего ипра, согласно залегающие на мергелях и глинистых
известняках нижнего ипра сложены:

Пачка ХУ. Известняками белыми глинистыми органогенными-обломо-
чными нуммулитовыми, образующими обрыв, в котором обнажаются слои
различной крепости. При изучении породы под микроскопом установле-
но, что известняки состоят преимущественно из целых раковин разли-
чных размеров нуммулитов, опирающихся друг на .друга (биокластиче-
ский пакстоун-рудстоун). Матрикс - глинистый микритовый кальцит,
включающий детрит и тонкоизмельченный алевритовой размерности
плаим нуммулитов. Отмечаются редкие мелкие известковистые бенто-
сные фораминиферы, а также немногочисленный детрит криноидей, пе-
леципод и комочки сине-зеленых водорослей. Терригенная примесь
незначительна (до 3-5%), представлена зернами кварца алевритовой
размерности. Сортированность раковин нуммулитов от средней до пло-
хой, ориентированности не наблюдается. Часть раковин обломана вол-
новой деятельностью, видны следы сверления. Вдавливание и дефор-
мации раковин происходили при уплотнении осадка. В верхней части
СЛОЯ известняки СОСТОЯТ ИЗ раковин КшипиХхХез ХхзБааз (БезНо),
н.гоБиХагхз (БезЬ.), причем вверх размер раковин К.<Ив±апз уве-
личивается от 2,5 в диаметре до 3-4 см. Встречаются моллюски ро-
1-

)М
НПО.

го-

I-

Рис.1.3. Схема соотношений меловых и палеогеновых
отложений Юго-Западного Крыма в районе Второй гряды
Крымских: гор

сло-
ь-

СТ-
ер-
а
'ри-

отло-
ых

:омо-
лои
•вле-
13ЛИ-
Ече-

ЕТ,

)—
пе-

зой
пло-
вол-

эр-
оти

уве-
ро—

дов Рес-Ьеп, СЫатуз, ЗропйуВиз. По комплексу планктонных форами-
нифер, обнаруженных в шлифах, эти отложения отнесены к зоне
ИоЬогоЪаИа ага^оаепзаз. МОЩНОСТЬ 7 М.

Пачка ХУТ. Известняки светло-серые и желтоватые органогенно-
обломочные детритово-шламовые нуммулитовые с обилием глауконита
(30-40%) (биокластический пакстоун). Отмечаются угнетенные мелкие
фораминиферы и серпулн, а также редкие зерна кварца. Цемент каль-
цитовый микрозернистый. В рельефе склона дают хорошо выраженный
навес над обрывом, сложенный глинистыми известняками предыдущего
слоя. Выше угол склона уменьшается до 35-40° и на нем наблюдаются
отдельные останцы причудливой формы, называемые "каменными истука-
нами". Массовое количество Китти11'Ьез,Азз111аа,0регси11па,В1зсо-
сус11па. Преобладают КиттиШез сНзЪапз (ВезЬ..), численность
раковин которого и размеры становятся меньше. В шлифах планктон-
ные сбораминиферы зоны &1оЪого1;а11а агадопеазаз. Мощность 25 м.
Выше наблюдается пологая "надистуканная" часть склона. На
границе между этими частями происходит увеличение количества ра-
ковин АзвШпа ехропепехз, (Бот».), а на смену М.сИз'Ьалз прихо-
дит новый вид И.ро1уеуга±из (Безк.), раковины которого вверх по
разрезу становятся крупнее и встречаются в больших количествах.

Пачка ХУЛ. Известняки с обильной глинистой примесью и прослоя-
ми известковистых глин с крупными (до 8 см в диаметре)в±зсосу-
с11па ргаШ (М1ск.), а также Б.з'ЬгорИЮХаЬа (бит.) ,Китти1х-Ьез
ро1уеугаЪиз (Безк.). Встречены моллюски: ЗропйуЪиз сГ.гагхзр1пиз
Безк. ,Веи±егоп1уа хп±из-Ьг1а-Ьа (а'Агск.) ,Ск1атуз зо!еа (Безк.) ,бгу-
ркаеа гагИатеИа (Ме11.). По нанопланктону отложения пачек ХУ1
и ХУП Н.Г.Музылевым (1980) относятся к зоне Б1зсоаз±ег Хоаоепзхз,
А.С.АндреевойГригорович (1973) верхняя часть пачки ХУП выделена
как низы зоны Ызсоае-Ьег зиЫоаоепзхз. Мощность 20 м.

По решению Палеогеновой комиссии МСК 1987 г. границу между
отложениями нижнего и среднего эоцена (ипрского и лютетского яру-
сов) следует проводить в основании зоны Асагхп1па ЪиНЪгоок!
или внутри зоны Бхзсоаз'Ьег зиЪ1о(1оеп518. По мнению предыдущих ис-
следователей эта граница совпадает с подошвой нуммулитовых изве-
стняков ИЛИ проводится внутри НИХ, в основании ЗОНЫ БшптиЦ-Ьез
ро1у§уга±из. (Муратов, Немков, 1960). Работами Б.Т.Голева и А.С.
Андреевой-Григорович (1982, 1988) установлено, что известняки зо-
ны К.роХуёуга'Ьиз содержат нанопланктон зон Бхзсоаз'Ьег 1о<3.оеп-
зхз,В.5иЪ1оаоепэхз,Каппо'Ье'Ьгхпа ГиГ^еиз, причем возраст их посте-
пенно с запада на восток омолаживается. Таким образом, нуммулиты
не имеют стратиграфического значения, а связаны, по-видимому, с
фациальными особенностями отложений. Отсюда следует, что проведе-
ние границы между отложениями ипрского и лютетского ярусов встре-
чает трудности, так как она проводится по фауне планктонных фора-
минифер и нанопланктону и не совпадает со сменой литологического
состава отложении.

В позднеипрское время, по-видимому в результате воздымания
Крыма, морской бассейн несколько сократился. Осадконакопление
происходило в условиях открытого мелководного моря с нормальной
соленостью. В спокойных условиях образовались рыхлые детритовые
известняки с отдельными раковинами нуммулитов. В результате при-
донного волнения и взмучивания осадка раковины дробились, сгружа-
лись в кучи, образовывался плотный нуммулитовый известняк-ракуше-
чник.

1

(
I
1.
1
П

Н
Л
Т;
ес
ы
Л4
са
пр
ст

де.
го
30^

на]
вое
ул
кос

ГОЧ
1а
рам
тип
наз.
Лютетсклй ярус

Отложения этого яруса, представленные в основании своем места-
ми нуммулитовыми известняками, затем мощной толщей мелоподобных
известняков, в большинстве случаев с постепенным переходом зале-
гают на нуммулитовых известняках верхнего ипра. Граница между ни-
ми, как указывалось выше, проводится по фауне внутри зоны Рхзсо-
аз!ег зпЫойоепзхз или ПО подошве ЗОНЫ Асатхпхпа ЪиНЬгоокх,
достоверное присутствие которой установлено пока только в шлифах.
Однако, как указывалось выше, в основании глинистых известняков
иногда имеет место размыв и угловое несогласие. Перекрываются от-
ложения лготетского яруса желтоватыми массивными известняками бар-
тонского яруса, залегающими согласно. Граница между ними также
проводится по смене комплексов фораминифер и нанопланктона.

Отложения лютетского яруса слагают самую верхнюю часть толщи
нуммулитовых известняков,бронируют куэсту. Вышележащие мягкие ме-
лоподобные известняки выполняют широкую продольную долину перед
Третьей грядой между Белокаменском и Симферополем, образуя в рель-
ефе пологие склоны. Эти известняки отличаются внешне от нуммулито-
вых однородной мелкозернистой структурой и резким сокращением ко-
личества органических остатков, из которых преимущественно распро-
странены мелкие фораминиферы. Их нижняя часть по своему составу
приближается к чистым известнякам, верхняя несколько более глини-
стая, в ней встречаются тонкие прослои глин.

По планктонным фораминиферам в отложениях лютетского яруса вы-
деляются аналоги ЗОНЫ Асатхпхпа Ъи11Ъгоо1х И ЗОна Асатхпхпа
го-ЬипсИтатзхпаЬа. По нанопланктону здесь выделяются верхняя часть
ЗОНЫ Вхзооаз'Ьег зиЫойоепзхз, зона Маппо’Ье^гхпа ^и1§епз.

Наиболее полно вышележащие отложения вскрываются в разрезе,
наращивающем Бахчисарайский, на правом берегу Альмы, в 800 м к
востоку от сел.Приятное Свидание. Здесь снизу вверх на белых нум-
! тулитовых известняках с крупными РхзсосусИпа ех ^•Р^а'Ь'Ы с
постепенным переходом залегают:

Пачка ХУШ. Известняки белые без крупных дискоциклин с немно-
гочисленными мелкими Р.рга-Ь-Ы (МхсН.), редкими КижиШез 1тте§и-
1атхз ЗГогтоеизПе 1а Натре,Ы.а1асхсиз Ьеут., мелкими фораминифе—
рами, большим количеством спондилусов, серпулид. Здесь появляются
типичные Рхзсоаз1ет зиЪ1о(1оепз18 (Музылев, 1980). Эти отложения
называют "переходными известняками".

Э.М.Бугровой (1988) в этих отложениях найдены Асагхпхпа Ъи11-
Ъгоок! (ВоШ), Аго-Ьш1<11тагй1па1;а ЗиЪЪ. ,&1оЪого1а11а ага^опеп-
б±б (Ыи±ъ.), что позволяет относить эту папсу к зоне Аоаг±п1па
Ъи11Ъгоок±. Мощность 3,5 м.

Выше с постепенным переходом залегают:

Пачка XIX. Известняки белые и серовато-белые с мелкими диско-
циклинами и оперкулинами:О.а1рхпа Роит.,0.-Ы1гасепБ1в й'Атсй.,
в кровле - пласт с крупными ассилинами. Это так называемая"зона
мелких нуммулитов". Отложения заключают нанопланктон зоны р±зсо-
азЪег 8иЪ1о<1оепБ±Б (Музылев, 1980), из моллюсков встречаются
мелкие гладкие устрицы, СЫатуб ХсЮаеиз Моос1., ЗроасЕуХиз зр.
Мощность 7 м.

Пачка XX. Известняки серо-белые, мелоподобные массивные, об-
разующие ровные склоны с неглубокими промоинами, заключают много-
численных фораминифер ЗОНЫ Асагхпхпа го-ЬипсИтагёХпаЪа, в нижних
двух метрах встречаются редкие ассилины и оперкулины.во всей тол-
ще многочисленные остракоды, мелкие устрицы, редкие пектениды,
мшанки, членики лилий, серпулы, крабы. В нижних четырех метрах
заключен нанопланктон зоны РХзсоаз-Ьег БиЪЪоаоепвхБ,	выше - зо-

ны Ншто-Ье-Ьгхпа ГиД^епз (Музылев, 1980). В этом разрезе граница
между отложениями ицрского яруса и лютета может быть проведена,
по-видимому, в основании или внутри "зоны мелких нуммулитов". В
других разрезах и скважинах, где нанопланктон не изучен, ее прове-
дение весьма условно, отсюда затруднительно проследить изменение
мощностей и фаций этих отложений на площади. Приблизительно мощ-
ность их (от разреза к скважинам в районе Бахчисарая и затем сел.
Фруктовое) .увеличивается от 20 до 70-80 м.

Отложения лютетского яруса формировались в условиях вначале
неглубокого, а затем углубляющегося бассейна тепловодного, нор-
мальной солености. Малая скорость осадконакопления не компенсиро-
вала прогибания дна бассейна. Сохранность фауны, отсутствие следов
ее переотложения и деформация даже тонкостенных форм свидетельст-
вует о захоронении ее в относительно малоподвижной части бассейна.

Бартонский ярус

Отложения яруса сложены известняками и мергелями и согласно
залегают на мелоподобных известняках лютетского яруса, будучи свя-
занными с ними постепенным переходом. Перекрываются они согласно
залегающими верхнеэоценовыми мергелями. Бартонские отложения вы-
ходят в продольной долине между Второй и Третьей грядами, вскрыва-
ются в отдельных обнажениях по Альме у Бахчисарая, а также в сква-
30

л
I
а
с
с
с
ц
э
к
р:
Т1
б)
г
к

пз
ах
(I
СИ

в
ко
к

сл
се;
вы
ПО!
фе]
пр;

са!
НО

сел
фор
П1С
3,С
хинах. Представлены они двумя литологическими различными толщами
пород: внизу мелоподобные почти чистые известняки иногда желтова-
того цвета, в верхней - светлые при выветривании и коричневато-се-
рые в свежем состоянии тонколистоватые мягкие мергели с прослоями
серых мергелистых глин и глинистых известняков с большим количе-
ством рыбной чешуи Ъуго1ер±8 саисазАса Нот., изредка встречаются
целые скелеты рыб и мелкие чешуйки представителей других видов.
Эта толща мергелей хорошо прослеживается не только в Юго-Западном
Крыму, но и по всему Югу СССР и представляет собой хороший марки-
рующий горизонт, получивший название думского или просто горизон-
та с 1>уго1ерхз саисазхса.По планктонным фораминиферам в отложениях
бартонского яруса Крыла выделяются зоны: НааЬкепХпа а1аЪатепзхз
И &1оЬ1§ег1па ’Ьтлгстепхса. По нанопланктону эти отложения отнесены
К верхам ЗОНЫ Паппове±г1па Ги1§еп& и Не-ЫсиХоГепезЪга итЪИхоа.

Для этих отложений характерны бентосные фораминиферы:Асагх-
п!па ±г1р1ех 5иЪЪ. ,Аз±ег±|§ег1па з-Ьа11хзега К^а^еVа, СхЪхсхйез
гтторПНиз (битЪ. ) (куберлинСКИЙ горизонт), СхЪ1сх<1ез ру^теиз
1Нап±к) (керестинский горизонт) ,Во1ху1па азхаЫса Могоз. (кум-,
ский горизонт) (Веселов, Григорович, Савенко, 1973).

Отложения бартонского яруса обнажаются на правом берегу Альмы,
в 800 м к востоку от сел.Приятное Свидание, где на известняках с
комплексом фораминифер зоны Асат1п1па го-Ьшк1хтаг§хпа1;а, относимых
к лютетскому ярусу, залегают:

Пачка XXI. Известняки светлые желтоватые массивные с многочи-
сленными желтыми пятнами и полосами ожелезнения, с голубовато-
серыми пятнами окислов марганца, плотные, с ячеистой поверхностью
выветривания. Граница с подстилающими известняками проводится по
появлению &1оЬхзегарз1з зиЪс<хп§1о1?а±из и комплексами форамини-
фер зоны Нап±сеп1па а1аЪатепз1з. Для этих известняков характерно
присутствие нанопланктона средней части зоны Налпо-Ье-Ьгхпа Ги1-
$епз (Музылев, 1980). Видимая мощность 5-4 м.

В стенке заброшенного карьера приблизительно в 150 м от опи-
санного обнажения вскрыты аналогичные известняки (3,5 м), возмож-
но частично надстраивающие разрез.

Вышележащие отложения обнажены в склонах небольшой горки у
сел.Приятное Свидание:

Пачка ХХЛ. Мергели коричневатб-серые со смешанным комплексом
фораминифер ЗОН Нап±сеп1па а1аЪатепз1з И &1оЪ1§егхпа ±игкте-
Шса, нанопланктон зоны йапио±е±гхпа ТиХдепз.Видимая мощность
3,0 м.
Пачка XXIII. Мергели кофейного цвета, легкие, с многочисленны-
ми остатками рыбной чешуи и скелетов рыб, планктонными форамини-
ферами зоны сьоЪхеегхпа -ЬигктэпХса, нанопланктоном ПОДЗОНЫ Мзсо-
азЪег за1рапепз1з. Видимая мощность 20 м.

Эти отложения выдержаны по своему литологическому составу, мощ-
ность их составляет до 80 м. Нижняя часть разреза содержит бога-
тый комплекс моллюсков: Агса йхз'Ып.с’ЬхззХта Мауег, С1усутегхз
рзеийориДдгХпа’Ьиз (ОгЪ.), СЫатуз зо!еа (ВезЫ), Ьхта пити1гЬ1са
СитЪ., ЗропйуХиз тетогаийиз Уазз., СгаззаЪеИа ЬЖйа Уазз.

В бартонский век морской бассейн несколько сократился, на
всей площади в условиях нормально-соленого моря происходило нако-
пление глинисто-карбонатных илов. Мелководье населяли губки, мол-
люски с толстостенными раковинами, нуммулиты, на больших глубинах
обитали мелкие фораминиферы, моллюски, рыбы. В конце бартона в
думское время в условиях сероводородного заражения накапливаются
осадки с повышенным содержанием органического вещества, в которых
преобладают рыбные остатки, а также планктонные фораминиферы.

Приабонский ярус

Нижняя граница приабонского яруса совпадает со сменой легких
тонколистоватых коричневых мергелей бартонского яруса светлыми
мергелями. Переход постепенный, но быстрый, граница отчетливая.

Мергели приабонского яруса серо-зеленые, голубовато- и зелено-
вато-серые толстослоистые, переходящие прослоями в глинистые. В
своей верхней части они представлены желто-бурыми известковистыми
глинами. Перекрываются мергели приабонского яруса залегающими вы-
ше с размывом породами олигоцена.

Отложения приабонского яруса распространены на всей площади
Альминского прогиба, вскрываются в обнажениях в окрестностях сел.
Приятное Свидание, Почтовое, в низах разреза горы Кызылджар, в
долине Альмы, в карьере цементного завода близ Бахчисарая.

Мергели приабонского яруса охарактеризованы внизу комплексом
микрофауны с преобладанием планктонных фораминифер зоны крупных
глобигерин, состав которых довольно постоянный, вверх по разрезу
он сменяется комплексом зоны ВоНухпа агйе^гезза, самая верхняя
часть которой выделена как слои А1таепа -Ьаигхса (Печенкина,
ТЭТЕ).

Отложения приабонского яруса содержат комплекс нанопланктона
ЗОНЫ Рхзсоаз"Ьег ЪагЪасИепзхз, включающий ПОДЗОНЫ СЫазтоИ’Ышз
оатагиепзхз, Тз'ЬтоИ'Ыхиз гесигуиз, ЗрИепоШИиз рзеийогайхапз.

В отложениях верхней части приабонского яруса встречены ха-

32
рактерные для верхов верхнего эоцена моллюски: РгореатиззЛит
Га11ах (КогоЪ.), йв'Ьгеа дие±е1е’Ь‘Ы (Нуз!;.).

Отложения нижней части приабонского яруса выходят в ряде об-
нажений в окрестностях сел.Приятное Свидание:

Пачка ХХЕУ. Мергели голубоватые и светло-серые глинистые с
крупными &1оЪ1йег1па. Видимая мощность 60-70 м.

На южном склоне горы Кызылдкар в районе сел.Почтовое обнажа-
ются отложения самой верхней части приабонского яруса, снизу вверх
по разрезу выходят:

Пачка ХХЕУ. Мергели светло-серые с зеленоватым оттенком плот-
ные с фораминиферами зоны крупных глобигерин и нанопланктоном
подзоны 1з±то111;киз гесшгуиз. Видимая мощность 10 м.

Пачка ХХУ. Мергели зеленовато-светло-серые, слабо ожелезнен-
ные с фораминиферами зоны Во1±у±па ап-Ье^гезза, крупными Руопо-
с1оп±е дие1;е1е±х (Муз!.), Рзеийоатиззхит каискесогпех (Коеп.).
Мощность 15 м.

Пачка ХХУ1. Глины желтовато-бурые слабоизвестковые алеври-
тистые с многочисленными фораминиферами АЕшаепа -Ьаигхса Затох!,.
моллюсками РтореатиззЛит Ра11ах (КогоЪ.), Ргорзатиззхит каискесо-
тпе! (Коеп.), РеспоЛопЬе дие±е19-Ы (Ыуз-Ь.). Мощность 3-5 м.

Слои с Зркепо1х±киз рзеиЛогасИапз в этом разрезе выделить
не удается из-за отсутствия индекс-вида и ЗркепоЦ-Ькиз ргеал-
з-ЬепЬиз ВгатЛ.еЛ №Ио. В верхней части появляются многочисленные
НаЫсиРоГепззЛга сИсЛуоЛа (Ве±1.е± Рез1;)и СооооИЛкиз зиЪёНз'Ы-
окиз (Но±к е± Нау). Выше с размывом залегают отложения олигоце-
на.

Отложения приабонского яруса фациально выдержаны, мощность их
достигает 130 м.

Осадконакопление в приабонском веке происходило в теплом от-
носительно глубоководном бассейне нормальной солености, однако в
конце века начинается регрессия, имевшая региональный характер.

ОЛИГЭЦЕН

Олигоценовые отложения широко распространены в Юго-Западном
Крыму, однако на поверхность они выходят лишь в районе  Кызылд-
жар и в долине Альмы. На остальной территории они покрыты неоге-
новыми отложениями и вскрываются только скважинами. Сложены они
преимущественно глинистыми, в нижней части слабо песчанистыми об-
разованиями. Олигоценовые отложения представлены своим нижним
подотделом, где выделяются отложения майкопской серии, подразде-
ляющиеся на планорбелловую, молочанскую и серогозскую свиты, ко-
3-1314	33
торые в свою очередь делятся йа подсвиты (слои).

Майкопская серия

Планорбелловая свита

Планорбелловая свита представлена кызылджарскими и зубакински-
ми слоями: нижние сложены переслаиванием алевролитов и алеврити-
стых слабо известковистых глин, верхние - преимущественно глинами.

Кызылджарские слои обнажаются лишь на южном склоне горы Кызыл-
джар в районе сел.Почтовое, выполняют Альминскую впадину и сложе-
ны алевритистыми глинами, алевритами и песчаниками. Залегают эти
отложения с размывом на зеленовато-серых глинах приабонского яру-
са. В основании слоев наблюдаются еще три горизонта размыва с мел-
кой галькой. Из-за отсутствия на границе резкой смены литологиче-
ского состава пород многими исследователями эти размывы не были
установлены и традиционно считалось, что переход от отложений
эоцена к олигоцену здесь постепенный. Перекрываются отложения кы-
зылджарских слоев залегающими согласно породами зубакинских слоев.
В разрезе горы Кызылджар снизу вверх выделяются:

Пачка ХХУП. Глины серовато-желтые слабоизьестковые, включа-
ющие раковины: НисиХа зыХсХХега Коеа.,Лиси1ааа скаХитХса (Ко-
гоЪ.), СагсНХа кХсхХ (НуБ'Ъ.е'Ь Мез!.), ТкуазХга обХиза (ВеугХск),
и др., фораминифер зоны ВепИсиХХаа кеггтапп!. Нанопланктон отве-
чает зоне СоссоИ’Ыгаз зиЪсИз-ЫсВиз. Мощность 6-7 м.

Пачка ХХУШ. Переслаивание песчаных известковых глин желто-
вато-серого цвета и серых песчанистых алевролитов и песчаников.
Здесь обычны: НисиХа зиХсХГега Коеп.,НисиХааа сИайитХса (КогоЪ.),
СагсЦ-Ьа кХсх! (ЛузХ.е'Ь УТезЪ.) ,ТИ.уазХга оЪЪиза (ВеугХск) ,Рзеш1о-
ашиззХит каискесогае! (Коеа.) ,Ьаем±саг(11ит о±п^иХа±ит (ОоЫГ),
Суг-ЬоНагХа аа§ивга (Луз-Ь.) .ВеаХаХХшп аси±ит НеЪег-Ь. ,Сазз±<1агХа
сГ.аойоза (ЗоХ.),ТогааЬе11а зхтиХаХа ЗоХ., ИЗ фораминифер преоб-
ладают Ееа’ЫсиПаа кеггтаапх (Ааскгеае), много радиолярий. Нано-
планктон ЗОНЫ СоссоХХХВиз зиЪ(11з1хсИ.из, зоны НеХхсороа-ЬозрИаега
геХхсиХаХа. Мощность около 8 м.

Перекрываются отложения кызылджарских слоев глинами зубакин-
ских слоев. Отложения кызылджарских слоев на территории Юго-За-
падного Крыма детально не прослежены, в скважинах Альминской
впадины их мощность увеличивается до 72 м.

Зубакинские слои сложены темно-серыми плотными глинами не-
известковыми, залегающими согласно, но с отчетливой границей,
34
на породах кызылджарских слоев. Перекрываются они согласно зале-
гающими глинами остракодовых слоев. По фораминиферам эти отложе-
ния отнесены к зоне Зр1хор1ео-Ьал1т1па пя-мпа^а, комплекс моллю-
сков в них сходен с комплексом подстилающих отложений кызылджар-
ских слоев, однако отличается значительной бедностью. Обнажаются
породы зубакинских слоев в разрезе горы Кызылджар, а также в доли-
не Альмы у сел.Зубакино. На большей площади Юго-Западного Крыма
они перекрыты отложениями неогена. В разрезе горы Кызылджар слои
слагают верхнюю часть разреза.

Пачка XXIX. Буроватые и темно-серые неизвестковистые глины, в
нижней части слабо карбонатные. Здесь особенно многочисленны:
СагсШа к!сх1 (ТТуз'Ь.е’Ь Юезй),0огЪи1а(Уаг1согЪи1а)21ЪЪа зи.Ър±зшп
СтШе! е! ТЬеоЪ., Веп±а11ит асийит НеЪегЪ,ТогаМе11а япттЛ я.±я Зо1.
Видимая мощность около 10 м. В разрезе у сел.Зубакино их видимая
мощность около 50 м, в Северо-Альминской стратотипической скв.4к-
116 м.

Молочанская свита

Отложения молочанской свиты, выделяемые еще как остракодовые
слои встречаются в отдельных скважинах наиболее погруженной части
Альминской впадины. Представлены они:

Пачка XXX. С^рые и желтовато-бурые известковистые глины с
большим количеством остракод, где преобладает вид Вузороп±ооур-
г!з о112осаэп1оа (2а1.). Мощность 10-35 М.

Серогозская свита

Отложения этой свиты в Альминской впадине выделяются условно
по положению в разрезе. Так же,как согласно их подстилающие ост-
ракодовые слои, они установлены в нескольких скважинах в наиболее
погруженной части впадины.

Пачка XXXI. Глины серые неизвестковые, загипсованные, оже-
лезненные мощностью до 40 м.

Этими отложениями заканчивается разрез палеогена Юго-Западно-
го Крыма. Выше трансгрессивно с размывом и большим перерывом в
осадконакоплении залегают породы неогена.

Олигоценовые отложения в лланорбелловое время формировались
в морском бассейне с соленостью близкой к нормальной, с терриген-
ным , преимущественно глинистым осадконакоплением. В начале оли-
гэцена с прибрежных приподнятых участков суши, располагавшейся к
югу, происходит интенсивный снос осадков в бассейн, где в услови-
ях относительного мелководья происходит накопление алевролито-

35
песчаных отложений, содержащих остатки нормально-морских форами-
нифер, моллюсков и остракод. В позднепланорбелловое время в усло-
виях относительного глубоководья формировались глинистые образо-
вания, В молочанское время повсеместно накапливались известкови-
стые алевритистые глины, содержащие характерные для них комплексы
моллюсков и остракод, свидетельствующих о некотором понижении со-
лености в условиях замкнутого бассейна. В серогозское время вновь
начинается накопление бескарбонатных илов с большим содержанием
неразложившегося органического вещества, пирита, что свидетельст-
вует о сероводородном заражении природных вод.

НЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА

Отложения неогеновой системы на территории Юго-Западного Кры-
ма представлены морскими терригенно-карбонатными отложениями мио-
цена и морскими и континентальными терригенными образованиями
плиоцена. Миоценовые породы распространены широко и прослеживают-
ся от мыса Фиолент до Симферополя, достигая максимальной мощности
(около ТОО м) в Альминской впадине. Они обнажаются в Третьей гря-
да Крымских гор.

Отложения плиоцена выполняют Альминекую впадину и обнажены
вдоль берегового обрыва от Севастополя до оз.Кызыл-яр, а также сла-
гают северные склоны Третьей гряды гор.

Неогеновые отложения залегают моноклинально с небольшими угла-
ми падая на северо-запад, трансгрессивно на подстилающих отложени-
ях майкопской серии и более древних толщах.

На рассматриваемой территории могут быть выделены отложения
тарханского, чокракского, караганского, конкского, сарматского и
моэтического региоярусов миоценового отдела и понтический, ким-
мерийский и куяльницкий региоярусы плиоценового отдела неогеновой
системы, принятые для Восточного Паратетиса, так кате в это время
бассейн на территории Юга СССР имеет полузамкнутый характер и от-
личается своеобразным осадконакоплением. Вопросы стратиграфии нео-
геновых отложений рассмотрены в работах Н.И.Андрусова (1686),
З.Л.Маймин (1951), Л.М. Голубничей (1969), Л.С.Белокрыса (1976),
В.Н.Семененко (1975), А.В.Чекунова, А.А.Веселова, А.И.Галькмана
(1976), А.В.Кожевникова и Н.Н.Найдиной (1983), М.В.Муратова
(1954, 1960, 1969), М.Ф.Векличем и Н.А.Сиренко (1976), В.И.Баба-
ком (1961).

I
I

С
т

I

Е
I
I
Е

Р
ь
р
с

I

Н
3
С

Е

I

Е

I
(
ё
МИОЦЕН

Тарханский региоярус

Отложения тарханского региояруса на территории Юго-Западного
Крыма почти повсюду размыты предчокракской трансгрессией и отме-
чаются лишь в районе мыса Фиолент. Залегают эти отложения на под-
стилающихся образованиях с размывом, перекрываются согласно зале-
гающими отложениями чокрана. Представлены они устричниками, состо-
ящими из Сгаезоз1;геа ^гурИоИев (ЗоЫо^Ь;. Мощность около I м.

Чокракский региоярус

Отложения чокрака залегают повсеместно с размывом и широко
распространены на территории Юго-Западного Крыма, вплоть до север-
ного склона Третьей гряды Крымских гор. На поверхность они выходят
по р.Бельбек, в обнажениях в районе г.Севастополь. Представлены
они в большинстве случаев зеленовато-серыми известковистыми пес-
чаными глинами с прослоями песка (2-14 м), а на мысе Фиолент, в
районе Георгиевского монастыря - песчанистыми язвестняками-раку-
шняками (5 м) и мелоподобными известняками (1,5 м), содержащими’
разнообразную фауну чокракских моллюсков, а также Сгаззоз-Ьгеа
^гурИоХДез (5ОЙ1О-Ы1}, переотложенными из размытых здесь отложе-
ний тархана (Жижченко, 1940).

далее чоиракские отложения известны в окрестностях Симферополя
и Зуи, где они представлены светло-серыми и желтоватыми пятнисты-
ми плотными известняками, местами строматолитовыми, с редкими мел-
кими кварцевыми гальками (5 м). Фауна состоит из крупных ВтНа
зр., С аг Лит зр., Рес-Ьеп зр. и неопределимых гастропод (Жижчен-
ко, 1940).

Караганский региоярус

Отложения карагана представляют собой наиболее распространен-
ные отложения среднего миоцена. Их выходы на поверхность просле-
живаются от подножия Третьей гряды Крымских гор, на р.Бельбек, к
северо-востоку от Симферополя, в районе Зуи. Залегают эти отложе-
ния в большинстве случаев трансгрессивно на более древних образо-
ваниях и представлены в нижней части известковыми песчаными гли-
нами, в верхней - песчаными известняками (не более 12 м). Кара-
ганские отложения содержат в основном Зрап1о<1оп-Ье11а денЬШз
(Е1с1ют. ) а также ЗамапеИа апйгиззоу! (Тои1а) ,МоИгехжЬегш.а
^гапсИз АпсГгиз. Завершается разрез фоладовыми слоями.

В районе Севастополя караган сложен известняками с крупными
3х-1314	37
Зрап1о<1оп±е11а зепИШе (Е1с1ш.) и ЗатааеНа агккгиззоу!
(Тои1а), залегающими согласно на породах чокрака. На берегу
Севастопольского залива в составе карагаяских отложений описан
"геликсовый пласт", переполненный наземными моллюсками Не1±х и
пресноводными гастроподами (Андрусов, 1886).

Конкский региоярус

Конкские отложения широко распространены на территории Юго-За-
падного Крыма, они выходят на поверхность вдоль Третьей гряды в
районе Симферополя и в долине Бельбека. Представлены эти отложе-
ния преимущественно известняками-ракушечниками, часто оолитовыми
с прослоями глин, песков, песчаников в нижней части (15-20 м),
здесь найдена фауна моллюсков Рагу1уепиз копкепзХз (Зок.) ,1>ог1рев
пГуеиз (Е1сИк.), Асап±ооаг<11а р1аЬот1 апйгизог! (Зо1.), Егт±11а
ривсЫНа -Ьг±§опи1а Зок.

Сарматский региоярус

На мелководные отложения среднего миоцена в Юго-Западном Кры-
му налегает толща серых и коричневых глин с прослоями песков и
рыхлых известняков с ЕэтШа, относящаяся к нижнему сармату, до-
стигающая мощности несколько десятков метров. Эти отложения посте-
пенно сменяются мелководными известняками и песками среднего сар-
мата. Известняки представлены оолитовыми, фораминиферовыми, раку-
шечными разностями, очень пористыми, часто кавернозными. В соста-
ве ракушников значительная роль принадлежит мактрам и кардиумам.
Отложения верхнего сармата имеют тот же литологический состав, но
более обедненную фауну, состоящую из нескольких видов мактр, а
также наземных и пресноводных форм. В Симферополе в пограничных
средне-верхнесарматских отложениях была обнаружена линза с много-
численными костями млекопитающих: гиппарионов, газелей, жирафа,
носорога, описанных А.А.Борисяком (1914).

М э о т и.ч еский региоярус

Отложения мэотического региояруса представлены в Третьей гря-
де Крымских гор маломощной толщей 2-15 м) желтых и розоватых то
плотных, то рыхлых известняков (местами с прослоями и линзами
строматолитовых известняков), охарактеризованных однообразной фа-
уной двустворчатых моллюсков Соп^егХа и редкими гастроподами.
Эти отложения залегают со следами размыва на верхнем, а иногда
среднем сармате.

В тарханское и .чокракское время на территории Альминской впа-
38
дины в условиях неглубокого теплого моря нормальной солености,
соединявшегося с бассейном Тетис, накапливались преимущественно
глинистые отложения с большим или меньшим количеством песчаного
материала, которые по периферии бассейна замещались песчаными об-
разованиями или биогенными известняками. В караганское время мор-
ской бассейн, более обширный, чем чокракский, был полностью изоли-
рован от вод Мирового океана. В условиях мелководья здесь нака-
пливались детритово-ракушечные, илисто-песчаные и песчаные отложе-
ния. Море было опресненным, донная фауна резко обеднена, мелкоро-
сла и представлена немногими родами и видами, в большинстве своем
эндемичными, связанными происхождением с чоиракскими морскими фор-
мами.

В начале конкского века бассейн вновь приобрел широкое соеди-
нение с Мировым океаном, что привело к повышению солености вод, о
чем свидетельствует наличие здесь -эвригалинных видов. Площадь бас-
сейна была немного меньше караганской. В условиях мелководья нака-
пливались песчаные и ракушечные осадки.

К началу сармата соединение с нормально солеными морями прекра-
тилось, образовался полуморской замкнутый водоем, эпизодически со-
единявшийся со Средиземным морем. В начале среднего сармата прои-
зошли изменения в распределении глубины и фаций, у северного бере-
га Крымского острова море сильно обмелело, в результате чего от-
носительно глубоководные фации раннего сармата сменились в сред-
нем сармате мелководными.

С началом мэотиса началась новая морская трансгрессия и замк-
нутый опресненный позднесарматский бассейн на юге соединился с
морским. В позднем мэотисе в связи с изоляцией бассейна вновь про-
грессировало опреснение. В Юго-Западном Крыму накапливались срав-
нительно мелководные детритово-ракушечные и песчаные осадки.

ПЛИОЦЕН

В составе плиоцена выделяются понтический, киммерийский и ку-
ль ницкий региоярусы, а гурийские слои, соответствующие эоплейсто-
цену, рассматриваются в составе антропогена. Отложения плиоцена
Юго-Западного Крыма представлены .главным образом, континентальны-
ми отложениями, в составе которых выделяются таврская и берегов-
ская свиты, а также кызылджарркие слои, слагающие XI -террасу пред-
горий.

Таврская свита

Таврская свита, впервые выделенная М.В.Муратовым (1954) и

39
выполняющая Алъминскую впадину, сложена лиманно-морскими и пролю-
виальными отложениями галечников, песков, буро-желтых глин и але-
вритов, расслоенных красно-цветными почвами. В своем разрезе она
состоит из шести подсвит - учкуевской, любимовской, орловской, ка
чинской, андреевской и песчановской. Более молодой возраст, но то1
же состав имеет береговская свита (Кожевников, Найдина, 1983). Оп
ределения раковин двустворок и гастропод из разреза севернее доли
ны Бельбека вместе с данными об остатках овернского мастодонта
Маз’Ьай.оп агмегпапзхз Сг.е-Ь.ДоЪ.	сел.Береговое ( и южного склона

ЕТерЬаз тег1й1опа1оз Кез±1.	пос.Николаевка) свидетельствуют о

длительном времени формирования таврской свиты, охватывающем ран-
ний, поздний понт и киммерий. -

В береговых откосах между Севастопольской бухтой и Кызыляр
в северном направлении устанавливается последовательное срезание
и замещение древних элементов таврской свиты более молодыми под-
свитами (рис .1,4, А).

Учкуевская^подсжса^ лежит на цоколе из узловатых сарматских
известняков, в котором улавливаются понижения, тяготеющие к доли-
нам рек Черной и Бельбека. Разрез начинается с серых глин, выше
следует красновато-коричневая почва, сменяющаяся (по ровной грани-
це) серыми, иногда песчанистыми глинами со следами Енутриформаци-
онных размывов. Выше вновь залегает красная почва, над ней по не-
ровной границе размыва окатыши красных глин в песчаном заполните-
ле, затем желто-бурые алевриты, супеси с прослоями песка, с темно-
коричневой почвой в кровле, снова перекрытой коричнево-бурыми од-
нородны?,ш глинами. Максимальная мощность подсвиты к югу от р.Бель-
бека - 20 м.

Продолжение разреза расположено у сел. Любимовка, в правом бор-
ту долины Бельбека. Здесь над глинами лежат две красноземные по-
чвы с комковатой структурой, нижняя с обильными карбонатными жу-
равчиками. Выше идут желто-бурые глины (5 м) и три коричневые по-
чвы, переходящие в красно-бурые. Над ними на высоте 7 м над ур.
м. лежат рыхлые известковистые песчаники (0,5 м) с хорошо сох-
ранившимися раковинами моллюсков (1-й слой с фауной). Выше снова
желто-бурые глины и алевриты (до 12 м мощности). Все это по рез-
кой границе размыва перекрыто косослоистой песчано-галечной па-
чкой. Общая мощность разреза около 7-8 м. На северо-запад по па-
дению галечники сменяются косослоистьмп песками с прослоями плот-
ных песчаников и мелкогалечных конгломератов, разрез приобрета-
ет типично морской облик. В кровле появляются прослои тонкоотму-
40
ченных бежевых алевритов и второй горизонт ракушников мощностью
около 1,5 м, откуда определена большая часть нижнепонтической фа-
уны.Над ним лежат мощные желто-бурые алевриты (до 21 м) рассло-
енные 10-ю горизонтами коричневых и красно-бурых почв. В основа-
нии и кровле педокомплекса коричневые почвовидные горизонты тлеют
признаки гидроморфизма, красноцветные почвы субаэральные. Верх
этого слоя (столбчатые алевриты кофейного цвета) срезан галечника-
1и любимовской подсвиты, слагающей остальную часть разреза между-
речья Бельбека и Качи (рис.1.4, Б). Суммарная мощность учкуевской
подсвиты достигает 50 м, Она отчетливо подразделяется на две ча-
сти.

Нижняя - преимущественно глинистая, лиманно-морская, расслоен-
ная красноцветными и коричневыми почвами, содержит прослои с мор-
ской фауной, верхняя начинается галечниками, песками с прослоем
р 1кушечника и завершается желто-бурыми алевритами с многочисленны-
л почвами и- почвовидными горизонтами. Из нижнего слоя (известко-
вистый песчаник) Т.Г.Китовани были определены: МопосТаспа рзеийо-
заЪхНиз ВагЪ. ,М.с^.рзеи(1оса-Ы1111в ВагЪ., Ргозойаопа о1.1гЫ;ога-
11з ЗсВсж. ,Р.оГ. ехе!жа1с11 Апс1гив.>из верхнего -Мопойаспа рзеи-
1оса-Ы11из ВагЪ. ,М.оГ.рзеи<1оса1;111из ВагЪ.,М.зр.,Ргозо1аопа сР.
ИЪЬогаИз ЕхеЬш. РтозаАаспа зр.,Ьхтаосаг<1хит (?) зр.,Соп§егха
зиосагхпаЪа ВезЪ.», С.зр.,Вге1ззепа сР.,51тр1ех Апйгиз.,Вг.зр.,
□Пасла (?) зр. ,Ме1апорз1з зр. ,Мосготе1ап1а зр. Это ТИПИЧНЫЙ
1жкий понт с фауной одесского известняка. Повторные сборы из тех
слоев были определены Л.А.Невесской: Ргозойаспа Ц-ЬЪогаЫз (ЕсИет.),
ЫтпооегЛиш оР.рйеззае (ВагЪ.), Сеп§етха сагхпаЬа (ВезН.), Рзеи-
1осаЫ11из рйеисТосаЪхНиз (ВагЪ.). Бхйаспотуа (?) зр. ,Тео<1охих
вр. Вместе с данными об остатках Апапоиз аглетпепзхз Сг.е1.ЯоЪ.
В разрезах у сел.Береговое на северном крыле Альминской впадины,
ни позволяют считать время формирования таврской свиты весьма
продолжительным: ранний-поздний понт-киммерий.

йобшловская подсвита сложена серыми галечниками, состоящими
з крупной прекрасно окатанной гальки верхнеюрских известняков,
имеющих мощность до 10 м. Они расслоены алевритами бежевого и ро-
зовато-желтого цвета на 3 горизонта. Падение очень пологое (1-2°
в северном направлении),мощность галечной пачки в направлении па-
дения постепенно увеличивается, она расслаивается зеленовато-буры-
ми глинами и алевритами и частично замещается ими. Галечники сме-
нятся песками,затем они вновь появляются,опускаясь в левом бор-
ту целины Качи почти до ур.моря. Над песками и галечниками рас-
полагается пачка, желто-бурых алевритов,расслоенных красно-буры-
С	рЗапбулганак к

оз.Кызыл-яр сЛиколаебка у? яП|-1у
; Дзбогаилы лбересобд^^у^-х

мыс Керменчик мысТюбек мыс Диш
ХАЛ— балка Узчи;Кол^\№д$\

-	I -	< Ж*ДГ11111 П IГ1Л—С» ~ - ж-

1ЛЛ

ъка

7

7

2 Яльма^л^

Качинский мыс
сШреебка сКача
си .

ч

рбельбек
с.Любимобка ; с.Учкуебка
! ' <&№

О

о

1^-^лмг.Н лг^пт жлг^тгтг Т1ПППТТП1ЛПГ Т^ПГТОТ ППГЛе'М' И
Ню.1.4. Газроэ тиврокой и бсрсговской свит между городами Евпаторией и
Севастополем(по А. В.Кожевникову): А - между оз.Кызыл-яр и сел.Андреевка: Б -
между сел.Андреевка и Учкуевка; 1-6 - лиманная таврская свита: I - учкуевская
подсвита; 2 - любимовская подсвита; 3 - орловская подсвита; 4 - качинская под-
свита; 5 - андреевская подсвита; 6 - песчановская подсвита; 7 - береговская
свита; аллювий: аШ-1У - речных пойм, низких террас и овражных выполнений, IX-
николаевской террасы, X - крикуновской террасы, XI - кызылджарской террасы. .
1^2 аллювий: I - транзитный галечный основной долины, 2 - овражный боковых
притоков; 3 - лиманно аллювиальные пески, пески с галькой; 4-6 осыпные накоп-
ления: 4 - карбонатные мелкощебнистые (1-3 см) с рыжеватым известковисто-суг-
линистым заполнителем; 5 - щебнистые (5-Л0 см) с небольшим количеством сугли-
нистого заполнителя; 6 - крупнощебнистые и дресвяные с незначительным коли-
чеством заполнителя, в том числе покровные полуфацйальные накопления поверх
галечного аллювия, террас: 7 - пролювий, преимущественно мелкодресвяный (I-
3 см), карбонатный современных конусов выноса; 8 - пролювиальные и пойменные
суглинки; 9 - делювий алеврито-песчаный и мелкодресвяный (0.5-1,0 см), преиму-
щественно карбонатный; 10-12 - оползневые накопления: 10-1 и П генерации,
глины с глыбами песчаников; П-Ш генерации, глины со следами течения материала,
12 - крупные глыбы и отторженцы песчаников; 13 - современный дерново-почвенный
слой; 14-15 - террасы: 14 - эрозионно-аккумулятивные с покровом галечного ал-
лювия; 15 - эрозионные; 16 - зона выветривания в дочетвертичных породах; 17 -
дочетвертичные породы; 18 - номера террас и их относительные высоты (в метрах
над руслом); 19-20 - абсолютные высоты (в метрах): 19 - поверхностей; 20 -
тальвегов русел; 21 - тальвегов бокового притока, выходящий к основной долине
ми, красно-коричневыми и коричневыми пачками разной мощности и
степени выраженности (до девяти горизонтов). Суммарная мощность
подсвиты около 30 и.

Орловская подовита. Близ левого борта долины Качи над глинами
и алевритами любимовской подсвиты лежат галечники с прослоями пе-
сков, алевритом мощностью 5-6 м, начинающие разрез орловской под-
свиты. Ниже лежат желто-бурые глины также около 5 м с единствен-
ной, но очень яркой красно-бурой почвой. В правом борту долины
Качи эти галечники появляются на высоте всего 6-7 м над ур.м. Они
постепенно опускаются к пляжу, замещаются и надстраиваются песка-
ми, имеют резкие срезающие границы отдельных слоев, ярко выражен-
ную косую слоистость. Пески в свою очередь сменяются желто-бурыми
супесями, выше лежат желто-бурые алевриты, желто-бурые пески с
прослоями мелкой гальки, снова желто-бурые, иногда розовато-бурые
алевриты с 2-3-мя красно-бурыми почвами. Суммарная мощность орлов-
ской подсвиты до 25 м.

Качинскач подсвита:у южной окраины пос.Кача она резко срезает
любимовскую подсвиту, прислоняясь к ней, и слагает береговой откос
между пос.Кача и сел.Андреевка. Прислонение отмечено галечниками,
к северо-западу которые быстро замещаются песками, супесями, жел-
то-бурыми алевритами. Последние расслоены почвами, почвовидными
горизонтами, горизонтами заиливания - красно-бурыми, коричневыми,
коричнево-бурыми. Общее их число 10-12. Суммарная мощность подсви-
ты - 25-30 м. Наиболее полный разрез глинисто-алевритовой пачки
с многочисленными почвами расположен близ пос.Р^ача и Качинского
мыса.

- Авдеевская подсвитач'лежлу Качинским мысом и сел. Андреевка
устанавливается еще одно песчано-галечное прислонение, нацело
срезающее качинскую подсвиту. Это подсвита таврской свиты. Наибо-
лее полные ее разрезы расположены близ сел.Андреевка и у мыс.Лу-
кулл. У прислонения наблюдается общий красный, красно-бурый тон
алевритов за счет перемыва качинских красноцветных почв. Севернее
преобладают желто-бурые пески, супеси, алевриты, появляются гли-
ны, в них почвовидные горизонты, красно-бурые пески (до 6). Почвы
значительной мощности (0,7-1,2 м) с крупными известковистыми жу-
равчиками. Между сел.Андреевкой и мыс.Лукулл в средней части пачки
алевритов появляются линзы песчаников. Они вложены в алевриты,
срезают почвы. Над ними еще один педокомплекс из трех коричнево-
бурых почв. Выше снова линзы песчаников с тремя горизонтами почв
коричнево-бурой окраски. В тех случаях, когда песчаники выклини-
ваются, среди глин появляются горизонты заклинивания (более 10),
ГЬ

зами
пе-

тод-
эн—

я

Они

зка-
кен-
рыми

урые
рлов-

почв становится больше, в кровле появляются красно-бурые разно-
сти.

Андреевская подсвита прослеживается в основании разреза мыс.
Керменчик при устье р.Альмы. Близ уровня моря это зелено- и желто-
бурые супеси с выклинивающимся болотным горизонтом в средней ча-
сти и кроющей кирпично-красной почвой (3,2 м), выше песок, глини-
стый, желтый, красновато-бурый, светло-бурый, переходящий в песча-
нистые желто-бурые глины (2,5 м). В кровле они сургучные, кирпи-
чно-красные, за счет почвообразования (2,5 м). Выше выклинивающий-
ся прослой гравийного песка (0,5 м) и мощные алевриты желто-буро-
го цвета с почвовидными прослоями и коричнево-бурыми почвами бо-
лотного типа в верхней части (5 м). Далее вверх толща опесчанива-
ется - преобладают супеси, светло-бурые с почвовидными горизонта-
ми (до 5 м) и кирпично-красными почвами в кровле (10 м). Мощность
андреевской подсвиты достигает 40-50 м.

Песчановская подсвита. Андреевская подсвита косо срезается

зает
откос
ами,
жел-
уде
ымде,
дсви-
ки
го

:а

ибо-
Лу-
'ОН
рнее
’ЛИ-
[очвы
жу-
пачки

)ВО-
ючв
[НИ—

прислоненными к ней галечниками мощностью 2-3 м. Выше лежат бурые
супеси (5-6 м), далее прослой песка, мелкой гальки с темно-серым
почвенным горизонтом (2,5 м), затем снова идут комковатые светло-
урые супеси, алевриты, глины (3 м) с коричневой почвой в верхней
Трети. Эта часть разреза явно моложе андреевской подсвиты и, учи-
тывая прислонение, может быть обособлена в самостоятельную песча-
яовскую подсвиту. Видалая ее мощность всего 15-20 м. К сожалению,
разрез песчановской подсвиты фрагментарен. Она в значительной мере
уничтожена при формировании широкой долины Альмы. К северу от ее
толины у сел.Береговое (устье Западного Булганака), а затем у оз.
-эгайлы обнажается береговская свита.

Суммируя мощности каждой из подсвит, для таврской свиты полу-
хается величина, равная 200-250 м, что вдвое больше мощности, за-
Ексированной бурением в устье Альмы в наиболее прогнутой части
Альминской впадины. Естественно предполагать там неполноту раз-
реза свиты, выпадение каких-то его частей в связи с перерывами в
ссадконакоплении, возможное клиноформное наращивание разреза в
Северном направлении.

Среди родов остракод, обнаруженных в разрезах таврской святы
-сть ЧИСТО морские (Не-ЬвгосуЫхегеХз, ЪохосопсЫа, Хез±о1еЪег±з,
5вр-Ьооу±}1еге,Тут11епосу±11еге ,Ваоупе11а) , выпержи-вяющие значитель-
ное опреснение ( 2опЬот1е11а, Коуа1еузк1е11а, Сазр1о11а, Сапйо-

СургХз, Сург1<1е15, А^1а1ооург1з, 111ос1рг1з) и чисто пресно-
водные ( Ас1уепоаург±з,РагМпи1а) .Представители открытых бассей-

-б),

45
нов явно преобладают. Эти данные позволили в разрезе таврской
свиты выделить до 70-ти прослоев с морской фауной. Морской гене-
зис осадков, содержащих остракоды, особенно очевиден для фауни-
стически охарактеризованных горизонтов учкуевской и андреевской
подсвит. В любимовской, орловской, качинской, песчановской и бе-
реговской подсвит набор остракод свидетельствует о большой опре-
сненности бассейна в соответствующие моменты времени, однако при-
сутствие понтониелл и бакунелл позволяет говорить о несомненной
его связи =е морем, обладавшим -значительной соленостью.

Таким образом, морской генезис целого ряда горизонтов рассла-
ивающих таврскую свиту является безусловным, и в этой связи пози-
цию Б.А.Федоровича (1928) и В.И.Славина (1977) следует считать бо-
лее правильной, чем представления о чисто континентальном генези-
се таврских пестроцветов. Обращает внимание приуроченность морских
слоев к базальным частям подсвит. В ряде случаев прислонения од-
ной подсвиты к другой (качинской к орловской, песчановской к анд-
реевской) могут рассматриваться как абразионные. Вместе с тем
присутствие остракод характерно далеко не для всех интервалов раз-
реза, остракоды полностью отсутствуют в суглинках, содержащих по-
гребенные почвы.

При рассмотрении бормирования континентальных горизонтов тавр-
ской свиты следует отдавать предпочтение пролювиальной форме седи-
ментации или считать мелкозем вместе с подстилающими его галечни-
ками и песками предгорным аллювием. Этот вариант как основной
рассматривался М.В.Муратовым (1954, 1960, 1964, 1969), М.Ф.Векли-
чем и Н.А.Сиренко (1976). Однако, по крайней мере в береговых
обрывах, пески с галькой и надстраивающие их алевриты, как прави-
ло, оказываются наиболее обогащенными остракодами, т.е. в боль-
шинстве случаев имеют генезис близкий к морскому. Вышележащие гли-
ны и суглинки, в том числе расслоенные погребенными почвами, на-
столько тесно с ними связаны, что о появлении аллювия или пролю-
вия в ныне принятом их понимании говорить не приходится - нет
сколько-нибудь ярко выраженных базальных грубообломочных горизон-
тов. Генезис алевритов и глин следует считать преимущественно ли-
манным. Отсюда многочисленные горизонты заиливания и гидроморф-
ность многих погребенных почв, в том числе красноземных, формиро-
вавшихся при высоком стоянии грунтовых вод. Субаэральные почвы
формировались во время длительных фаз осушения приморских равнин.
Мелкоземистый, песчаный, галечный материал выносился в пределы
мелкоморий реками, стекавшими с Первой гряды Крымских гор. Где-
то между Второй и Третьей грядами имело место замещение морских
и лиманных осадков аллювиальными, приморской плоскости - предгор-
ной наклонной равниной. Набор почв в педокомплексах, их-располо-
жение в разрезе в первую очередь оказывается связанным с обилием
поступающего мелкозема и колебаниями уровня водоприемного бассей-
на - климатические влияния существенно затушевываются. Можно го-
ворить о погребенных террасах в смысле М.Ф.Веклича и Н.А.Сиренко
(1976). Однако они будут не аллювиальными, а лиманными. Разрезы
погребенных террас начинаются с морских отложений и завершаются
почвенными комплексами, формировавшимися в условиях периодическо-
го осушения приморских разливов.

Береговская свита

Эта свита под названием "николаевская" была выделена В.И.Ба-
баком (1961). Целесообразность такого выделения была признана и
М.В.Муратовым (1969). Однако предложенное В.И.Бабаком название
выделенной им толщи следует считать не вполне удачным. Николаев-
ской принято называть террасу, расположенную в междуречье Салгира
и Западного Булганака. Береговские слои у сел.Николаевка не обна-
жаются. Предпочтительнее название "береговская свита" (Кожевни-
ков, 1979), так как у сел.Береговое расположен ее опорный разрез
и получена фаунистическая характеристика. Накоплению лиманных от-
ложений береговской свиты предшествовал размыв, существенная пе-
рестройка речной сети Юго-Западного Крыма и локализация речных
врезов в северной части Альминской впадины. В основании берегов-
ского разреза залегают гравелиты, пески, алевриты и красно-бурые
глины андреевской подсвиты таврской свиты. Над ними с резким раз-
мывом лежат галька и гравий, коричнево-бурые алевриты (1,5 м), по-
сле размыва - светлые пески с мелкой галькой, светло-серые глины
(1,5 м),снова супеси, пески, глины (2,3 м), супеси (1,5 м), затем
красновато-коричневые почвы и суглинки (6-7 м). Общая мощность
этой части разреза до 20 м. Характерно отсутствие ярко выраженной
красноцветности. Береговой откос между озерами Богайлы и Кизил-
яр построен аналогичным образом, почему буроцветные слои этих
двух разрезов объединяются в береговскую свиту (Кожевников, Най-
дина, 1983). При датировании возраста береговской свиты следует
вспомнить о находках зубов и бивней овернского мастодонта Маз±о-
1оп агуепепзХз Сг.е-Ь.ЛоЪ.С Соколов, 1883, Фохт, 1887). Здесь нет
других слоев, кроме береговских, где могла бы присутствовать фау-
на подобного типа. Вероятна приуроченность зубов и бивней к' гале-
чным пескам, лежащим в основании береговских слоев, налегающих
с размывом на более древние таврские отложения. Овернский мас-
тодонт является типичным представителем молдавского фаунистиче-
ского комплекса млекопитающих» что в стратиграфической шкале ев-
ропейской части СССР соответствует низам акчагыла-куяльника
(Алексеева, 1971; Никифорова и др., 1976; 1980). Это свидетель-
ствует о раннекуяльницком возрасте береговской свиты, значитель-
но более молодом, чем установленный для таврской свиты, и наличии
существенного перерыва между ними.

Кызылджарские слои занимают водораздельное положение и покры-
вают обширные площади в пределах Третьей гряды Крымских гор, сла-
гая аккумулятивный покров одноименной террасы. Они срезают крас-
ноцветы таврской свиты и являются более молодыми, чем береговская
(николаевская) свита, которую они перекрывают. Они сложены круп-
ногалечным и валунным аллювием из известняков и песчаников сред-
ней-верхней юры в песчано-глинистом заполнителе. Их мощность 3-
5 м. В сторону морского побережья они замещаются гравийно-гале-
чным материалом в супесчано-суглинистом заполнителе, в верхах
разреза имеется красноцветность. Аллювиальные слои террасы венча-
ют разрез мыс.Керменчик к югу от устья Альмы, где они были обосо-
блены и датированы М.В.Муратовым и Н.И.Николаевым (1939, 1941)
самым концом плиоцена. Высота аллювиальных слоев кызылджарской
террасы над долиной Альмы 160 м. Поскольку береговская свита со-
ответствует нижнему куяльнику, аллювиальные слои кызылджарской и
более молодой крикуновской террасы, в разрезе которых присутству-
ют красноцветы, могут быть отнесены к верхнему куяльнику-гурию.
Сравнительно грубый состав аллювиального материала кызылджарских
слоев свидетельствует об активизации речного стока во время их
формирования, существенно более интенсивного, чем современный.

АНТРОПОГЕНОВАЯ СИСТЕМА

В составе антропогена Юго-Западного Крыма выделяется эоплей-
стоцен, плейстоцен и голоцен в морских и континентальных фациях.
Подошва антропогена проводится в основании гурийских (апшеронских)
морских отложений, соответствующих эоплейстоцейу общей стратигра-
фической шкалы.

В разделе рассматриваются главным образом аллювиальные сви-
ты террасовой последовательности речных долин Юго-Западного Кры-
ма (таблица 2).
ЭОПЛЕЙСТОЦЕН

К эоплейстоцену в Крыму относятся так называемые краснокут-
ские (гурийские) слои, выделенные А.Г.Эберзиным (1940) в Чегер-
чинской мульде Керченского полуострова, это глины сравнительно
небольшой мощности (до 30 м). А.Г.Эберзин (1940), В.Н.Семененко,
М.А.Певзнер (1979) указывают для них: Р14аспа «И^гезза Шм
Рге±ззепа сГ.еГоЬмаМ! 1ззе1. ,Рг.ро1утогр11а Ра11. ,Мопо<1аопа ех.
.Со1о-га1;а АпПгиз. ,СогЪ1сп1а Г1ит1па11з арзИ.егоп1са АпАгиз.
Выделяются эти слои в Индольском прогибе и в Присивашье, мощность
их здесь достигает 50-60 м, среди глин выделяются, песчаные пачки-
в середине и.верхах разреза.

В Юго-Западном Крыму их возрастным аналогом является аллюви-
альная свита обширной крикуновской террасы, X по счету, отчетли-
во прислоненной к ХЕ кызылджарской на правобережье Качи. Линия
прислонения трассируется от хут.Крикуновский к низовьям р.Альмы,
в районе мыс.Юэрменчик. Галечники свиты крикуновской террасы раз-
виты у бровки берегового обрыва близ пос.Андреевка, у пос.Кача и
в левобережье р.Кача. Южнее, ближе к р.Бельбек они срезаны после-
дующей эрозией. Аллювиальная свита террасы построена довольно
сложно. В ее разрезе на участке мыс.Лукулл - устье р.Качи выделя-
ется пять последовательно, с частичным наложением прислоненных
друг к другу сегментов, различных по своей фациальной характери-
стике. Смена относительно древних сегментов более молодыми про-
исходит в южном направлении. В районе мыс.Лукулл свита сложена
галечниками, галечными песками, косослоистыми в основании. Мощ-
ность аллювия до 10 м. Близ пос.Андреевка мощность галечников
возрастает до 15-20 м, и они выклиниваются среди желто-бурых су-
песей пойменного типа.

Несколько южнее над супесями находится новый галечный гори-
зонт, он растет в мощности, срезая супеси и прослеживаясь на юг
до Качинского мыса. Здесь в галечниках снова появляются желто-
бурые супеси. Новый галечный врез с косослоистой пачкой в основа-
нии сменяет этот сегмент, растет в мощности, появляются супеси.
В них отчетливо видны три красноцветных почвы, выклинивающиеся к
югу. Следующий врез в подстилающие слои таврской свиты довольно
глубокий, наблюдается севернее пос.Кача. Заполняют его желто-бу-
рые супеси, их мощность достигает 25-30 м. На разных уровнях их
расслаивают красно-бурые погребенные почвы - четыре в нижней ча-
сти, над базальными галечниками, две - в верхней. На супеси свер-
ху налегает еще один галечный горизонт, простирающийся на юг в

49
4-1314
| Таблица 1.2

КОРРЕЛЯЦИОННАЯ СХЕМА ПЛИОЦЕНА-АНТРОПОГЕНА ЮГО-ЗЙПДЩЮП) КРЫМА

	Сио	-От-	Под	- Горизонт (оледенения, межледниковья)	Абс.	Отложения 		С у б а э р а	льны е отложения
	те- ма	дел	от- дел		возр	Черного моря	повий нашпойм.	террас бклоновые накопления.
							 п.В	^ча .р.Бодра^	р.Альм! Филирование рельефа
		го- ло- цен		послеледниковье		новочерномор- й—[ 1 ские слои _|||| 1—3	ш ? ,5 фгЗ.,5	п-1,5 грубощебнистые осыпи,об-  1 вальные накопления,прОлю-  1, 4 вий,оползни Шгенерации в
					0,(1	>	II 11111 1	| ^ловиях расчленения рель-.
				осташковское		новоэвксин.сл.И-	6,5 П-5,5	II-5	делювий Гпе!регляциальные
				оледенение			тгпшпшн	1 "1П] 1 Г| »^пйосВДйныхсовёйЖ'
						Ш-1	3 Ш-8-11.5	щ_12  нерации
ел о	да	да		молого-шёкснинА ское межледни- ковье		трансгрессия		расчленение склонов,форми- рование уступа 1У террасы
	и	да  да	Е да да	калининское оледенение		пост-карангат- ские слои 1У-/ (регрессия)	ПУ-ТТЛ '  20	- 20	делювиальные шлейфы,пери- ту ос гляциальные мелкощебнистые осыпи,формирование ополз- ней П генерации
	Рн	о .			микулинское межледниковье	0,11	карангатские слои		расчленение склонов,форми- рование уступа У террасы
				московское оледенение		постузунлар-  ские слои У-4(	У-24	делювиальные шлей&ы между-
	О							У-40 речья Качи-Альмы к северу от Второй гряды,формирова- ние оползней Г „генерации
		Е-*				(регрессия)	У1-55	
	да			одинцовское межледниковье		узунла^ские		расчленение сююновдформи- рование уступов У1,УП тер- оас . ь .
			В			дре’внеэ'вксин-		
	о		да	днепровское		* нм од	УП-65 '	делювиальные шлейфы между-
		да	да о	оледенение		У1 регрессия	50 ТП1ЩТТ1	У1-50 речья Качи-Альмы к северу
								от Второй гряды
								
<1 1 Н У	П Л Е				к  дихвинское  межледниковье	п я?	палеоузунлар- ские.древне- эвксинские слои оанние		расчленение рельеф рование уступов У1 террас	1<  §г Я.
			ИИНЖИН			0.5С  0,7  1,8  3,0  4,0  5,2	регрессия	3	Ш-80 1Х-8(	) УП-80 галечный аллювий	
							эпичаудинские слои		расчленение рельефа	
							регрессия	3	ТП-120	УШ-100 галечный аллювий	
							чаудинские слои		|	расчленение рельефа	
							предчаудинская регрессия	IX (Николае!	галечники,суглинки с-кра-  5Ьйси1'	сноцветными почвами	
	1 со	6  1 о					гурийские		расчленение рельефа	
							слои	X (крикуно!	1ПИПЯ\	галечники, суглинки с кра-  СНОЦВеТНЫМИ ПОЧВЭМИ	
									расчленение рельефа	
МИОЦЕН ПЛИОЦЕН			3	1 т						
							куяльницкие	XI (кызыддже	1рская) крупногалечный аллювий	
							слои	ш  бер с  ..П1	111ЦЦ11 расчленение рельефа	
									еговская суглинки.супеси с вита	цветными почвами	красно-
			ВЕРХНИЙ НИЖНИЙ]						—		киммерийские  слои	+			
									III 1111111 Расчленение рельефа	
							понтический региоярус	таврская с	лиманные суглинки,супеси с вита	красноцветными почвами,го-  ризонтами галечников	
							дэотический региоярус		глины	
ее левобережье. Максимальная мощность до 10 м. Глубокие врезы,
мощные супеси пойменно-лиманного генезиса,характерные по крайней
мере для качинского сегмента террасы, присутствие красноцветных
почв,свидетельствует о значительной ее древности. Совершенно яс-
но, что при большей интенсивности возднмания Третьей гряды Крым-
ских гор, каждый сегмент террасы получил бы самостоятельное выра-
жение в рельефе, Возникла бы последовательность террас гораздо
более полная, чем та, которую мы наблюдаем в настоящее время.

Отнесение к эоплейстоцену, к гурийскому времени, аллювиаль-
ной свиты крикуновской террасы, выделение крикуновской свиты бо-
лее молодой, чем таврская, береговская и кызылджарская, позволя-
ет по новому подойти к установлению возраста массандровских брек-
чии южного берега Крыма, датируемых сродним плиоценом (Муратов,
1960, 1969), Не отрицая возможности накопления какой-то ее части
синхронно с береговской и кызылджарской свитами, следует предпола-
гать и более поздние генерации глыбовых накоплений массандровско-
го типа, относящиеся к эоплейстоцену. Присутствие красноцветных
почв в крикуновской аллювии свидетельствует о достаточно жарких
и влажных климатических условиях, имевших место в отдельные момен-
ты эоплейстоцена на территории крымских предгорий.

НИЖНИЙ ПЛЕЙСТОЦЕН

Наиболее древним элементом последовательности речных террас
Юго-Западного Крыма является аллювиальная свита николаевской тер-
расы (отн.в.120 м), занимающей междуречье Салгира и Западного
Булганака.и гипсометрически более низкая, чем крикуновская, отно-
симая к эоплейстоцену. Возраст николаевской свиты определяется
со значительной долей условности. Судя по описаниям (Фохт, 1887)
к базальному горизонту ее аллювия приурочены зубы АгсЫ.а±йсоаоп
тег1а1опа1±е Ыее-Ы., поднятые из шурфа у пос.Николаевка. Южный
слон - представитель одесского фаунистического комплекса (Алек-
сеева, 1977; Никифорова и др., 1976, 1980) и, если залегание кост-
ных остатков первичное, терраса не старше среднегурийского вре-
мени (Кожевников, Найдина, 1983).

Однако аллювий николаевской террасы отличается отсутствием
красноцветности,столь характерной для крикуновского уровня. Это
сближает аллювиальную свиту николаевской террасы с плейстоценом
(Бабак, 1961; Веклич, Сиренкс, 1976). Остатки южного слона могут
быть переотложены из слоев, составляющих некогда самые верхи бе-
реговской свиты, или из аналогов аллювия крикуновской террасы,-
52
Такие представления правомерны, ибо николаевская терраса на-
2 ходится в единил ряду с террасами, относимыми к нижнему плейстоце-
ну. Последние сохранились в том месте, где долина р.Западного
Булганака вступает в Третью гряду Крымских гор. По своим размерам
они несоизмеримы с возможностями этого ныне весьма маловодного
а_ потока. Одна из них в левобережье р.Булганака прислонена к кызыл-
джарской террасе, занимающей Булганак-Альминское междуречье, ее
отн.в. 100 м. Вторая сохранилась в виде останца близ сел.Приятное
Свиданье, ее отн.в. около 80 м. В долине р.Булганака она занимает
правобережье и прислонена к николаевской террасе Булганак-Салгир-
ского междуречья. По счету в общей последовательности это УШ и УП
террасы, относящиеся к группе высоких. Расположены они на продол-
жении долины Альмы, выходящей здесь из Второй гряды Крымских гор.
Именно Альма, протекавшая ранее в северо-западном направлении,
а_ формировала аллювий этих террас, содержащих гальку верхнеюрских
пород. Ее современное нижнее течение принадлежало тогда долине
р.Бодрак. Долина Альмы в раннем плейстоцене выходила к низовьям
р.Салгира, где эти реки формировали единую аллювиальную равнину,
превратившуюся впоследствии в связи с общим поднятием Крымского
свода и образованием Третьей гряды Крымских гор, в междуречную
николаевскую террасу, IX надпойменную в общей последовательности.

Раннеплейстоценовый возраст УШ и УП террас так же как и IX
николаевской, кроме гипсометрического положения в рельефе долин,
основывается на том, что их аллювий не содержит признаков красно-
цветности. К ним прислоняются средневысотные У1 и У террасы долин
Альмы, относящиеся к среднему плейстоцену.

СРЕДНИЙ ПЛЕЙСТОЦЕН

Террасы группы средних высот сложены мощным валунным аллюви-
ем - из верхнеюрских прекрасно окатанных известняков Главной гря-
ды. Крупность обломочного материала в разрезах террас, особенно
У1, является их отличительным признаком. Размер валунов достига-
ет 0,3-0,7 м.по длинной стороне, что резко отличает террасы сред-
них высот от высоких, где аллювий преимущественно галечный, и
заставляет предполагать особый, по сравнению с современностью
режим питания потока во время их формирования. Подобная позиция
подтверждается также и тем, что именно на этом рубеже долина
Альмы изменила направление своего течения с северо-восточного на
северо-западное, сместившись в долину р.пра-Бодрак. В процессе
резко усилившейся боковой эрозии в связи с накоплением констра-
4х-1314	53
Б

р	с. Озерное с. Скалистое > Ю
3001

275

250

то

225.

200-

В \350



г.БКермен

обо. Дммонитобый

обр. Мангушский

Вертолетная
площадка	,п

\\ц11.50обрДжиоаирскииу-2о^т-17,5^2



Ш-10.

230
^^1-5

32&

12.

-зоо

/-25 >

'п-1,5

^255 260 "'8>5

^250

290
"П-2,О

275

250

Рис .1.5. Продольный профиль долины
р.Бодрак:

А - сел.Почтовое-овраг Таима; Б -
овраг Такма-гора Б.Кермен. Условные
обозначения см.на рис.1.4
тивно наслоенного валунного аллювия У1 террасы, низкий Альминеко-
Бодракский водораздел был эродирован и р.Альма получила выход в
скромную по размерам долину р.пра-Бодрака, чему, вероятно, спо-
собствовал и некоторый тектонический перекос местности. Перех-
ваты подобного рода весьма характерны для фаз накопления конст-
ративных толщ, когда боковая эрозия рек приобретает экстремальные
значения.

Как показывает детальное картирование террас левобережья Аль-
мы при слиянии с Бодраком и их прослеживание в пределах послед-
ней, выявляется четыре уровня террас (У-УШ), относящихся к сред-
нему плейстоцену. Обширные плоские поверхности У1 террасы здесь
состоят из двух уровней, отделенных друг от друга хорошо выражен-
ным морфологически уступом, несут мощный (до 10-12 м) валунно-—
галечный аллювий и в продольном профиле могут быть обозначены как
У1 и УП террасы Бодрака (Рис.1.5). Последняя из них, УП, крайне
эффектна в правобережье р.Бодрак над сел.Скалистое, где она рас-
полагается на отн.в.42 м на известняках эоцена. При этом терраса
севернее сел.Трудолюбовка в правобережье Бодрака ("Вертолетная
площадка") с отн.в.50 м над руслом оказывается в продольном про-
филе долины более высокой и воспринимается как УШ, наиболее древ-
няя среди террас среднего плейстоцена. Более высокие уровни, от-
носящиеся уже к нижнему плейстоцену, выявляются в долине предпо-
ложительно, к ним видимо могут быть отнесены редкие гальки полого-
го водораздела оврагов Аммонитового-Джидаирского на отн.в.80 м
над руслом, образующие IX террасу р.Бодрак.

Таким образом, при слиянии рек Бодрак-Альма к среднему плей-
стоцену могут быть отнесены четыре террасы - УП.УШ, начинающие
средний плейстоцен и У, У1 - соответствующие второй половине сред-
него плейстоцена. Они попарно оближены, отличаются повышенными
мощностями валунно-галечного аллювия, образуют обширные террасо-
вые поверхности. Именно к этому комплексу У1 - У террас тяготеют
обширные делювиальные шлейфы суглинков и фрагменты пологосклон-
ного рельефа, широко развитые на северных пологих склонах Второй
гряды Крымских гор и выходящие в межгрядовое понижение, где они
отчетливо переходят в поверхности У1 террасы р.Альмы.

Учитывая повышенную мощность и грубый валунно-галечный сос-
тав аллювия У-УШ террас Бодрака .следует считать, что реки то-
го времени были многоводны и нагружены обломочным материалом за
счет присутствия в Крымских горах обширных фирновых полей и, ви-
димо, ледников, размеры которых трудно реконструировать. Валун-
56

Е
I
Г
6

Е
I

Г
Г
г
л

Е

-3

Е
Е
Л
Я

Е
Я

Р

О
в
н
н
т
р
е
я

Е
Е

Т
К
н
т
ж
я
р

Е

I
ные террасы комплекса средних высот зафиксированы и в долинах дру-
гих рек, выходящих из Крымских гор - по Индолу, Кара-Су, Салги-
ру, Больбеку. Их относительные высоты в горной зоне равны 35-
80 м.

В Степном Крыму по целому ряду буровых профилей, пройденных
вкрест простирания долины рек Салгира и Биюк-Карасу (Львова,
1973), над поймой и низкими позднеплейстоценовыми террасами этих
рек можно видеть две аллювиальные толщи, состоящие из базального
руслового песчано-галечного аллювия и вышележащего суглинистого,
пойменного типа. Мощность галечных горизонтов около 5-10 м, суг-
линистых - до 20 м. По крайней мере для верхней толщи прослежи-
вается тесная связь долинных суглинков с междуречными, что дока-
зывает водное происхождение значительной части последних. Это
вместе с общей мощностью выделенных толщ, превышающей соотвестст-
вующие величины для верхнего плейстоцена - голоцена, также позво-
ляет предполагать в среднем плейстоцене необычный для Крыма ре-
жим стока рек. Эти толщи по времени формирования отвечают У1-У
валунным террасам рек Бельбека, Качи, Альмы и продолжают в Степ-
ном Крыму аналогичные террасы р.Салгира.

Обилие мелкозема аллювиального генезиса, отложенного р.Салги-
ром и другими реками в пределах равнинного Крыма, свидетельствуют
о напряженных процессах криогенного, криогидратационного выветри-
вания, шедших в пределах Главной гряды Крымских гор. На ее север-
ном склоне в бассейне р.Бельбека можно видеть весьма протяжен-
ные глыбовые шлейфы дефлюкционно-одолзневого происхождения, сос-
тоящие из глыб верхнеюрских известняков, имеющие несколько гене-
раций. Шлейфы опираются на поверхность У-Л террас р.Бельбека,
его левых притоков* Глыбняки подобного типа есть и на южном скло-
не, но здесь их датировка не столь определенна. Причина возникно-
вения глыбовых накоплений - активизация криогенных процессов,
время формирования - финальные фазы накопления аллювия У1-У
террас. В предгорья в это время поступали значительные массы мел-
коземистого материала. Вынос осуществлялся не только на север,
но и на запад по рекам Бельбеку, Каче и Альме. Суглинки значи-
тельной мощности, сохранившиеся от последующего размыва, просле-
жены под уровнем моря юго-западнее г.Евпатории. В северо-запад-
ной части Черного моря мощные пески, супеси и суглинки под ка-
рангатскими, новоэвксинскими и более поздними осадками, являются
в основном результатом аккумуляции обломочного материала пылева-
той размерности, поставлявшегося в низовья рек Днепра и Днестра
57
I

собр. тальбег

т-ю
/1-8

а^г сСкалистое А.

шоссе ш-8

И-5	\-

шоссе

3 Й5П1-1У	2

/	Ц~ 6

днище оёп/р/еед'е'гЛЛ^Л

—1^-дДк* а

В

<П:1,5

шоссе

сТрудолюбовка йзпму

Вертолетная’
площадка В
\ли-5о



1-3,5

со6р. тальбег

с1зIV
шоссе

УЩ-50

п-6



соор, тальбег

Р . . *5 Й _____________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________^КоР.®^ЭФР‘^йЙФЯа>6» иэыяоЕ8
из перигляциальной зоны Карпат и Русской равнины в среднем плей-
стоцене.

ВЕРХНИЙ. ПЛЕЙСТОЦЕН И ГОЛОЦЕН

Сюда входят аллювий поймы рек, четырех их низких террас, про-
лювий многочисленных крупных балок, а также осыпные и делювиаль-
ные шлейфы. Высоты террас соответственно 3-4, 6-8, 12-15 и 20-25 м.
Пойма, 1 терраса ограничены четкими эрозионными уступами вышележа-
щих элементов рельефа. На П террасу выходят плоские днища крупных
оврагов и балок, их конусы выноса (рис.1.6). Наиболее отчетливо
это видно в приустьевой части оврага Аксу-дере при слиянии с
р.Качей, и в долине р.Бодрак - оврагов Чах-Махлы, Такма, Шара и
др. Для Ш и, особенно, 1У террас характерно отсутствие ясно очер-
ченных тыловых швов. К ним с близлежащих склонов опускаются делю-
виальные шлефы, часто весьма протяженные. Аллювий террас галечный,
реже валунно-галечный, как правило, небольшой мощности (2-3 м).
Для П-1У террас характерен покров суглинков - пойменного, делюви-
ального, пролювиального генезиса. Малая мощность аллювия объясня-
ется относительной маловодностью рек этого времени, что в целил,
если сравнивать со средним плейстоценом, связано, с большей су-
хостью климата. Дважды в позднем плейстоцене в пределах Горного
Крыма распространялась перигляциальная обстановка с многолетней
мерзлотой. Это было время формирования пологосклонного рельефа и
делювиальных шлейфов, тяготеющих к 1У и Ш-П террасам. Естествен-
но связывать эти этапы в развитии Горного Крыма с влиянием равнин-
ных оледенений валдайского цикла - калининского и осташковского.
В Степном Крыму на обширных и плоских междуречных равнинах,сфор-
мированных в среднем плейстоцене р.Салгир и его притоками, в это
время эоловым путем накапливались лёссы (до 3-5 м мощности), ибо
в условиях выровненного рельефа и маломощности рек никакие другие
процессы не могли дать такого эффекта.

В тесных парагенетических соотношениях с эоловыми лёссами на-
ходятся делювиальные лёссовидные отложения и выполнения плоских

Рис.1.6. Поперечные профили долины р.Бодрак:

А - в створе оврага Такма; Б - в створе оврага Чахмахлы;

В - северная окраина сел.Трудолюбовка; Г - в створе окрагов

Тендер и Джидяирского. Условные обозначения см.на рис.1.4

балок - деллей, формировавшихся в мерзлотных условиях. М.В.Мура-
тов \1969) объясняет происхождение суглинков водоразделов чисто
аллювиальными процессами. Е.В.Львова (1978) правильно указывает,
что суглинки аллювиального генезиса были характерны для среднего
плейстоцена. Для позднего плейстоцена устанавливается маловод-
ность предгорных рек, вне зоны воздействия которых существовали
плоские водоразделы, что обеспечивало благоприятные условия для
накопления эолового пылеватого материала. Весьма показательна
связь перигляциальных климатических условий и склоновых накопле-
ний в пределах Второй гряды и, в частности, в междуречье Качи и
Водрака. В долине Качи на южном склоне г.Белой, сел.Верхоречье
(рис.1.7, 1.8) фиксируются обширные оползни-потоки глетчерного
типа трех генераций. Оползанию подвергаются глины апта с многочи-
сленными крупными (10-20 м) отторженцами и. глыбами глауконитовых
песчаников верхнего альба. Первая и вторая генерация оползней-
потоков наиболее обширны, имеют площадной характер, водораздель-
ное положение по отношению к современной овражно-балочной сети и
ныне стабилизированы. Следует полагать, что образование и актив-
ное перемещение оползней-потоков этих генераций происходило в
иных, существенно более влажных, чем ныне и, видимо, перигляци-
альных климатических условиях.

Соотношение оползней-потоков и речных террас р.Качи показыва-
ет, что оползневые языки второй генерации располагаются в своих
дистальных частях ниже Ш террасы (отн.в. 13,5 м), но к ним при-
слоняется аллювий П террасы (отн.в. 6,5 м), что позволяет датиро-
вать образование второй генерации оползневых тел второй половиной
позднего плейстоцена и сопоставлять с осташковским оледенением.
Первая генерация в этом случае может быть отнесена к началу позд-
него плейстоцена, к калининскому оледенению.

Рис.1.7. Разновозрастные оползни-потоки на южном склоне
горы Белая (окрестности сел.Верхоречье): I - оползневые нако-
пления 1,П,Ш генерации, глины со следами течения материала;
2 - крупные глыбы и отторженцы песчаников; 3 - осыпные накоп-
ления, щебень; 4 - делювиальные накопления, суглинки; 5 -про-
лювиальные накопления; 6 - бровки уступов речных террас; 7 -
эрозионные уступы дочетвертичных отложений; 8 - тропы; 9 -
тальвеги оврагов


I М К Й	н в а ь «
Оползни третьей генерации имеют незначительное площадное
распространение, являются наложенными и в своих дистальных частях
ложатся на пойму (1,5 м) и террасу (4,5 м отн.выс.) р.Качи, что
позволяет датировать их голоценом. Аналогично к верхнему плейсто-
цену и голоцену относятся оползневые накопления и в пределах Ман-
гушской котловины, к северу от г.Сель-Бухра (см.рис.1.8, В).

Связь с перигляциальными климатическими обстановками в позд-
нем плейстоцене отчетлива так же и для склоновых накоплений в
области развития карбонатных пород верхнемелового комплекса (рис.
1.9). Широко развиты мелкощебнистые (1-3 см) карбонатные накоп-
ления с обильным рыжеватым заполнителем того же состава, плаще-
образно покрывающие склоны, днища крупных балок и тесно связан-
ные с участками развития пологосклонного рельефа. Обилие мелко-
земистого заполнителя в склоновых накоплениях Второй гряды Крым-
ских гор несомненно следует связывать с активным морозным вывет-
риванием карбонатных пород в перигляциальных условиях. Склоновые
накопления, достигающие в отдельных случаях мощности 20-30 м -
сел.Глубокий Яр (рис.1.10), северо-западный склон г.Сувлу-Кая,
имеют генезис, близкий к делювиальному. Тесная связь мелкощебни-
стых склоновых накоплений с пологосклонным рельефом и плоскодон-
ными днищами крупных балок, выходящими к уровню Л террасы рек Ка-
чи и Бодрака позволяют относить их формирование к перигляциальным
условиям последнего, осташковского оледенения и тем самым датиро-
вать П террасу самым концом верхнего плейстоцена.

Находка фрагмента скелета мамонта (вероятно МалиттЬкиз рг±т1-
2еп1из (Ыит.) позднего типа) в делювии Мендерского оврага сту-
дентами МГРИ^' также свидетельствует о верхнеплейстоценовом, ос-
ташковском возрасте выполнений плоскодонных днищ оврагов и П
террасы Бодрака.

Датировка комплекса низких террас и склоновых накоплений
кроме их положения в рельефе и общих палеогеографических сообра-
жений, подтверждается находками остатков мамонта и мустьерских

Устное сообщение В.М.Цейслера.

Рис.1.8. Разновозрастные генерации оползневых потоков и
их соотношение с речными террасами:

А,Б - на южном склоне горы Белой у сел.Верхоречье; В-в
Мангушской котловине на северном склоне горы Сель-Бухра.

Условные обозначения см.на рис.1.4.
сл
1

сз

д	н	*:	а .	и	м ш о. •-:

о	Н	н	ГО	го	го «

Л	Л	Гз	1-4	0 0	сл)иЖ>-4^Дк4н

го	со	«<	го А	ооо’аой’аи

ГО О >4 О
ГО И И О
орудний в покрове ТУ террасы на р.Альме, у сел.Партизаны (Мар-
тынов, 1969), орудий финального мустье на поверхности 1У терра-
сы Бодрака, у сел.Озерного, сопоставлением их с пещерными место-
нахождениями.

Очень важны для стратиграфических построений недавно откры-
тые стоянки у сел.Малиновка, в долине Альмы, при пересечении ею
Третьей гряды Крымских гор (Клюкин, Щепинский, 1983). Сто-
янка Малиновка П приурочена к средней части щебнисто-суглинисто-
го делювиального шлейфа, подрезанного нижерасположенной 9-10-ме-
тровой террасой, которую упомянутые авторы считают П надпоймен-
ной. Вероятно это Ш надпойменная терраса Альмы, поскольку в ее
долине есть еще две низкие террасы - П высотой около 6 м и I не
более 4м.

Культурный слой стоянки Малиновка П - кремневые изделия му-
стьерского типа (мустье позднее или среднее). Делювиальный шлейф
с изделиями позднего мустье (Малиновка П), так же как и у сел.
Партизаны, видимо опирался на ТУ террасу, высота которой 20 м.

Стоянка Малиновка I обнаружена в суглинках пойменной фации на
русловых галечниках Ш террасы. В них собраны изделия начала позд-
него палеолита (скребки, резцы, ножевидные пластинки, призмати-
ческие нуклаусы).

Известно значительное число стоянок, в том числе мустье, при-
уроченных к скальным навесам и гротам Второй гряды гор (Киик-Ко-
ба - в долине р.Зуи, Чокурча - в долине р.М.Салгир, Шайтан-Коба-
з долине Бодрака, навес Староселье и т.д.). Перечисленные стоян-
ки не имеют четкой геоморфологической связи с уровнями речных
террас, характеризуются лишь тем или иным высотным положением
над руслом долин, однако представляют значительный интерес для
уточнения климатических обстановок первой половины верхнего
плейстоцена. Интересны две последние стоянки, поскольку они рас-
положены в пределах практики МТУ.

Грот Шайтан-Коба впервые описан Г.А.Бонч-Осмоловским (1930)
1 находится в правом борту долины Бодрака на южной окраинесел.
Скалистое, недалеко от автомоста. Навес располагается на высоте
19-20 м над современным руслом долины и приурочен к рыхлым пе-
счанистым известнякам основания датского яруса. Дно грота сло-
жено щебнистыми суглинками (30 см) с мустьерскими остроконечни-
ками, скреблами, крупными рубящими орудиями. Встречены резцы,
призматические нуклеусы.

Широкую известность приобрела стоянка мустье в правом борту

балки Канлы-дере в г.Бахчисарае (навес Староселье), детально
изученная А. А.Формозовым (1958). Грот здесь также приурочен к
основанию известняков датского яруса и находится на высоте 12-13
м над тальвегом. В 4-метровой толще щебнисто-суглинистых отложе-
ний с крупными глыбами известняков обвального происхождения соб-
рано более 800 орудий и нуклеусов, несколько тысяч отщепов, ко-
торые позволяют относить стоянку к позднему мустье (конец рисс-
вюрма - начало вюрма), т.е. к калининскому оледенению Русской
равнины. В комплексе фауны встречены: мамонт, северный олень,
шерстистый носорог, пещерный медведь, характерные для верхнепале-
олитического комплекса млекопитающих перигляциального климата
предгорий и открытых степей. Здесь же найдено погребение неандер-
тальского ребенка двухлетнего возраста под завалом из крупных
глыб известняков.

Самые низкие долинные уровни (пойма и I терраса) следует от-
носить уже к голоцвхту, поскольку они могут быть непосредственно
сопоставлены с морскими черноморскими отложениями побережья. В
большинстве речных долин горной части Юго-Западного Крыма, уровни
низкой и высокой поймы используются под посадки садов и искусст-
венно обвалованы насыпью от русла, которое углублено и на отдель-
ных участках оказывается спрямленным. Благодаря этому во многих
случаях пойма искусственно превращена в I террасу, что необходи-
мо учитывать в процессе изучения речных долин.

Важным итогом, суммирующим приведенные данные, является кор-
реляционная схема антропогена Юго-Западного Крыма (см.табл.2),
на построении которой следует остановиться более подробно. В ле-
вой части схемы дано стратиграфическое деление на горизонты Рус-
ской равнины, показано положение регрессивно-трансгрессивных мор-
ских отложений Черного моря (Федоров, 1976, 1978, 1988), правая
часть отражает выявленную последовательность событий в пределах
суши применительно к Юго-Западному Крыму. Как и в самом тексте,
в стратиграфической схеме климатический фактор (последовательная

Рис.1.10. Осыпные мелкощебнистые накопления перигляциаль-
ного генезиса, выполняющие погребенные овражно-балочные врезы:
А - на северном склоне горы Сель-Бухра над шоссейной дорогой;
Б - в левом борту р.Бодрак на южной окраине сел.Скалистое; В -
в правом борту овр.Глубокий Яр. Условные обозначения см. на
рис .1.4

67

	
смена ледниковий межледниковьями и наоборот) является ведущим
при формировании особенностей генетических типов отложений, обо-
соблении их возрастных подразделений как континентальных, так и
морских.

Следует заметить, что влияние колебаний уровня базиса эрозии
речных долин за счет регрессивно-трансгрессивных циклов Черного
моря, приводившее соответственно к попятной эрозии и затем к ак-
тивной аккумуляции материала в трансгрессивном цикле, не распро-
странялось далеко вверх по долинам за пределы Третьей гряды и в
Горном Крыму процессы преимущественной эрозии и аккумуляции в до-
линах определялись прежде всего величинами твердого и жидкого сто-
ка, т.е. климатическими причинами. Тектонический фактор приводил
лишь к выведению сформированных аллювиальных свит террас из под
воздействия речной эрозии, формированию террасовых уступов той
или иной высоты.

Схема отчетливо иллюстрирует палеогеографическую последова-
тельность событий,имевших место в плейстоцене: ледниковым гори-
зонтам Русской равнины, когда крупные массы воды концентрирова-
лись в пределах суши в ледниковых щитах, соответствуют регрессии
Черного моря, понижение базисов эрозии речных долин, врезание при-
устьевых их частей. В пределах горной части Юго-Западного Крыма,
в.условиях перигляциального климата,повышенного жидкого и твердо-
го речного стока, преимущественной боковой эрозии русла в это
время происходило формирование аллювиальных свит речных террас по-
вышенной мощности дерстративного типа, делювиальных шлейфов,
перигляциальных оползней-потоков ,выполаживание рельефа в услови-
ях многолетней мерзлоты, что и показано на схеме в ее правой ча-
сти. Межледниковым горизонтам соответствуют трансгрессии Черного
моря, имевшего связь с Мировым океаном, малая водность крымских
рек, и как следствие этого, эпохи врезания речных долин в горах
и предгорьях, формирование эрозионных уступов речных террас, рас-
членение рельефа. В приустьевых частях речных долин (реки Черная,
Бельбек, Кача, Альма и др.), где в ледниковья имели место глубо-
кие эрозионные врезы, в межледниковья происходило их заполнение
ингрессирующими морскими водами, а также заполнение аллювиаль-
ным материалом, поступающим со стороны суши. Все вышеизложенное
прекрасно иллюстрируется современными межледниковыми условиями:
трансгрессивным положением уровня Черного моря, ингрессивным,
подпрудным характером приустьевых частей речных долин (Севасто-
польская бухта в устье Черной, уплощенные и широкие днища Качй
и Альмы), преобладанием процессов врезания и расчленения склонов
в горной части Крыма. В этом отношении голоцен черноморской обла-
сти является прекрасной моделью для понимания межледниковых об-
становок плейстоцена Крыма. Как следствие современного трансгрес-
сивного положения уровня Черного моря отсутствует возможность
непосредственного прослеживания и корреляции аллювиальных свит в
продольном профиле долин рек Юго-Западного Крыма до их смыкания
с соответствующими морскими террасами, ныне затопленными и нахо-
дящимися в пределах морской акватории.

Весьма важным выводом, следующим из анализа и сопоставления
субаэральных и морских отложений Юго-Западного Крыма, является
возможность их совместного использования для построения деталь-
ных стратиграфических схем. Суть подобного подхода в том, что,
имея результаты детального расчленения субаэральных отложений на
основе климато-стратиграфического метода, опирающегося прежде
всего на дробную последовательность аллювиальных свит речных до-
лин, можно детализировать расчленение морских осадков, которое
недостижимо на основе биостратиграфии морского плейстоцена^'.

Результаты полученных исследований наиболее полно отражены
на карте четвертичных отложений междуречья Качи и Бодрака, в пре-
делах практики МГУ. Содержание карты находится в полном соответ-
ствии с предлагаемой корреляционной стратиграфической схемой,
большая часть генетических типов четвертичных отложений, на ней
показанных, описана в тексте, там же сделаны ссылки на продоль-
ные профили долины р.Бодрак.

П. МАГМАТИЧЕСКИЕ ОБРАЗОВАНИЯ

Для понимания геологической позиции и эволюции магматических
образований нельзя ограничиваться их изучением только в
юго-западной части Крыма. Горный Крым является краевой частью
грандиозного складчатого Альпийско-Средиземноморского пояса. Маг-
матические образования в Горном Крыму развиты локально, их доля
в объеме складчатого комплекса менее 1С$.

Магматиты-Крыма изучались Ф.Ю. Левинсон-Лессингом с сотрудни-
ками, В.И.Лучицким, А.М.Зайцевым, А.Е.Лагорио, С.П.Поповым, В.И.
Лебединским, С.М.Кравченко, А.И.Шалимовым, Р.Н.Кочуровой и рядом

Такой подход к интерпретации и сопоставлению субаэральных
и морских отложений вызвал поддержку и у П.В.Федорова, с которым
обсуждалось содержание корреляционной стратиграфической схемы.
других геологов. Для вулканитов во многих опубликованных работах
(Геология СССР, т.УШ, 1969; Левинсон-Лессинг и др., 1933; Лебе-
динский, 1962 и др.) применена старая номенклатура, включая та-
кие термины как "оксикератофиры", "кератоспилиты" и другие, ко-
торые сейчас упразднены (Магматические горные породы, т.1,2,
1985). Значительный разнобой в терминологии и номенклатура геосин
клинальных магматитов Горного Крыма в основном обусловлен тем,
что эти горные породы обычно сильно метаморфизованы; процессы
метаморфизма заметно изменили минеральный, а зачастую и химиче-
ский состав пород, затушевали их структурный рисунок (см.Ш). Для
правильной диагностики магматитов потребовалось "снять" метамор-
фические новообразования и тщательно разбраковать химические ана-
лизы, отбросить наиболее метаморфизованные типы и получить средне'
взвешенные оценки состава по возможности больших объемов горных
пород.

В отношении интрузивных образований Крыма существуют разли-
чные взгляды. Один из классиков отечественной петрографии В.И.Лу-
чицкий (1939) часть интрузивных образований рассматривал как пря-
мые производные тех же базальтовых магм, которые "породили" вул-
канические толщи; другую же часть - как производные гранитоидных
магм. С.М.Кравченко (1957) и В.И.Лебединский (1962) всю гамму
рвущих магматических образований рассматривали как субвулканиче-
ские тела, производные базальтоидных магм. Решение этой проблемы
поможет точнее понять историю геологического развития складчатой
области Крыма и уточнить ее металлогеническую характеристику.

В объяснительной записке к геологической карте масштаба
1:1 000 000 (1986) отмечено трехкратное повторение спилит-керато-
фировой и габбро-плагиогранитной формаций в триасе-средней юре
Горного Крыма, что представляется крайне маловероятным.

Прежде,чем рассматривать геологию магматических образований,
разберем некоторые вопросы терминологии.

О терминологии магматитов

Эти вопросы рассмотрены, основываясь прежде всего на представ
линиях В.С.Коптева-Дворникова (Коптев-Дворников и др., 1972).

Вулканические образования. Породы покровной фации, подводя-
щих каналов извержений, субвулканических тел, независимо от их
микроструктурных особенностей, именуют однотипно, только по сос-
таву: базальты, дациты и др. При субсолидусной перекристаллизации
кремнекислых вулканитов (дацитов, риолитов) нередко образуются
полнокристаллические кварц-полевошпатовые породы мелкозернистые и
70
даже среднемелкозернистые (а не тонкозернистые, как в типичных
вулканитах), но с низкотемпературными модификатт^ями полевых тппа-
тов: альбита, ортоклаза; эти породы следует именовать - дациты
(зернистые) и т.п.

Современная номенклатура вулканитов принята единой для кай-
нотипных и палеотипных пород (Коптев-Дворников и др., 1972;
Магматические горные породы, т.1, 1985; Лутц, 1980 и др.). Этот
подход единственно правильный, так как преобладающая часть вул-
канитов, прежде всего в складчатых областях, в той или иной сте-
пени метаморфизована. Для интенсивно измененных вулканитов реко-
мендуются приставки "мета" (метабазиты и т.п.), для сильно изме-
ненных долеритов (полнокристаллических зернистых пород базальто-
вого состава с офитовой структурой) рекомендуется термин палео-
долериты, вместо упраздненного термина "диабазы”. В литературе
по Крыму встречаются такие термины,, как микродолериты, микродиа-
базы, микродиабазовые порфириты. Первые два термина отвечают ба-
зальтам, третий - порфировым базальтам (базальтовым порфиритам).
Термины "порфириты", "порфиры" или "афириты" применяются для
вулканитов с наличием (обилием) вкрепленников(фенокристаллов)
или при их отсутствии; например, порфировые гиперстеновые андези-
ты, афировые базальты. Термины "порфириты" и "порфиры" без ука-
заний состава пород не имеют смысла. Поясним примерами. "Пирок-
сеновые порфириты" по составу могут быть пикритами, базальтами,
...дацитами; "кварцевые порфиры"- андезитами, дацитами, риолита-
ми. Среди пород долерит-базальтовой группы известны такситовые
типы, для которых характерно чередование участков с базальтовой
(микродолеритовой, гиалопилитовой...) микроструктурой и с доле-
ритовой (офитовой...) микроструктурой; такие породы ниже именуют-
ся долерито-базальтааи.

Современная номенклатура для субщелочных базальтов, андезито-
идов, дацитоидов и петрохимические диаграммы для определения при-
надлежности вулканитов к толеитовой, известково-щелочной, шошо-
нитовой сериям даны в работах ( Тау1ог, 1968; Бе Ван е± а!.,
1986; Роис1е-Ь а!., 1983;Магматические горные породы, т.1,2,
1985; Лутц, 1980).

Вулканические, как и другие стратифицированные толщи, обычно
выделяют в ранге свит. Субвулканические образования близкого
возраста, обладающие рядом сходных особенностей состава, объеди-
няются в субвулканический комплек-с.
Сопряженные вулканические толщи (свиты) и субвулканические комп-
71
лексы объединяются б вулканические серии.

Интрузивные образования. В отличие от вулканитов, которые
формируются в условиях открытой (покровная фация, жерловины) или
полуоткрытой системы (субвулканические тела), т.е. при весьма
низком давлении, интрузивные образования формируются в условиях
закрытой системы, т.е. при существенном или высоком давлении.
По этой причине интрузивные тела (плутоны), сложены полнокри-
сталлическими породами и окружены ореолами контактов© (термаль-
но) -метаморфизованных пород рамы.

Интрузивные образования группируются в интрузивные
комплексы. Они представляют собой совокупность магмати-
ческих и метасоматических образований определенной тектонической
области, связанных единством геологического возраста, рядом пет-
рогеохимических и минеральных особенностей, указывающих на их
происхождение из магм сходного состава в результате сходных про-
цессов эволюции. Интрузивы каждого комплекса могут быть одно- и
многофазными. Интрузивная фаза определяется как
дискретная подача магматического материала из глубинных источни-
ков. Среди образований каждой фазы по структурным или минераль-
ным особенностям могут быть выделены породы главной фации (фации
ядра) и фации эндоконтактов. В каждой интрузивной фазе возможны
внутрикамерные (внутриинтрузивные) инъекции - дополнительные инт-
рузивы (субфазы) и жильные породы так называемого первого этапа
(Коптев-Дворников и др., 1972). Формирование интрузивного комп-
лекса часто завершается подачей из глубоких источников небольших
порций расплава, формирующих дайки глубинного происхождения
(дайки второго этапа, по В.С.Коптеву-Дворникову), и гидротермальны-
ми образованиями. Полихронные массивы сложе-
ны образованиями нескольких интрузивных комплексов.

Породы интрузивных массивов именуются по составу, с указани-
ем зернистости. Интрузивные породы с колебаниями размеров зерен
от 3 до 10 раз выделяются как порфировидные, более 10 раз - как
резкопорфировидные. Термины диорит-порфириты, гранит-порфиры и
т.п. применяются только для пород даек, но не для пород, слагаю-
щих интрузивные массивы. Например, интрузивные габброиды, состоя-
щие из вкрапленников размерил 5-10 мм и преобладающей массы с
размером зерен 0,5-0,? мм, именуются резкопорфировидными мелко-
зернистыми габбро, но не габбро-рорфиритами.

В слабо эродированных складчатых областях, таких как Горный
Крым, развиты интрузивные тела небольших размеров, малоглубинные,
72
зачастую сложенные мелкозернистыми породами с порфировидными
структурами. В этом случае трудно отличить интрузивные тела и
субвулканические. Надежными признаками отличий являются ширина
и тип ореола экзоконтактового метаморфизма. Вокруг интрузивов лю-
бого размера развиты высокотемпературные контактовые ореолы шири-
ной более нескольких метров. Вокруг субвулканических тел ширина
ореолов уплотненных, дегидратированных или обожженных пород не
превышает I м (обычно менее 0,1 м). Кроме того, в субвулканиче-
ских телах темноцветные минералы-вкрапленники окружены опацито-
вой каймой.

О номенклатуре шпинелидов

При изучении вулканитов Горного Крыма особое внимание было
уделено акцессорным хромшпинелидам, которые устойчивы при низко-
градном метаморфизме - зеленокаменном изменении вулканитов, а
также акцессорным титаномагнетитам и ильменитам.Минералы с преоб-
ладанием ( Ре, ы§)Сг204 отнесены к хромиту или магнезиохромиту
(приме?-Ре^+ ); с преобладанием ( Ре,Мп,2п )Ре204	- к магне-

титу; (и®, Ре, 2п ) А12о4 - к шпинели ( м.®>Ее2+ ) или к герци-
ниту ( Ре2+>М®); Ре2Тз-04 - К ульвошпинели; Ре^Ю^ + Ре Ре2°4
- к титаномагнетиту ( 0х1<1е т±пега1з, 1981).

В основе изложенных ниже материалов - геологические наблюде-
ния Т.0.Федорова с сотрудниками, Э.М.Спиридонова, М.Н.Щербаковой;
петрохимические данные подготовлены В.М.Ряховским и Э.М.Спиридо-
новым; микроскопическое изучение шлифоы и аншлифов выполнено
Э.М.Спиридоновым. Химический состав хромшпинелидов, железно-тита-
новых оксидов, клинопироксенов определен с помощью электронного
микрозонда Сатзсап в лаборатории кафедры петрографии МГУ. Пе-
ресчет анализов на миналы с определением содержания Ре20^ выпол-
нен, исходя из стехиометрии состава шпинелидов Ме^04 , ильмени-
тов Ме20^.

Схема математических образований Горного Крыма дана в табл.
2.1. При ее составлении и написании данной главы авторами широко
использованы литературные материалы. С разной степенью достовер-
ности выделены: I) позднепалеозойская (?) + триасовая офиолито-
вая ассоциация; 2) ранне-среднемезозойская островодужная ассоци-
ация (имеет ведущее значение); 3) позднемезозойская субплатфор-
менная (?) ассоциация.
Таблица 2.1

Магматические образования Горного Крыма
Позднемезозойская субплатформенная (?) ассоциация
Позднеальбская балаклавская вулканическая серия
Балаклавская с в и_ Балаклавский с у б-
т а. Туфопесчаники, туффиты,ту- вулканический
фы и лавы базальтов, андезито- комплекс. Кайнотипные
базальтов, трахибазальтов	базальты, двупироксеновые ба-

зальты и долериты (биотит-соде-
ржащие)

Ранне-среднемезозойская островодужная ассоциация

Допозднеюрский кастельский интрузивный комплекс

Дайки глубинного происхождения и
гидротермально-метасоматические
образования. Палигиргранит-порфиры, кварцевые диорит-
порфириты, пропилиты, березиты и березитизированные породы.

Вторая интрузивная фаза. Авгит-биотит-
роговообманковые плагиограниты, тоналиты, гранодиориты, в эндо-
контактовых эонзх порфировидные и резкопорфировидные.

Первая интрузивная фаза. Авгит-биотит-
роговообманковые кварцевые диориты, кварцевые габбро-диориты

Среднеюрская позднебайосская бодракско-карадагская вулканическая

серия

Гидротермально-метасоматические
образования. Колчеданные рудные концентрации, пропилиты
Карадагская	Бодракский	Карадагский

свита	субвулкан и-	субвулкан и-

Туфы, тефроиды, гиа- ческий ком-ческий к о м-
локластиты, туфотур-	пле-сс	плекс

бидиты, лавы базаль-	ГУ фаза. Роговооб-	Ш фаза. Флюидальные

тов, андезитов, даци- манковые андезиты, риолиты, риодациты,
тов, плагиориолитов,	андезито-дациты.да- лавовые брекчии рио-

риолитов, толеитовых	циты.андезито-базаль-дитов

базальтов и оливино- ты, долериты, лаво- П фаза. Трахиандези-
вых базальтов, трахи- вые брекчии андези- тодациты, андезиты,

базальтов, муджиери-
тов, шошонитов, тра-

тов, пропилиты.

Ш фаза. Миндалека-

74

дациты, риодациты,
трахиты, базальты,
Продолжение

таблицы 2.1

хиандезитов, латитов, менные лейкократовые трахибазальты, теф-
трахидацитов, щелочных авгит-гиперстеновые, риты, оливиновые

базальтов, трахитов (туфы обычно с изве- стняковым цементом); подушечные лавы ба- зальтов, андезито-ба- зальтов, андезито-да- цитов; туффиты	оливин-гиперстеновые, тефриты гиперстеновые базаль- I фаза. Базальты, ты, долериты	долериты, трахиан-  П фаза. Меланократо- дезито-базальты, выв оливин-авгитовые, оливиновые трахиба- оливиновые толеитовые зальты базальты, долериты, лавовые брекчии ба- зальтов  I фаза. Оливин-гипер- стен-авгитовые доле- риты, базальты

Сгслнжрскдй доцоздвебайоссклй дсг^омайско-аю.г>аг^кий лндчузиэный
ДРМДИ&№

Гидротермально.-метасоматические
образования. Пропилиты, кварц-карбонатные жилы с га-
ленитом, сфалеритом, пиритом, пирротином, халькопиритом.

Интрузивная фаза. Дополнительные инъекции.
Платнограниты-тоналиты, гранофировые граниты-гранодиориты.

Собственно интрузивная фаза. Кварцевые
габбро-долериты, долериты, габбро-долериты, оливиновые и пикри-
товые габбро-долериты; кварцевые биотит-роговообманково-авгитовые
габбро-долериты и микрогаббро-долериты; кварцевые диориты и мик-
родиориты
Позднетриасовая (?) кичикская толща

Лавы, туфы, тефроиды риолитов, дацитов, андезито-дацитов

Позднепалеозойская (?) - триасовая офиолитовая ассоциация
Позднепалеозойская (?) + триасовая.новоселовская вулканическая
серия
Новоселовская	Новоселовский

свита. Кремнисто-карбонат-	субвулканический

ные, глинистые и углеродистые	компле ко. Метадолериты

сланцы, афировые базальты	(диабазы)
Цозднепалерзойский (?) * триасовый,зуйский гипербазитовый комп-
лекс

Метаперидотиты: тальковые, тальк-хлоритовые сланцы

П, 03ДНЕПАЛЕ03.0ЙСКАЯ (?) - ТРИАСОВАЯ
ОФИОЛИТОВАЯ АССОЦИАЦИЯ

Выделение ассоциации в значительной степени условно и про-
водится впервые, по литературным данным.

Зуйский гипербазитовый комплекс

В ряде скважин у пос.Зуя (к северо-востоку от г.Симферополя)
вскрыты тальковые и тальк-хлоритовые сланцы, представляющие ме-
таперидотиты; аналогичные породы встречены в гальке и валунах
меловых конгломератов в окрестностях Белогорская и Старого Крыма
(Муратов, 1960). Данные образования, вероятно, можно рассматри-
вать как метаморфизованные офиолиты низов складчатого комплекса
Горного Крыла.

Новоселовская вулканическая

।	серия

У пос.Новоееловка (к северо-востоку от г.Евпатории) в ряде
глубоких скважин вскрыты кремнисто-карбонатные, глинистые и уг-
леродистые сланцы, сопровождаемые афировыми (толеитовыми?) ба-
зальтами, возраст которых, по М.В.Муратову (1960), позднепалео-
зойский или триасовый (?). Представляется целесообразным эту ас-
социацию пород выделить как новоселовскую свиту, а секущие ее
дайки метадолеритов выделить в новоселовский
субвулканический комплекс. Возможно, что
это и есть инициальные магматические образования данной складча-
той области.

Р А Н Н Е - С Р Е Д Н Е М Е 3 0 3 О Й С К А Я ОСТРО-
ВОДУЖНАЯ АССОЦИАЦИЯ

Позднетриасовая (?) кичикская
толща

Низкощелочные флюидальные риолиты и дациты (до андезито-даци-
тов),‘их ту^ы и тефроиды, в ассоциации с флишоидными породами ки-
чикской толщи ограниченно развиты в пределах Лозовской зоны смя-
тия на северном крыле Качинского поднятия (Геологическое строе-
ние Качинского поднятия Горного Крыма, ч.1, 1989). В окрестностях
сел.Петропавловка эти вулканиты известны на южном склоне горы

76

1
।

]

1

(

1

I

К
I
(

I
(

Г

с
с
и
ч
в
с
с
о
л

с
Чабанки и встречаются в микститовых горизонтах Петропавловского
ручья: это зеленовато-серые до светло-желтоватых афировые риоли-
ты, дациты, пепловые и тонко-мелкообломочные туфы того же соста-
ва, а также тефроиды. В тефроидах и в ассоциирующих известкови-
стых алевролитах найдены пелециподы Мопо-Ыз саисазЛса ИШгЬ.
норийского возраста (Славин и др., 1984).

Два других выхода аналогичных вулканитов установлены на Аль-
ма-Бодракском водоразделе, к востоку и северу от плато Кичик-
Сараман, где они совместно с флишоидными породами кичикской тол-
щи участвуют в строении верхней аллохтонной пластины.

Вулканиты толщи интенсивно метаморфизованы в условиях пренит-
пумпеллиитовой фации.

Средние хит ические составы из 4-х анализов риолитов и 3-х
анализов дацитов (масЛ): ЗЮ2 75,79 и 60,59; ТЮ2 0,21 и 0,41;

Р20р 0,08 И 0,17; А1203 11,50 и 16,99; Яе2°3 °>99И 2,57; РеО
0,82"и 1,54; МпО 0,06 И 0,12; М§0 0,60 И 1,04; СаО 1,85 И 5,15;

Иа20 3,35 и 3,18; К20 2,16 И 0,33; Н20+	1,49 И 4,55; С02 0,91

и 2,97; 5 0,014 и 0,013; сумма 99,92 и 99,52; содержания
микроэлементов, г/т: Ст 19 и 51; V 17 и 86; И1 9,1 и 7,8; Оо 3,2
и 5,3. По этим характеристикам породы близки к вулканитам изве-
стково-щелочных серий.

В Степном Крыму известны кварцевые долериты и кварцевые дио-
риты у сел.Северного позднетриасового возраста - 210 млн.лет
(Геологическая карта..., 1986).

Среднеюрский допозднебайосский
первомайско-аюдагский интрузивный
комплекс

Достоверные данные о наличии магматитов раннеюрского возра-
ста в Горном Крыму отсутствуют. Среди среднеюрских магматических
образований наиболее древними являются габброиды Первомайского
интрузива (бассейн р.Бодрак), прорванные жерловиной лавовых, брек-
чий и дайками базальтов, долеритов, андезитов бодракского субвул-
канического комплекса. Габброиды (и их дифференциаты) Первомай-
ского интрузива вместе с весьма близкими к ним габброидами Аюдаг-
ского и других интрузивных массивов Южного берега Крыма (ЮБК)
объединяются в первомайско-аюдагский интрузивный долерит-габбро-
диоритовый комплекс.

Первомайско-аюдагский комплекс объединяет гипабиссальные инт-
рузивы габбро-долеритов и габбро-диоритов, обычно пересыщенных

77
кремнеземом, и сопровождающие их дайки и малые интрузии долери-
тов и кварцевых долеритов, в том числе порфировидных и резко пор-
фиг обидных. Это преобладающая часть интрузивов ЮБК - горы Аюдаг -
мыс Партенит, Чамлы-Бурун, у Ялты и Алупки, горы Хыр в районе
г.Балаклавы и др.; это почти все интрузивы в субмеридиональной
полосе от ЮБК к г.Симферополю - Ферсмановский (у сел.Лозовое),
Эски-Ордынский и др.; многочисленные дайко- и штокообразные ^ела
Качинского поднятия - Первомайский и др. Субмеридиональная поло-
са интрузивов контролируется магмоподводящим Салгиро-Октябрьским
разломом (Милановский, Короновский, 1973); к южной части этого
разлома приурочена линия максимума проявлений землетрясений Крыма
новейшего времени (по Е.Е.Милановскому). Б бассейне Бодрака што-
ко- и дайкообразные мелкие интрузивы комплекса тяготеют к зоне
субширотного Бодракского разлома, образуя полосу от верховьев ов-
рага Шара на западе до верховьев оврага Джидаирский на востоке
(рис.2.1). По петрографическим и петрохимическим особенностям к
данному комплексу принадлежат дайки габбро-долеритов верховьев
р.Бодрак, а также, возможно, и дайки пикритовых габбро-долеритов
и пикритов в глубоких скважинах у г.Симферополя (по данным В.В.
Плошко, 1979).

Для пород комплекса характерны текстуры течения, нередко по-
лосчатые, выраженные чередованием меланократовых и лейкократовых
габброидов или пород, в различной степени обогащенных кварцем и
гранофировыми агрегатами кварца и щелочного полевого шпата; нали-
чие биотита, а нередко и роговой обманки.

Краевые части интрузивов сложены мелкозернистыми порфировид-
ными и резкопорфировидными габбро-долеритами, долеритами, кварце-
выми габбро-долеритями, кварцевыми габбро-диоритами; центральные
части интрузивов - габбро-долеритами, кварцевыми габбро-долерита-
ми, кварцевыми габбро-диоритами со шлирами и участками кварцево-
диоритового состава. Вокруг интрузивов развиты ореолы ороговико-
вания шириной от первых до десятков мэтров.

Первомайский интрузив

Интрузивный массив приурочен к субширотному разлому, который
разделяет поля развития таврической и эскиординской серий. Интру-
зив внедрился в терригенные породы эскиординской серии и орогови-
ковал их. Кровля интрузива относительно пологая, вскрытый карье-
ром западный контакт падает под породы рамы (^ 20°). Размеры инт
рузива более 100 х 100 м, вертикальная мощность, очевидно, соста-
вляет несколько сот метров. Схема геологического строения интру-
78
зива дана на рис.2.2. Краевая (эндоконтактовая) зона шириной до
15 м сложена мелкозернистыми резкопорфировидными кварцевыми до-
леритами и кварцевыми микрогаббро-диоритами, которые отличаются
лишь деталями микроструктур. Преобладающая часть интрузива сло-
жена темными зеленовато-серыми мелкозернистыми породами - био-
тит-роговообманково-авгитовыми кварцевыми микрогаббро-диоритами
с призматически-зернистыми и гипидиоморфно-зернистыми оксиофито-
выми микроструктурами; в этих породах небольшие вкрапленники -
сростки пироксенов замещены тонкозернистыми агрегатами амфибола
и титаномагнетита; из акцессорных минералов отметим титанистый
магнетит, апатит, ильменит, пирротин, ортит, циркон. В располо-
женной гипсометрически выше части интрузива преобладают внешне
сходные, но несколько более кремнекислые породы - авгит-биотит-
роговообманковые и авгит-роговообманково-биотитовые кварцевые
микродиориты. Среди них развиты редкие, нерезко обособленные шли-
ры мелкозернистых биотитовых тоналитов-плагиогранитов размером
до15х10см. В более высоких частях интрузива количество шли-
ров плагиогранитов увеличивается. В верхней части Первомайского
массива в кварцевых микродиоритах и микрогаббро-диоритах наблю-
даются внедрения мелкозернистых биотитовых тоналитов-плагиограни-
тов и магматических брекчий из обломков (округленных) микродиори-
тов и микрогаббродиоритов, сцементированных тоналитами-плагиогра-
нитами;размеры этих внедрений до 3-5 м.

Описанные интрузивные породы, по наблюдениям Т.0.Федорова с
сотрудниками, пересечены круто- и наклонно залегающими телами
бодракского субвулканического комплекса: дайкообразной жерловиной
лавовых брекчий оливиновых базальтов П фазы, дайками гиперстен-
авгитовых и оливиновых долеритовых порфиритов и долеритов Ш фазы
и роговообманковых андезитов (трахиандезитов) 1У фазы. Во всех
этих телах содержатся ксенолиты кварцевых микрогаббро-диоритов
Первомайского интрузива, а в лавовых бречиях и обломки орогови-
кованных алевропесчаников.

Ферсмановский, Эски-Ордынский и другие относительно крупные
интрузивные тела долины р.Салгир весьма похожи на Первомайский.
В экзоконтактовых ореолах этих интрузивов А.Е.Ферсман установил
наличие граната (гроссуляр), шпинели, эпидота. В зонах дробления
в Эски-Ордынском интрузиве находятся кварц-карбонатные жилы с
тонкой вкрапленностью галенита, сфалерита, пирита, халькопирита;
мощность жил до 0,5 м.
н г-1

§ м ^Мррмойкоорэо'орооФ

о о

ф сх
Рис.2.1. Схема размещения интрузивных и субвулканических
образований в районе среднего течения Бодрака. Составили Т.О.
Федоров и Э.М.Спиридонов:

I - четвертичные отложения, 2 - верхний мел, 3 - нижний
мел, 4-8 - позднебайосская бодракско-карадагская вулканическая
серия, 4-7 - бодракский субвулканический комплекс: 4 - 1У фаза,
роговообманковые андезиты (	, андезито-базальты ,

долерито-базальты (	; 5 - Ш фаза, миндалекаменные лейко-

кратовые авгит-гиперстеновые и гиперстеновые базальты ( Зз ),
долерито-базальты и долеритовые порфириты (Л^Зз ) I $ - П фаза,
частовкрапленные меланократовые оливин -авгитовые, двупироксе-
новые, оливиновые базальты (Зг )» долерито-базальты (МРг).
долеритовые порфириты и долериты (<1ьг ); 7 - I фаза, порфиро-
видные авгитовые и оливин-авгитовые долериты () и долерито-
базальты «Л ); 8 - карадагская свита, 9 - среднеюрский до-
позднебайосский Первомайск о-аюлагский интрузивный комплекс:
кварцевые микрогаббро-диориты и микродиориты (, габбро-
долериты (Осб# ), кварцевые долериты (), долериты ((// ).
10-11 - средний триас - средняя юра: 10 - эскиординская серия,
II - таврическая серия, 12 - геологические границы, 13 - разломы
14 - контуры магматических тел по геофизическим данным

Цифры в кружках на карте: I - Первомайский интрузив, 2 -
лллдаирский "линейный диапир", 3 - силл Короновского, 4 - Трудо-
люб овский массив
г
(,
3
б
м
б
т
г
ш

в
I

б
В
Б
л
;
а

2
К

Рис.2.2. Схематический геологический разрез верхней части
Первомайского интрузива, вскрытого карьером строительного камня,
по вертикали около 60 м (Составили Э.М.Спиридонов и Т.0.Федоров).

I - терригенно-карбонатные отложения нижнего мела. 2-4 -
позднебайосский бодракский субвулканический комплекс: 2 - рогово-
обманковые андезиты 1У фазы, 3 - гиперстен-оливин-авгитовые до-
леритовые порфириты Ш фазы, 4 - лавовые брекчии оливиновых базаль
тов П фазы. 5-8 - среднеюрский досреднебайосский первомайско-
аюдагский интрузивный комплекс: 5 - плагиограниты-тоналиты до-
полнительных инъекций, 6-8 - породы интрузивной фазы: 6-7 - фа-
ция ядра; 6 - кварцевые микродиориты; 7 - кварцевые микрогаббро-
диориты; 6 - фация эндоконтакта - кварцевые долериты и габбро-
долериты; 9 - экзоконтактовые ороговикованные породы; 16 - терри-
генные отложения эскиординской серии; II - границы интрузиввные
(а) и фациальные (б); 12 - интрузивные брекчии; 13 - лавовые
брекчии

(

(

1
Мелкие интрузивные тела бассейна р.Бодрак

Многочисленные мелкие штоко- и дайкообразные тела-субширотно-
го простирания на водоразделе Джидаирского и Бодракского оврагов
(Джидаирский "линейный диапир" и другие) сложены породами, бли-
зкими и аналогичными породам Первомайского массива,-кварцевыми
биотитовыми микрогаббро-долеритами, биотит-содержащими кварцевы-
ми габбро-долеритами и микрогаббро-диоритами, роговообманково-
биотитоодержащими гиперстен-авгитовыми кварцевыми габбро-долери-
тами с редкими вкрапленниками гиперстена и оливина с каймой ав-
гита. Во вкрапленниках оливина содержатся мелкие включения хром-
шлинелидов, в гиперстене - титаномагнетита.

В нижней части оврага Мендер, в его левом борту небольшим
карьером вскрыт штокообразный интрузив биотит-содержащих микро-
габбродолеритов; поперечник штока около 50 м.

В средней части оврага Шара в его правом борту находятся не-
большие изометричный и дайкообразный интрузивы мелкозернистых
кварцсодержащих долеритов с единичными вкрапленниками гиперстена.
В верховьях этого оврага в левом борту карьером вскрыт небольшой
шток кварцсодержащих долеритов и порфировидных двупироксеновых
долеритов, богатых мелкими выделениями титаномагнетита с решетча-
тыми структурами распада ильменита, другие акцессорные минералы -
халькопирит и пирротин. Долериты залегают в ороговикованных поли-
миктовых песчаниках и граувакковых алевролитах.

Кольцевые дайки верховьев р.Бодрак (дайки Лебединского)

Ряд круто- и вертикально залегающих кольцевых (полукольцевнх)
даек развит в 7 км вверх по течению р.Бодрак от сел.Трудолюбовка.
Дайки залегают среди интенсивно дислоцированных отложений таври-
ческой серии. Мощность даек 0,3-7 м, длина до 2 км. Контакты да-
ек припаянные, ненарушенные, с массой послойных маломощных апо-
физ. Вмещающие терригенные породы у контактов ороговикованы в по-
лосе шириной не менее метра. Дайки сложены мелкозернистыми мела-
нократовыми роговообманково-биотит-авгит-гиперстен-оливиновыми
и биотит-содержащими оливиновыми габбро-долеритами; эндоконтакто-
вые зоны сложены миндалекаменными долеритами и долеритовыми пор-
фиритами. В центральной части даек габбро-долеритов иногда раз-
виты маломощные жилообразные обособления спессартитовидных габ-
бро-долеритов, богатых роговой обманкой и биотитом, бедных оливи-
ном. Габбро-долериты состоят из массы идиоморфных выделений оли-
вина и менее гиперстена (в длиннопризматических кристаллах), про-
83
межутки между которыми заполнены агрегатами таблиц плагиоклаза и
ксеноморфных зерен авгита с каймой замещения буровато-зеленой ро-
говой обманки и биотита. Роговая обманка нередко слагает обособ-
ленные призматические зерна, биотит- мелкие таблички в интерсти-
циях других минералов. Таблицы плагиоклаза зональные по составу:
ядра - анортит-битовнит Сад^_^, каймы-лабрадор Са^з^; валовый
состав отвечает битовниту. Железистость биотита около 50 (пщ =
1,643).

Меланократовые габбро-долериты богаты рудными минералами, из
которых преобладают хромшпинелиды и титаномагнетит, немного мел-
ких и мельчайших выделений ильменита, пирротина, халькопирита,
единичные - пентландита. Мелкие и мельчайшие выделения хромшпи-
нелидов округлой или октаэдрической формы слагают незональные
включения в оливине и гиперстене, зональные выделения в основной
массе пород (рис.2.3). Незональные выделения хромшпинелидов и яд-
ра в зональных сложены алюмомагнезиохромитом, алюмохромитом, маг-
незиальным хромгерцинитом с низкими содержаниями Ее3+ , Ст, 2п
(табл.2.2, ан. 9; табл.2.2, ан. 8). Аналогичного состава титано-
магнетит (ульвошпинель) слагает и многочисленные обособленные вы-
деления в основной массе и включения в авгите. Таким образом, ти-
таномагнетит-ульвошпинель кайм (структурно сопряженный с авгитом
и плагиоклазом) формировался в иных - более восстановительных ус-
ловиях, чем хромистый титаномагнетит оторочек зональных зерен в
оливине.

В целом состав и эволюция состава хромшпинелидов и титаномаг-
нетита в описанных габбро-долеритах типична для базитов известко-
во-щелочных серий (0хх4е тхпега1з, 1981); особенностью шпинели-
дов наших пород является повышенное содержание цинка.

Кольцевые дайки биотит-содержащих оливиновых габбро-долери-
тов, вероятно, представляют корневые части (подводящие каналы)
интрузива типа Первомайского. Нижние части этой магматической си-
стемы обогащены оливином и хромшпинелидами, средние и верхние -
практически лишены этих минералов, средние - обогащены авгитом,
лабрадоритом и титаномагнетитом, верхние - лишены лабрадора,обо-
гащены кварцем и (или) микропетматитом (рис.2.4).

Интрузивный массив Аю-Даг

Это наиболее крупный интрузив комплекса, сложное, возможно,
многофазное и полихронноэ образование. Основной объем интрузива
и его сателлита на мыс.Партенит сложен зернистыми роговообманко-
во-биотит-содержащими двупироксеновыми кварцевыми долеритами,

84
а и

ро-
об-
ги-
ву:
зый

из

Л“

ой

вд-

)-

!Ы-
'И-
м
с-

э—

Рио.2.3. Срастание зонального хромшпинелида (ядро оерое-
алюмомагнезиохромит, алюмохромит, ферриалюмохромит, оторочка
| светлая -цинкистый хромтитаномагнетит, динкисто-хромистый—
титаномагнетит) о титаномагнетитом и ульвошпинелью. Роговооб-
манково-биотит-оливиновые габбро-долериты, дайка Лебединского
(верховья р.Бодрак)

6х-1314

85
Таблица 2.2

Химический (мас.%) и компонентный (миналы, молЛ) состав зонального срастания
хромпшинелидов-титаномагнетита в роговообманково-биотит-авгит-гиперстен-оливи-
новых габбро-долеритах (верховья р.Бодрак, дайка у беседки Лебединского)

Компоненты	[		3	о н	ы					
	I	1 2	1 3	1 4	1 5	1 6	1 7	1	8 1	9
	1 ЯДРО —				-т внешняя зона—				г кайма
МйО	12,97	12,60	7,40	7,58	0,05	0,27	0,00	0,25	0,00
ЕеО	.16,57	17,48	25,06	24,33	39,69	44,43	45,32	46,22	49,96
МпО	0,09	0,00	0,07	0,18	0,00	0,00	0,00	0,00	0,00
2п0	0,22	0,13	0,00	0,29	4,28	1,34	1,00	0,96	0,56
Сг2°3	37,47	37,27	36,98	34,76	7,98	7,02	6,(1	3,67	0,08
	25,53	25,00	22,10	21,40	5,55	2,45	1,98	3,80	3,20
Р02°3	7,09	8,69	7,99	11,39	33,63	32,79	33,82	30,20	29,27
Т102	0,59	0,50	0,93	. 0,90	11,35	14,56	14,83	16,37	19,43
СУММА	100,53	1(1,67	100,53	100,82	102,53	102,86	102,96	1(1,48	102,49
	М2Сг20д	44,9	44,5	35,2	36,1	0,3	1,5	-	1,4	-
	РеСг204	-	-	11,4	7,8	11,2	8,6	8,7	3,9	0,1
	МвД12О4	13,9	12,2	-	-	-	-	-	-	-
	ГеА120д	31,5	32,0	41,5	39,7	1,4	2,0	1,8	5,8	5,5
	2>Х1Х12^4	0,4	0,3	-	0,6	10,4	3,3	2,5	2,4	1,4
	Ре2Т1О4	1,3	1,1	2,2	2,2	30,9	39,8	40,7	45,0	53,1
	РеРе204	7,9	9,9	9,4	13,2	45,8	44,9	46,4	41,5'	40,0
	МпГ‘12О4	0,2	—	0,2	0,5	-	-	-	-	-
со										

Примечание. 1,2 - алюмомагнезиохромит; 3,4 - алюмохромит; 5 - цинкисто-
хромистый титаномагнетит; 6 - хромистый титаномагнетит; 7,8 - титаномагнетит; 9 ~ уль-
вошпинель
Таблица 2.3

Химический (мас.%) и компонентный (миналы, мол.%) состав зонального выделения
хромшпинелидов в дайке биотит-содержащих оливиновых габбро-долеритов (верховья
р.Бодрак)

	3 о			н	ы			
Компоненты	I 1	2	1 3		4	5	1	6	!	7	1 8
	ядро—			—			внешняя зона		-•—кайма

	МёО	10,44	9,11	7,82	7,96	6,15	0,00	следы	0,36
	ЕеО	19,98	22,15	23,80	23,89	26,64	39,18	43,07	45,43
	МпО	0,08	. 0,11	0,16	0,00	0,(1	0,00	0,00	следы
ОО	2пО	0,21	0,08	0,28	0,31	0,12	4,72	3,71	2,94
оо	Сг20^	40,06	38,19	38,08	37,85	36,85	14,94	9,04	10,27
	А120^	23,98	24,11	23,17	23,11	21,48	6,(1	4,58	3,55
	Ге20ч.	5,19	6,07	6,92	6,90	8,89	26,75	27,81	22,26
	тю2	0,37	0,44	0,38	0,58	0,64	10,92	14,48	17,27
	СУММА	100,31	100,26	100,61	100,59	100,77	102,51	102,70	102,08
месг2о4	48,3	42,5	36,9	37,5	29,5	—	-	2,0
РеСа?204	0,9	4,8	10,8	10,1	17,4	21,3	12,9	12,8
МвА1204	-	-	-	—	-	—	—	—
РеА1204	43,4	44,3	42,6	42,4	40,5	1,3	0,7	0,4
2пА1204	0,5	0,2	0,6	0,7	0,3	II .4	9,0	7,6
Ее2Т104	0,9	1,0	0,9	1,4	1,6	29,6	39,4	47,2
РеРе„О.  а. 4	5,8	6,9	7,8	8,2	10,7	36,3	37,9	30,4
МпРе204	0,3	0,3	0,4	-	-	—	-	—

Примечание. 1-6 - алюмохромит; 6-7 - цинкистый хромтитаномагнетит;
8 - цинкистая хромульвошпинель
габбро-долеритами, менее кварцевыми габбро-диоритами и диорита-
ми, с обильными титаномагнетитом (в отдельных прослоях до 15-20%)
и гранофировыми агрегатами кварц-олигоклаз и кварц-ортоклаз-пер-
уит. Из акцессорных характерны ортит и пирротин, хромшпинелиды
не обнаружены. Относительно слабо метаморфизованные ортоклаз-
кварцевые габбро-долериты центральной части массива сильно дейст-
вуют на магнитную стрелку, титаномагнетит слагает в них скелет-
ные октаэдрические кристаллы с поперечником до 3 мм. В прикро-
вельных частях интрузива местами развиты лейкократовые кварцевые
габбро-диориты и кварцевые диориты, которые из цветных минералов
содержат, главным образом, биотит; они нередко обогащены пирроти-
ном, содержат видимые зерна апатита. Среди этих пород встречают-
ся гнезда, камеры и участки, обогащенные гранофировыми и микро-
пегматитовыми агрегатами (кварц+ортоклаз), вплоть до гранофиро-
вых гранитов (табл.2.4); здесь же изредка наблюдаются жилки апли-
товидных пород.

Аюдагский интрузив окружен ореолом узловатых сланцев и рого-
виков с биотитом, андалузитом, турмалином, силлиманитом, магнети-
том, шириной 5-10 м и широким ореолом ороговикованных пород. Сре-
ди интрузивных пород и роговиков изредка наблюдаются зоны брекчи-
рованных и пропилитизированных пород; пропилиты малоглубинной
эпидот-хлоритовой фации. В приконтактовой зоне интрузива наблюда-
ются кварц-карбонатные и карбонатные жилы и прожилки с пиритом,
пирротином, галенитом, сфалеритом, халькопиритом (Попов, 1938).
Сфалерит и галенит нередко образуют мономинералъные прожилки по
трещинам в измененных интрузивных породах.

Все типы пород комплекса захвачены метаморфизмом пренит-пум-
пеллитовой и цеолитовой фаций. Они несогласно перекрыты полого-
залегающими неметаморфизованными отложениями нижнего мела (см.
рис.2.1, 2.2). Породы первомайско-аюдагского комплекса обычно пе-
ресыщены кремнеземом, содержат около 0,8-1,5% К^О, щелочность их
в целом невысокая и умеренная, железистость повышенная (табл.
2.4). По особенностям минерального и химического состава породы
комплекса близки базитам известково-щелочных до субщелочных ост-
роводужных серий.

Позднебайосская бодракско-кара-
дагская вулканическая серия

В Горном Крыму широко развиты вулканиты позднего байоса -
это подводно-морские дифференцированные базальтоидные серии,од-
новозрастные и близкие по составу вулканитам Большого Кавказа

90
Кольцевые дайки
верховьев р.Бодрак



VI !

Обнаженная !

'часть Первомай- I
ского интрузива /

/

\джидаирскийплиг иХ
/нейный диапир'
ушток6верховьях ...

1-обр. Шара I*

\шток в левом _____

борту обр. Мен-
дер
Рис.2.4. Реконструкция интрузивных массивов первомайско-
аюдагского комплекса Качинского поднятия, в разрезе.Рама- дисло-
цированные терригенные породы эскиординской ( т2-«г2еб) и таври-
ческой ( т2~Д’2Ьу) серий:

I - породы зоны закалки; 2 - плагиограниты, тоналиты, грано-
фировые гранодиориты; 3 - кварцевые микродиориты и диориты;

4 - габбро-диориты, кварцевые габбро-диориты и габбро-долериты;
5 - габбро-долериты; 6 - оливиновые габбро-долериты; 7 - пикри-
товые габбро-долериты и пикриты; 8 - границы интрузивные (а);
фациальных переходов (б).

Минеральные ассоциации плутонитов: I -ол + хр + ав+ан±
би; П-ол+ав + хр+ан + тмт	+	би	+	ро; Ш -	ав +	лб + тмт +

би ± ол ±хр ± ро ± кв; 1У - ро	+	би	+	оа +	кв	+ ав	+ тмт;

У - ро + оа + кв + би ± орт; И	-	кв	+	оа +	би	+ ро	± орт (ол -

оливин, хр - хромшпинелиды, ав	-	авгит, ан	- битовнит-анортит,

би - биотит, тмт - титаномагнетит, ро - роговая обманка, лб -
лабрадор, оа - олигоклаз-андезин, кв - кварц, орт - ортоклаз)
Таблица 2.4

Химический состав горных пород первомайско-аюдагского интрузивного комплекса (маеЛ)

Компонен- ты		Т I				I П Ь		по	р	о_ _д	_ 	 .							
		1	2	3	4	5	6	7	8	9	10 1	II	12	13
ЗЮр		45,89 47,62		50,46	55,92	72,96	51,73 53,81		55,70	53,82	54,60	44,96 47,61		48,91
Т1О2		3,86	0,69	2,22	0,74	0,03	0,79		0,70	0,72	0,71	1,20	0,66	0,74
Р2°5		0,34	0,17		0,16		0,14		0,24	0,32	0,23	0,21	0,20	0,15
		13,31	16,67 16,60 16,76 13,84 18,18 17,46						17,86 17,91		17,23	15,04 14,91		17,36
Ее?О3	1РеО	14,48 12,96 12,14			9,16	2,34	9,71	9,29	8,72	9,19	9,20	10,21	9,39	9,98
МпО		0,15	0,20	0,18	0,23	0,03	0,16		0,20	0,21	0,21	0,20	0,18	0,14
М§0		7,58	4,31	4,25	2,05	0,15	4,79	5,48	2,93	2,77	3,28	9,97	7,62	5,94
СаО		9,77 10,24		6,31	7,43	0,79	6,86	4,73	5,22	7,58	6,40	11,04	7,41	7,47
Иа20		2,87	2,37	3,66	3,52	3,80	3,55	3,41	4,75	3,23	3,38	2,50	3,30	4,07
к2о		0,41	0,94	1,31	0,82	5,25	0,84	1,36	1,12	0,89	1,47	0,96	2,04	0,49
Ш	ш	0,24	3,82	1,68	2,83	0,50	3,09	4,24	2,57	2,88	2,77	4,05	6,63	4,51
с:	ША	99,50	99,90	99,89	99,72	99,79	99,84	99,78	99,50	99,50	99,50 100,34		99,95	99,76
Источник		А	Б	В	Б	В	В	В.Д	Г	Г	Г	Д	А	Г
Продолжение таблицы 2.4

Примечание. Интрузив горы Аюдаг - мыс .Партенит:
I - двупироксеновые долериты, обогащенные титаяомагнетитом;

2 - габбро-долериты; 3 - Порфировидные титаномагнетит-роговооб-
манково-биотит-авгитовые габбро-диориты; 4 - кварцевые габбро-
долериты; 5 - гранофировые граниты. Интрузив г.Ялты: 6 - габ-
бро-долериты. Ферсмановский интрузив (дер.Курцы): 7 - порфиро-
видные роговообманково-биотит-авгитовые кварцевые микрогаббро-
диориты (п= 5). Интрузив Первомайский: 8 - кварцевые долериты;

9,10 - кварцевые микрогаббро-диориты. Кольцевые дайки верховьев
р, Бодрак: II - оливиновые габбро-долериты (дайка у беседки Ле-
бединского), 12 - биотит-оливиновые габбро-долериты. Дайки водо-
раздела оврагов Жидаирский и Бодрак: 13 - кварцевые долериты
(п=3). А - по М.Н.Щербаковой; Б - из Геологии СССР (1969);

В - по В.И.Лучицкому (1939); Г - по В.М.Ряховскому; Д - по
Э ,М. Спиридонову.
(Милановский, Короновский, 1973). Вулканиты среднеюрской карадаг-
ской серии Горного Крыма сходны по условиям образования, принад-
лежат преимущественно известково-щелочной серии, но заметно от-
личаются по составу и мощностям толщ; поэтому целесообразно дать
их описания для отдельных вулканических массивов. С карадагской
серией сопряжены многочисленные субвулканические и жерловые обра-
зования, которые настолько существенно отличаются в районе Карада-
га и в западных районах Горного Крыма, что провести корреляцию
тех и других не удалось. Особо широко субвулканические тела разви-
ты в долине Бодрака. По этой причине выделено два многофазных суб-
вулканических комплекса - бодракский и карадагский, которые сов-
местно с карадагской свитой образуют вулканическую серию (см.
табл.2.1). Все типы пород бодракско-карадагской вулканической
серии, а также окружающие и подстилающие их терригенные толщи
крымского комплекса, захвачены метаморфизмом пренит-пумпеллиито-
вой и цеолитовой фаций. Дайки долеритов бодракского субвулканиче-
ского комплекса пересечены плагиогранитоидами Кастальского интру-
зива.

Карадагская серия

Серия объединяет вулканические толщи сходного геологического
положения, находящиеся в пределах Качинского (бассейны рек Салгир,
Альма, Бодрак), Южнобережного, Туакского (вулканический массив
Карадаг) поднятий.

Долина р.Бодрак

Вулканиты серии в районе Бодрака представлены туфами (песчано-
пепловыми, лапиллиевыми, бомбовыми, оскольчатыми - туфобрекчиями
из обломков пород более ранних извержений), гиалокластитами, лаво-
кластитами (типа подушечных лав с тонкообломочным гиалокластито-
вым цементом), тефроидами, туфотурбидитами базальтового, андези-
то-базальтового, трахибазальтового, андезитового состава. Все ти-
пы вулканитов порфировые, многие из них миндалекаменные. В цемен-
те значительной части туфов присутствует в заметней количестве
известковистый материал. Все эти особенности свидетельствуют о
накоплениивулканитов_в подводно-морских условиях. 

Для базальтов и андезито-базальтов района Бодрака характерно
обилие вкрапленников плагиоклаза (битовнит, лабрадор) и авгита;
весьма часто совместно с авгитом развит гиперстен; вкрапленники
оливина встречаются редко; широко развиты микровкрапленники тита-
яомагнетита и ильменита. Вкрапленники авгита зональные, состав их
95
в ядре Са40Ме44Ге16 , во внешней зоне несколько более железистый
Са4 ,Ме42Е018 • авгит содержит (мас.%): АЛ.2°з	ТЮ2 0,4;

МпО 0,16-0,39; Ыа20 0,28-0,73; Сг200,07-0,18. Валовый химиче-
ский состав титаномагнетита (ульвошпинели) микровкраплэнников и
во вростках во вкрапленниках авгита аналогичен (мас.%): БеО 46,07;

М§0 2,62; МпО 0,58; Бе9Оч 29,73; Сго0ч0,24; Д1о0оЗ,43; тюо 19,69;
сумма 102,36; содержания миналов (%):Бе2Т10452,7;м$А1204 0,4;

Бе204 6,3^4пРе204 1,8; БеБе204 31,6; в пересчете на ульвошпи-
нель и магнетит: 57 и 43%. Титаномагнетит содержит тончайшие стру-
ктуры^аспадаЗюшГенита и шпинели. Химический состав микровкрап-
ленников ильменита (мас.%): БеО 37,67;	0,63; мпо 3,24;

Т±02 46,77; Бе20^ 10,66; Сг20^ 0,14; А120^ 0,30; сумма 99,42;
содержания миналов (%): БеТЮ^ 79,9; м^ТЮ^ 2,4;	6,9;

Бе20^ 10,8; в пересчете на ильменит и гематит: 89 и 11%. Составы
авгита, титаномагнетита и ильменита типичны для известково-щело-
чных (до субщелочных) базальтов островодужных серий. Составы со-
существующих титаномагнетита и ильменита отвечают Т 950° и лету-
чести кислорода = 10'^»^ атм. (по Виаа±н^оп, ыпазГеу,
1964).

Микроструктуры вулканитов микролитовые, микродолеритовые,
до метельчатых и вариолитовых. Химический состав двупироксеновых
базальтов одного из покровов у дер.Трудолюбовка, по Р.Н.Кочуровой
(1968): 3102 47,06; Т102 1,13; Д12О3 17,06; Бе203 + БеО
10,92; МаО 0,03;М§0 6,60; СаО 8,97; Ке^О 2,63; К20 0,64,
ппп 4,51; сумма 99,55; это бедные щелочными элементами базальты
известково-щелочной серии. Судя по содержаниям большинства микро-
элементов, вулканиты обладают типичными особенностями пород изве-
стково-щелочной серии (с отклонениями к толеитовой и шошонитовой
сериям) (табл.2,5).

Район сел.Украинка (окрестности г.Симферополя)

Существенные выходы вулканитов развиты в северной части Качин-
ского поднятия, к югу от г.Симферополя,- у сел.Украинка. Значи-
тельная часть толщи вулканитов вскрыта ПетропавЛовским карьером
строительного камня. Карьером вскрыты залегающие почти вертикаль-
но толщи (с СЗ на ЮВ, снизу вверх): существенно кварцевые песча-
ники, гравелиты и конгломераты сараманской толщи; флишоидная гра-
увакковая толща эскиординской серии; 10-метровая зона тектониче-
ских микститов с глыбами известняков и песчаников карбонатными,
верхнего триаса, нижней юры и нижнего мела; толща вулканитов.
Таблица 2.5

Средние содержания микроэлементов в вулканитах кара-
дагской свиты бассейна р.Бодрак (г/т)

Компонен- ты	Типы пород							
	I	2	3	4 |	5	1 6	7	8
Сг	280	150	190	105	95	80	25	29
V	220	290	205	220	195	210	70	60
М	140	66	83	65	58	52	8	9
Со	45	49	26	32	33	37	10	II
Си	70	55	65	65	67	55	9	18
2п	80	90	175	170	150	130	80	55
РЪ	10	7	8	7	13	12	II	18
Ва	550	500	680	410	600	820	590	560
5г	220	300	390	310	250	330	480	540
2х	70	75	130	65	90	70	95	85
Се	1,8	1,7	1,6	1,5	1,6	2,1	—	—
ИЪ	7	6	16	5	10	9 не опр.		не опр.
Зп	2,0	1,6	3,7	1,5	3,0	ЗД	1,6	1,7
Ы	55	45	65	17	28	50 не опр.		не опр.

Примечание. По данным приближенно-количественного
спектрального анализа:-элемент не обнаружен. Овр. Ш а р а: I -
лапиллиевые туфы оливиновых базальтов, 2 - массивные базальты.
Овр. Бодракский: 3 - туфобрекчии меланобазальтов, 4 -
бомбовые туфы базальтов, 5 - лапиллиевые туфы базальтов, 6 - ту-
$2 андезитобазальтов, 7 - туфы андезитов. Долина р. А л ь-
ма: 8 - туфы андезитодацитов (коллекция Д.К.Фролова).

7-1314
Положение пластов ( верх-низ) в толще вулканитов, определенное
по текстурам подушечных лав и туфотурбидитов, аналогично пластам
кварцевых песчаников и конгломератов. Разрез толщи зеленокамен-
ных вулканитов от контакта с глыбовым горизонтом (снизу-вверх):

Зеленовато-серые туфопесчаники, туфоалэвролиты, туффиты, мес-
тами с заметной примесью известкового материала в цементе 0,5 м
Миндалекаменные порфировые андезито-базальты...............1,2 м

Тефроиды, туфотурбидиты песчано-пепловой размерности, туффиты
песчанистые и гравелито-песчанистые........................6 м

Переслаивание аналогичных пород и туфов лапиллиевых и мелкобом-
бовых (размер бомб 3-6 см) базальтового и андезито-базальтово-
го состава................................................  Юм

Мощный покров подушечных и шаровых лав - мелкопорфировых базаль-
тоидов, размер шаров и подушек от 0,2x0,1 до 2,5x2x1 м; верх-
няя поверхность подушек выпуклая, нижняя - местами вогнутая, с
заливами между нижележащими подушками; краевая закаленная зона
подушек изобилует мелкими миндалинами; между подушками породы
типа гиалокластитов и туфоалевролитов (рис.2.5).........17-20	м

Чередование бомбово-лапиллиевых и песчано-пепловых туфов, тонко-
слоистых тонкообломочных туффитов - тефроидов, с отдельными го-
ризонтами лав базальтового, андезито-базальтового и андезитового
'состава; бомбы и туфы сложены порфировыми базальтами, трахианде-
зитобазальтами, андезитами, андезито-дацитами...........около	25 м

Пеплово-бомбовые (размер бомб до 10 см) туфы смешанного состава
с линзами кремнистых туффитов.........................0,3-0,5 м

Мощный покров мелкопорфировых андезитодацитов нижняя поверх-
ность покрова хорошо отпрепарирована - с великолепными текстура-
ми канатных лав.....................................более Юм

Мощность описанной части разреза вулканической толщи около 80 м.
Более высокие части этой толщи представлены чередованием туфов,
лав базальтового, андезито-базальтового и андезитового состава.
Вулканическая толща нарушена серией разломов, из-за чего возмож-
но повторение отдельных частей разреза. Суммарная мощность вулка-
нической толщи района г.Симферополя около 200-250 м (Геология
СССР, т.УШ, 1969).

Наиболее характерный тип вулканитов данной толщи - подуше-
чные лавы базальтоидов. Центральные части подушек сложены мел-
копорфировыми вариолитовыми и долеритовыми андезито-базальтами,
натровыми трахиандезито-базальтами до андезитов; вкрапленники -
плагиоклаз и авгит, изредка и в небольшом количестве гиперстен,
98
ам

зс-
м

м

'О

м

1	2	з

Рис.2.5. Обнажение подушечных шаровых лав спилитовых
андезито-базальтов.

Стенка Петропавловского карьера (окрестности г.Симфе-
рополя). зарисовка Э.М.Спиридонова:

I - зона закалки в шарах и подушках; 2 - межподуше-
чное пространство, заполненное гиалокластитами и туфо-
алевролитами; 3 - осыпь
микровкрапленники - титаномагнетит в форме октаэдров или удлинен-
ных скелетных кристаллов; структура основной массы - микродолери-
товая и вариолитовая; в основной массе нередко в заметном количе-
стве развиты мелкие пластинки ильменита. Краевые части подушек
сложены миндалекаменными микропорфировыми базальтоидами с микро-
литовой, петельчатой и вариолитовой структурой и текстурами те-
чения, ориентированными параллельно поверхности подушек. Некото-
рые типы пород "подушек" микроскопически весьма похожи на типи-
чные спилиты. Химический состав микровкрапленников титаномагнети-
та подушечных базальтоидов (мас.%):ЕеО 43,57 и 40,99; м§0 3,06
и 3,00; ЫаО 0,54 и 0,4б;Ее2О3 28,82 и 35,64;Сг203 0,20 и 0,35;
Д12О3	3,72 и 3,83; Т±02 18,83 и 15,52; сумма 98,74 и 99,79:

содержания миналов (мол.%): Ге2Т10д 51,9 и 42,4; м§Д12о4 8,1 и
8,2; М$Сг20д	0,3 и 0,6; м§Ре20^' 8,3 и 7,5;	1,7 и

1,4; ЕеЕе204 29,7 и 39,9; в пересчете на ульвошпинель и магне-
тит: 56,7 и 43,3% (I обр.). Состав титаномагнетита является чет-
ким индикатором петрогенеза базальтоидов; показательна близость
состава микровкрапленников титаномагнетита в лавах карадагской
серии г.Бодрак (см.выше) и в подушечных лавах Петропавловского
карьера.

Подушечные лавы, как и другие вулканиты окрестностей г.Симфе-
рополя, интенсивно метаморфизованы в условиях переходных от пре-
нит-пумпеллитовой к цеолитовой (ломонтитовой) фации. По этой при-
чине оценки исходного состава метавулканитов возможны по содер-
жаниям А1 , 11 , Сг , КЬ , 2г - малоподвижных при низкоградном
метаморфизме, отчасти по средним из ряда анализов. Средние сос-
тавы базальтоидов подушечных лав по разным авторам достаточно
близки (табл.2.6). Это базальтоиды известково-щелочного ряда с
отклонениями к трахиандезито-базальтам, умеренно глиноземистые,
существенно натровые (Ыг^О :к20 (ср) =4). В типичных спилитах
величина Ка2о ; к20 составляет 5-10 и более; классические
спилиты - породы афировые, тесно связанные с толеитовыми базаль-
тами. Подушечные базальтоиды Петропавловского карьера относитель-
но богаты титаном (1,2% тю2 ), цирконием(130 г/т), стронцием
(199 г/т), рубидием (14 г/т), бедны фосфором. Повышенная желези-
стость, пониженные содержания никеля (ср.62 г/т) и крайне низкие
хрома (ср. 3 г/т) свидетельствуют, что подушечные лавы являются
дифференциатами базальтоидных магм, из которых фракционированы
часть оливина и практически все хромшпинелиды. комплементарными
им образованиями, вероятно, являются пикриты и меланодолериты.
Таблица 2.6

Химический состав (масЛ) вулканитов окрестностей Симфе-
рополя (Петропавловский карьер)

Компонен- ты	Типы пород					
	I					2
	а	б	в	г	Д	
зю2	50,30	52,84	54,97'	53,60	7 52,90	61,84
ТЮ2	1,35	1,27	1,10	0,95	1,15	1,19
Р2°5	-	0,11	0,16	0,13	0,13	0,13
Д12о3	15,23	14,90	13,41	14,55	14,55	13,14
Р,2°3	3,81	4,ОТ	4,68	3,86	4,04	3,06
РеО	6,32	6,55	6,56	4,97	6,08	3,79
МпО	0,24	0,16	0,11	0,21	0,18	0,14
М^о	3,23	4,04	4,83	4,08	4,09	1,97
СаО	7,14	5,98	4,33	6,22	5,90	4,38
Ыа20	4,25	5,27	4,16	3,56.	4,32	5,12
к2о	1,24	0,81	0,68	1,33	1,01	0,39
ППП	7,29	4,55	5,09	6,48	5,89	4,55
СУША 100,40 100,40			100,08	99,94	100,24	99,70
Источник  Число	А	Б	Г	В	средний состав	В
анализов	2	6	3	10	21	I

Примечание. I - подушечные лавы: а - трахиандези-
то-базальты; б - трахиандезито-базальты, близкие к муджиэритам;
в - андезито-базальты; г - андезиты; 2 - канатные лавы - натро-
вые дациты (близкие к андезито-дацитам). А - по Ковровой Р.П.,
1968, Б - данные В.М.Ряховского, В - данные М.Н.Шербаковой,
Г - Геология СССР, 1969.

7х-1314

1(К
"Канатные" лавы охарактеризованы только одним анализом	1

(см.табл.2.6), что натровые андезито-дациты, Ка20 :к20 =13,	1

умеренно железистые.

По особенностям строения и по составу вулканитов описанная	•

толща вполне сопоставима с низами вулканической толщи Карадага	1

и с вулканической толщей у мыса Ифигения, ЮБК. Представляется,	3

что нет оснований считать вулканическую толщу окрестностей Сим-	*

ферополя позднетриасовой (Геология СССР, 1969), поскольку: I) не	I

доказана сингенетичность фауны верхнего триаса и вулканитов; на-	•

иболее вероятно, что фауна верхнего триаса содержится в терриген-	1

них породах, слагающих тектонический клин среда вулканитов; 2) в	<

таврической и эскиординских сериях отсутствует сингенетичный ба-	1

зальтоидный вулканический материал.	<

В нижней и верхней частях вулканическая толща окрестностей	<

Симферополя пересечена субвулк'аническими залежами и силлами квар-	1

цевых долеритов, по химическому составу идентичных подушечным	1

лавам.

Южный берег Крыма

Для сравнения представляется целесообразным дать краткую ха-
рактеристику вулканической толщи ЮБК, которая развита в его за-
падной части у мысов Ифигения, Мелас и у Фороса (районы г.Балак-
лава и Лимен). Здесь в низах толщи наиболее распространены туфы
бомбовые, глыбовые (размер бомб до 60 см, вулканических глыб до	1

2 м), лапиллиевые, песчано-пепловые, часто плохо сортированные,с
обильным известняковым цементом и линзочками известняков; состав
туфов преимущественно базальтовый, до андезитового. Туфы пересла-
иваются с туфотурбидитами, тефроидами, покровами подушечных и	;

массивных лав базальтов и андезито-базальтов, горизонтами гиало-
кластитов андезитового, реже оливин-базальтового состава. Верхи
толщи (в районе г.Балаклавы) сложены туфами и менее лавами анде-
зито-дацитового, плагиориолитового и риолитового состава. Мощ-
ность толщи вулканитов превышает 500 м (Лебединский, 1962). Коэф-
фициент эксплозивности Е более 75^. В верхней части разреза под-
водно-морских вулканитов мыс.Ифигения в горизонте тефроидов уста-
новлена фауна позднего байоса (Славин, 1975).

Все типы вулканитов района ЮБК миндалекаменные и порфировые,
с вкрапленниками плагиоклаза, авгита, нередко оливина, реже ги-
перстена, с микровкрапленниками титаномагнетита (повсеместно),
хромшпинелидов (в оливиновых базальтах, меланобазальтах).

Вулканическая толща сопровождается секущими дайками плагио-
102
риолитов, риолитов, андезитов и базальтов, они широко развиты в
районе г.Балаклавы.

Химический состав вулканитов ЮБК: базальты (п =3), андези-
тодациты (п « I) и плагиориолиты ( п = 6) - 3102 48,83; 62,00
и 73,04; Т102 0,57, 0,45 и 0,16; А12О3 21,40, 14,62 и 13,00;
?е2О3 +	8,77, 7,68 и 2,05; МпО 0,20 и не опр.; м^О 2,14,

2,07 и 1,12; СаО 7,12, 3,16 и 0,79;	3,95, 5,16 и 5,47;

К20	1,43, 1,37 и 1,50; шш 5,37, 3,22 и 2,43; сумма 99,78,

99,73 и 99,56 (данные С.П.Попова, 1933 и В.И.Лучицкого, 1939).
Все это типичные известково-щелочные вулканиты, базальтоиды вы-
сокоглиноземистые и высокожелезистые, риолиты низкокалиевые и
низкожелезистые. Наиболее распространенные туфы базальтового
состава содержат (г/т): Сг 30-200; у 100-200,	30-150,

Со 14-80, Си 40-100, 2п 50-100, РЪ 2-10, Ва 300-1200, Зг 500-
800, 2г 50-100, Зп 1-2, т.е. имеют геохимические параметры ти-
пичных островодужных известково-щелочных вулканитов.

Вулканиты карадагской серии района г.Балаклавы содержат лин-
зы и гнезда колчеданных рудных концентраций существенно пиритово-
го состава.

Карадагский район

Вулканиты карадагской серии вместе с сопровождающими субвул-
каническими и жерловыми телами слагают Карадагский вулканический
массив (реликт полигенного стратовулкана). Вулканическая толща
залегает на терригенных отложениях средней юры.

Низы вулканической толщи представляют преобладающие крупно-
и грубообломочные и разнообломочные (несортированные) туфы при-
жерловой фации, переслаивающиеся с мощными (до 30 м) покровами
подушечных лав базальтоидов (размер подушек достигает 2-3 м в по-
перечнике, подушки сцементированы красными слегка кремнистыми
туфоалевролитами, а чаще гиалокластитами, количество цемента око-
ло 1-3% объема пород); в цементе туфов постоянно присутствует за-
метная, местами обильная примесь известнякового материала. Вер-
хи вулканической толщи существенно туфовые, туфы преимущественно
прижерловой фации, с прослоями тефроидов с фауной верхнего байоса
(Левинсон-Лессинг и др., 1933; Муратов, 1960; Славин, 1975). Ко-
эффициент Е более 85%. Большая часть вулканитов миндалекаменные.

Вулканиты всех типов порфировые, с вкрапленниками плагиокла-
за, авгита, реже биотита, изредка гиперстена, ортоклаза (-в тра-
хитах и щелочных базальтах), крайне редко эгирин-авгита (в трахи-
103
тах). В базальтоидах наиболее распространены вкрапленники лабра-
дора. В субщелочных базальтах и андезитах, трахибазальтах и тра-
хиандезитах в цементирующей массе широко распространен титано-
магнетит, с которым иногда ассоциирует ильменит, а изредка и
хромшпинелиды.

В типичных для толщи трахибазальтах в оливине содержатся мел-
кие (до 20 мкм) редкие включения хромшпинелидов округлой формы.
Микроскопически хромшпинелиды не зональные, светло-серые и бело-
вато-серого цвета. По составу они низкохромистые, обогащены
Т1, Мл, 2п (табл.2.7). Содержания титаномагнетита в цементирую-
щей массе достигает 6-10%, внешние зоны его выделений обогащены
марганцем. Повышенная марганцовистость характерна для шпинелидов
базальтоидов повышенной щелочности. •

Состав ильменита трахибазальтов (мас.%):	0,53; ЕеО

35,80; №0	5,90; Т±02 47,50; 0^0,29; Д12О3 1,28; Ге2О310,07,

сумма 101,37; содержание миналов: ильменит 88,4, гематит 11,6%.
Ильменит существенно обогащен марганцем и трехвалентным железом,
что типично для магматитов повышенной щелочности.

Состав вулканитов колеблется от базальтов до риолитов. Харак-
терно сочетание в едином разрезе вулканитов нескольких петрохими-
ческих серий: известково-щелочной, шошонитовой, толеитовой (табл.
2.8). Вулканиты шошонитовой серии на Карадаге развиты весьма ши-
роко. Они представлены трахибазальтами, муджиеритами (калиевые
олигоклазовые базальты), шошонитами, трахиандезито-базальтами,
трахиандезитами (и латитами), в том числе повышенной щелочности -
натриевой (бенмореиты) и калиевой (тристаниты), трахидацитами,
трахириолитами, калиевыми трахириолитами. Некотооые из муджиери-
тов, тристаниты и бенмореиты по составу занимают промежуточное
положение между шошонитовой (субщелочной) и щелочной (базальт-
трахитовой) сериями. Породы Карадага, близкие по составу к бен-
мореитам и тристанитам, обеднены титаном по сравнению с топоти-
пами. Широко развитые на Карадаге вулканиты известково-щелочной
серии представлены оливиновыми базальтами и базальтами (редки),
андезитами, андезито-дацитами, дацитами, риолитами. Вулканиты
толеитовой серии, в том числе высокоглиноземистые, распростране-
ны мало; это базальты, дациты, андезиты, плагиориолиты.
Таблица 2.7

Химический (мас.^) и компонентный (миналы, мол.^) состав
хромшпинелидов (1—3) и титаномагнетита (4-6) трахибазаль-
тов Карадагского вулканического массива

Компоненты		3 о	н ы			
	I	! 2 !	3	1' 4 Г	5	! 6
						
			зона			зона
м^о	1,48	0,70	0,31	2,89	1,74	0,73
РеО	34,95	36,41	32,73	40,72	43,99	42,29
МпО	.1,68	3,40	4,54	0,00	0,00	3,10
2п0	следы	0,48	2,74	0,12	0,38	0,65
Сг2°3	17,93	14,47	10,92	0,22	0,12	0,07
АД.2О3	16,73	12,58	5,11	3,77	2,69	2,24
Рв2°3	24,27	25,06	32,76	43,50	39,77	39,2у
Т1° 2	4,51	8,07	9,22	13,14	15,32	15,55
СУММА 1	:СЕ ,55	та ,17	98,33	104,36	104,00	103,92
мвСг2°4	7,5  16,6	3,6  16,3	1,7  14,5	0,3	0,2	0,1
МвА1204  РеД19О4	33,5	24,8	4.4	7,5	4,8	3,2
ЗаД1204	-	1,1	6,9	0,3	0,9	1,6
1?е2Т104	11,5	21,2	26,1	34,6	41,0	42,0
РеБ'е2°4	26,2	22,9	31,9	50,0	48,9	43,1
МпРе204	4,8	10,1	14,5	-	-	9,4
М§Ре204	-	-	-	7,3	4,3	0,6

Примечание. I - марганцовисто-титанистый хромфер-
ригэрцинит; 2 - марганцовистый хромалюмотитаномагнетит; 3 - цин-
кисто-марганцовисто-хромистый титаномагнетит; 4,5 - титаномагяе-
тит; 6 - марганцовистый титаномагнетит.
Таблица 2.8

Химический состав вулканитов Карадагского массива
(мас.%)

Компонен-  ты	Типы			пород				
	I	2	3 1	4	5	6	7	8
3102  110 2 р2°5 ^2°? ЕЭрОЗ'ГеО	45,11 45,42 55,86  1,67 0,87 1,03  14,89 1 7,26 15,97  IX),07 10,28 8,70-			59,75 61,21  0,72 0,78  0,35  17,39 15,65  7,19 6,59		65,24 0,83  14,66  5,61	69,51 55,58  0,26 0,92  14,97 15,77  3,49 11,14	
№0	0,19	0,14	-	0,13	0,11	0,10	0,16	следа  МвО	5,24	3,70	1,84	1,81	1,92	1,28	0,48	3,48  СаО	6,37	7,50	5,79	1,86	2,15	1,90	.0,84	4,73  Ка20	4,13	4,51	4,74	7,07	3,95	5,05	6,24	3,75  К20	3,41	1,43	2,26	1,62	4,29	3,00	2,76	1,59  ппп 8,55	9,30	3,59	2,62	1,76	2,12	1,43	3,28  СУША 99,53 100,41 99,78 1СЩ6 99,76 99,79 1 00,14 100,24								
Продолжение таблицы 2.8

								
9	10	II ’	12	13 '	14	15	16	17
60,45	62,69	66,81	74,34	79,64	48,96	57,22	63,70	69,27
0,73	0,69	0,39	0,28	0,32	1,30	0,91	0,70	0,78
	0,35	—	—	—	—	—	—	
17,31	16,02	15,77	12,49	11,09	17,43	16,92	19,35	14,II
5,26	3,83	4,07	3,34	0,86	8,СЕ	6,88	3,91	4,20
0,12	0,14	0,12	0,12	0,03	0,17	0,24	0,34	0,07
1,11	1,34	0,89	. 0,40	0,12	4,76	1,55	0,80	1,24
5,56	4,84	4,95	2,60	0,90	11,80	8,36	7,01	4,02
3,60	3,74	2,95	4,СЕ	4,50	2,61	3,79	2,26	2,98
0,72	2,44	1,65	2,56	1,45	0,76	0,32	1,03	1,24
5,12	3,46	2,51	—	1,24	4,41	4,22	0,89	1,84
99,98	99,81 100,11 100,14 100,15 100,26					100,46	99,99	99,75

Примечание. Анализы из работы Ф.Ю. Левинсон-Лессин-
га и др. (1933). Шошонитовая серия: I - мудаиериты (спилиты);
2 - трахибазальты (спилиты); 3 - трахиандезиты - латиты (щело-
чные андезиты); 4 - бенмореиты (кератофиры); 5 - тристаниты (тра-
хиты), 6 - трахидациты (оксикератофиры); 7 - трахириолиты (окси-
кератофиры). Известково-щелочная серия: 8 - андезиты (кератоспи-
литы); 9 - андезито-дациты; 10 - калиевые дациты (оксикератофиры),
II - дацйтк; 12 - риолиты; 13 - плагиориолиты (палеолипариты).
Толеитэвея серия: 14 - базальты; 15 - андезиты; 16 - дациты;

17 - риодациты. В скобках даны названия пород по Левинсон-Лессин-
гу, если они отличаются от современной номенклатуры.
Итак» карадагская серия представляет собой ассоциацию вулка-
нитов различных типов щелочности, полно дифференцированных, так
называемую непрерывную серию. Подобные сочетания вулканитов типи-
чны для колчеданоносных вулканических серий, завершающих ранне-
геосинклинадьный (квазиокеанический) этап развития складчатых
областей.

Бодракский субвулканический
комплекс

Многочисленные субвулканические тела, дайки, жерловые образо-
вания этого комплекса связаны с вулканитами покровной фации кара-
дагской серии Качинского поднятия и частью являются подводящими
каналами для эффузивов. Тела бодракского субвулканического комп-
лекса распространены значительно шире, чем современные площади
эффузивов, так как значительная их часть "застряла” в более древ-
них породах таврической и эскиординской серий. Дайки бодракского
комплекса секут габброиды первомайско-аюдагского комплекса и пе-
ресечены гранитоидами кастельского комплекса.

Бодракский субвулканический комплекс образован несколькими
поколениями внедрений, близких по геологическому и изотопному
возрасту. Калий-аргоновый возраст пород бодракского комплекса
160-175 млн.лет (Багдасарян, Лебединский, 1967), что отвечает
концу средней юры.

I фаза. Оливин-гиперстен-авгитовые долериты, долеритовые
порфириты, долерито-базальты, двупироксеновые базальты
Образования I фазы бодракского комплекса представлены силло-
образными и линзовидными телами, реже дайками северо-восточного
40-70°, менее широтного простирания, обычно с падением в северных
румбах под углом около 40°. Мощность магматических тел достигает
55 м, длина 400 м. Субвулканические тела возникли при внедрении
базальтовых расплавов вдоль поверхностей межпластовых срывов и
секущих разломов. Тела окружены узкими менее I м ореолами дегид-
ратированных и обожженных пород (полимиктовых, глинистых и квар-
цевых песчаников, граувакковых алевролитов, аргиллитов, осадочных
брекчий).

Маломощные тела и краевые зоны крупных силлов сложены базаль-
тами, долерито-базальтами, долеритовыми порфиритами с вкрапленни-
ками авгита, плагиоклаза, реже гиперстена и оливина. Центральные
части крупных силлов сложены мелко- и среднезернистыми долерита-
ми, нередко такситовыми - с чередованием небольших участков сред-
незернистых и мелкозернистых, лейкократовых и меланократовых,
108
Таблица 2.9

Химический состав горных пород I фазы бодракского
субвулканического комплекса (мас.%)

Компонен- ты	Т	и п	ы	п о	Р о	Д	
	I	2	3	4	5	6	7
310 2	46,60	48,58	47,45	46,00	46,31	51,31	49,00
тю2	0,63	0,66	0,65	0,81	0,89	0,66	0,78
Р2°5	0,05	0,04	0,06	0,07	не опр.	0,14	не опр.
А12О3	14,52	15,33	14,45	17,12	16,73	17,07	17,48
	10,52	12,03	13,05	9,05	10,22	9,67	9,08
МпО	0,13	0,24	0,28	0,36	не опр.	0,17	0,20
м$о	10,56	8,43	7,10	3,79	6,09	6,98	3,72
СаО	9,92	9,54	10,12	12,86	6,98	9,03	7,80
На20	1,15	1,37	1,18	2,15	2,96	2,63	2,33
к2о	0,11	0,30	0,17	0,20	0,80	0,48	0,09
ППП	5,31	3,11	5,02	7,09	8,40	1,84	9,76
СУША	99,50	99,63	99,53	99,50	99,38	99,98 100,04	
Источник А		А	А	А	Б	В	Б

Примечание. 1,2 - оливин-гиперстен-авгитовые доле-
риты с редкими крупными вкрапленниками оливина, силл Короновско-
го, левый борт овр.Шара; 3 - оливин-авгитовые долериты с редкими
крупными вкрапленниками оливина, дайка в левом борту долины
р.Бодрак у впадения овр.Шара; 4 - плагиопорфировые долерито-ба-
зальты, широтная дайка к югу от сел.Трудолюбовка; 5 - долерито-
базальты, дайка в долине р.Бодрак; 6 - двупироксеновые базальты,
дайка в долине р.Бодрак; 7 - долериты, линзовидное тело в долине
р.Бодрак. Данные В.М.Ряховского (А). Р.Н.Кочуровой (1968) (Б),
М.Н.Щербаковой (В).
обогащенных титаномагнетитом или ильменитом. Характерной особен-
ностью долеритовых пород и краевых (эндоконтактовых) и централь-
ных участков силлов является наличие редких крупных (до 6-8 мм)
вкрапленников оливина (с микровростками хромшпинелидов, состав
которых идентичен шпинелидам в оливиновых базальтах П фазы). Ос-
новная масса долеритов сложена плагиоклазом, авгитом, гиперсте-
ном, титаномагнетитом; структура ее офитовая, долеритовая.

Матматиты I фазы по составу отвечают базальтам, от мелано- до
лейкократовых, высококальциевым и низкотитанистым, как правило,
обогащенным магнием и весьма бедным щелочными элементами (особен-
но калием) и фосфором (табл.2.9). Долериты силла Короновского,
обычно содержат (г/т): Сг 100-150, V около 300, №. 50-60 Со
40-50, Си 50-60, 2п 80-100, БЪ 6-7, Зг 300, Ва 200-300,
2г 40-80, 1Лэ 5-6, Зп 1-2. Все это характерно для толеитовых (и
близких к толеитовым) базальтоидов.

Сиры Короновского (левый борт овр.Шара в 400 м от устья про-
стирание СВ 40-50°, падение СЗ 40°) пересечен дайкой (простира-
ние 310°, падение 90°) оливиновых базальтов П фазы и дайкой (про-
стирание СВ 60°) гиперстеновых базальтов Ш фазы бодракского суб-
вулканического комплекса.

П фаза. Частовкрапленные меланократовые оливин-авгитовые,
двупироксен-оливиновые, оливиновые базальты, долерито-ба-
зальты, долеритовые порфириты, долериты, лавовые брекчии
оливиновых базальтов

Образования П фазы представлены крутопадеющими и вертикально
залегающими дайками, реже удлиненными штоками северо-западного
простирания (см.рис.2.1), а также маломощными дайкообразными те-
лами лавовых брекчий оливиновых и авгит-оливиновых базальтов в
микрогаббро-диоритах Первомайского интрузива. Дайки обычно протя-
женные (до 500 м) и маломощные (чаще 0,5-2,5 м, реже до 7 м), ши-
роко развиты в левом борту овр.Шара и на стрелке оврагов Шара и
Мендехрского. Дайки сложены базальтами и долерито-базальтами, до-
леритовыми порфиритами, центральные части более мощных даек - до-
леритами. Тела лавовых брекчий и дайки П фазы несогласно перекры-
ты отложениями нижнего мела. Удлиненный шток долеритов (долерито-
базальтов в эндоконтактах) в сел.Трудолюбовка имеет сложную форму,
в породах развита псевдошаровая отдельность. Для всех типов ба-
зальтоидов П фазы характерно обилие крупных вкрапленников зональ-
ного авгита (часто это агломераты зерен авгита) и мелких вкраплен-
ников оливина, наличие многочисленных мелких миндалин с карбона -

61
ш:
о.
Р
X
г
л
2
С
т
Р
Г
м

I

I
I
с

4
1

I
I

1
1

I

।
том, хлоритом и другими минералами.

Оливин-хризолит д5_з2 постоянно содержит мелкие (до 50-
60 мкм) включения хромшпинелидов, округлые и субдиоморфныэ. Хром-
шпинелиды широко развиты и основной массе пород в виде мелких
округлых зерен и их сростков, реже в октаэдрических кристаллах,
размеры до 0,1 мм; эти выделения микроскопически не зональные.
Хромпшинелиды в лавовых брекчиях оливиновых базальтов весьма бо-
гаты хромом (до 60% Ст20^), по составу отвечают хромиту; в до-
лерито-базальтах даек по составу отвечают алюмохромиту (табл.
2.10), тренд эволюции состава хромшпинелидов обычный для базитов.
С хромшпинелидами в цементирующей массе пород ассоциируют разви-
тые в подчиненном количестве ильменит, менее пирротин, халькопи-
рит, редкие акцессории - титаномагнетит, кубанит, пентландит, пи-
рит, Химический состав ильменита (мас.%):	0,14; РеО 44,50;

МлО 0,83; 2пО следы; ТЮ250,74%; сумма 100,10%.

Микроструктуры базальтов лавовых брекчий микролитовые до гиа-
лопилитовых, базальтов даек обычно микродолеритовые.

Породы П фазы по составу отвечают толеитовым меланобазальтам
и базальтам, они низкоглиноземистые, низкотитанистые, низкокалие-
вые, крайне бедны фосфором, обогащены кальцием и магнием (табл.
2.11). Они содержат (г/т): С*	400-600, V 100-300, М 80-

250, Со 30-50, Си 60-100, 2п	60-150,	3-10, 3* 150-250,

Ва 100-300, 2г 40-80, ИЪ 4-6, Зп 1-2,5. По особенностям хи-
мического и минерального состава породы этой группы занимают про-
межуточное положение между типичными меланобазальтами (пикритовы-
ми базальтами) островодужных серий и породами бонинитовой серии;
наиболее ярко это проявлено в весьма низкой щелочности (ниже при-
митивных океанических толеитов) и крайне низких концентрациях
фосфора.

Ш фаза. Миндалекаменныэ лейкократовые авгит-гиперстеновые,
гиперстен-авгитовые, гиперстеновые базальты, долерито-
базальты, долеритовыэ порфириты, долериты

Образования Ш фазы представлены крутопадающими протяженными
дайками субширотного - северо-восточного, реже северо-западного
простирания, единичными силлообразными телами (у подножия горы
Кизир-Чигир и в овраге 'Шара). В, л ев ом борту оврага Шара дайка
гиперстеновых лейкобазальтов Ш фазы мощностью около 5 м (прости-
рание СВ 60°) пересекла силл Короновского долеритов I фазы и дай-
ку оливиновых базальтов П фазы. Трудолюбовский массив долеритов
П фазы рассечен дайкой авгит-гиперстеновых долэрито-базальтов Ш
Таблица 2.10

Химический (мас.^) и компонентный (миналн, мол.%) состав
хромшпинелидов в породах П фазы бодракского субвулканического
комплекса

Компоненты	1	3 о	н ы			
	I	2	3	4	5	6
	СГТГПЛ- -	—					
	Л/Ц/О 		в 4Л_рсШ.					
МеО	7,59	6,30	6,31	8,92	9,48	8,51
ЕеО	21,56	22,86	23,81	20,73	20,45	22,71
МпО	0,00	0,10	0,00	0,17	0,09	0,00
2п0	0,00	0,49	0,14	0,38	0,17	0,10
Сг2О3	59,81	58,74	55,53	48,34	45,41	41,61
Д12о3	4,71	4,69	7,19	11,46	13,49	14,54
Ге2о	6,76	7,52	7,53	9,86	10,81	12,12
ТЮ2	0,25	0,07	0,26	0,97	1,00	1,44
СУММА	100,68	100,76	100,77	100,83	100,90	100,02
м8Сг2°4	38,8	32,5’	32,2	43,9	46,0	41,4
ГеСгр04	42,3	47; 9	42,9	19,1	12,5	12,3
МвА1204	-	-	-	-	-	-
	9,5	8,4	14,2	21,4	25,5	27,7
2пА1204	-	1,2	0,3	0,9	0,4	0,2
Ге2ТЮ4	0,6	0,2	0,7	2,4	2,4	3,5
ГеГе2О4	8,8	9,5	9,7	11,8	12,9	14,9
МпГе204	-	0,3	-	0,5	0,3	-

Примечание; 1-3 - хромит, дайка лавовых брекчий
оливиновых базальтов в Первомайском интрузиве; 4-6 алюмохромит,
дайка авгит-оливиновых долерито-базальтов в левом борту оврага
Шара.
Таблица 2.11

Химический состав горных пород П фазы бодракского субвулка-
нического комплекса (мас.%) (по В.М.Ряховскому)

Компо- ненты	Т и		П' ы	п	о р 0	Д	
	I |	2	3 I	4	[ 5 1	6	7
3102	42,28	45,49	46,15	46,65	46,56	49,30	47,92
ТЮ2	0,46	0,48	0,63	0,56	—	0,81	0,66
Р2°5	0,04	0,09	0,04	0,04	-	0,14	0,06
Д19ОЧ	11,39	11,79	14,50	13,65	13,27	14,44	14,52
Р9о03-Ре0	9,65		11,03	11,45	10,63	9,75	10,89	11,28
МпО	0,12	0,17	0,15	0,28	—	0,17	0,22
м^о	II,Я	13,75	9,25	11,18	11,73	9,29	10,60
СаО	10,43	II ,19	12,50	11,92	10,84	10,32	10,23
Ма2О	0,95	1,34	1,40	1,17	1,56	1,55	1,57
к2о	0,09	0,16	0,27	0,14	0,29	0,39	0,29
ППП	12,19	4,Я	3,16	3,30	6,07	2,12	2,14
СУММА	99,50	99,50	99,50	99,52	100,07*	99,50	99,50

Примечание. 1-3 - дайки в левом борту оврага Шара;

3 - дайка, секущая силл Короновского: I - гиперстен-авгит-оливи-
новые базальты; 2 - оливин-авгитовые долерито-базальты; 3 - оли-
вин-авгит овые долериты; 4 - дайка на стрелке оврага Шара и Мендер,
левый борт долины р.Бодрак, оливин-авгитовые долеритовые порфири-
ты. 5-7 - удлиненный шток в сел.Трудолюбовка (Трудолюбовский мас-
сив), породы с псевдошаровой отдельностью: 5 - оливиновые базаль-
ты; 6 - оливин-авгитовые долерито-базальты; 7 - оливин-авгитовые
долериты.

36 Данные В.И.Лучицкого (1939).

8-1314

ИЗ
фазы. В Первомайском карьере лавовые брекчии оливиновых базаль-
тов П фазы бодракского субвулканического комплекса пересечены
дайкой гиперстен-оливин-авгитовых долеритовых порфиритов Ш фазы.
Особенностями пород III фазы являются обилие мелких вкрапленников
плагиоклаза и наличие миндалин халцедона (агата) и цеолитов.

Характерный темноцветный минерал - ромбический пироксен (обы-
чно маложелезистый гиперстен, реже железистый бронзит) развит и в
основной массе пород и во вкрапленниках; часто встречаются гломе-
ропорфировые сростки гиперстена. Оливинсодержащие базальты и до-
лериты содержат в заметном количестве мелкие выделения хромшпине-
лидов - хромита и алюмохромита, бедных титаном (табл.2.12); дру-
гие акцессорные - ильменит и пирротин, титаномагнетит редок.

По химическому составу породы отвечают базальтам толеитовой
и менее известково-щелочной серий (табл.2.13). Гиперстеновые лей-
кобазальты содержат (г/т): Сг 150, V 200, ш 60, Со 30, Си
60, 2п 150, 5г 350, Ва 400, 2г 100, КЪ 4.

ГУ фаза. Роговообманковые андезито-базальты, андезиты,
андезито-дациты, дациты, лавовые брекчии андезитов,
долериты, пропилиты

Данная ассоциация представлена крутопадающими маломощными
(< 5 м) дайками северо-северо-западного и восток-северо-восточногс
простирания и штокообразными телами. По Р.Н.Кочуровой (1968), это
наиболее молодые (послесреднеюрские) магматические образования,
которые пересекли все другие субвулканические дайки и вкрест про-
стирания всю карадагскую серию, включая самые верхние покровы
миндалекаменных базальтов и андезитов. Так, вертикальная дайка
роговообманковых андезитов (андезитовых порфиритов) мощностью
1,5 м (азимут простирания 310°) сечет Трудолюбовский массив мела-
нобазальтов и долеритов П фазы бодракского субвулканического ком-
плекса.

Породы группы чаще светлоокрашенные, повсеместно содержат
вкрапленники плагиоклаза, поэтому обычно они именуются плагиокла-
зовыми "порфиритами" (андезитовым*.) и плагиоклаз-роговообманковы-
ми "гранодиорит-порфирами" и "микродиоритами".

Наиболее крупное субвулканическое тело представляет Школьный
(Саблынский) массив в долине р.Альмы у сел.Партизанское, с попе-
речником более 150 м. Это неправильной формы наклонно залегающий
массив с относительно пологой кровлей, прорвавший толщу флиша
таврической серии. В экзоконтакте массива осадочные породы замет-
но ороговикованы в зоне мощностью 1-3 см. Эндоконтактовэя зона
114

и
I
К
2
С
2
I
а

а
]
1
]

]
]
I
Таблица 2.12

Химический (мас.%) и компонентый (миналы, мол.%)
состав хромшпинелидов в породах Ш фазы бодракского
субвулканического комплекса

Компонен- ты	Зоны		
	I |	2 |	3	ел	6	7
	ядро	—край	ядро——край	ядро——край
МвО	9,03'	9,СИ'	8,70  РеО	20,03	19,69	21,09  МпО	0Д5	0,00	0,00  2пО	0,25	0,81	0,36  Сг2°з	54,03	53,91	50,09  Д12О3	12,00	11,64	12,19  Р®203	4,84	5,29	7,70  Т102	0,17	0,19	0,64  СУММА 100,49	1 00,54	1 00,76		8,55'	8,84'  20,76	20,83  0,23	0,21  0,24	0,33  52,28	49,25  10,52 11,26  7,76	9,29  0,45	0,93  100,79 100,94	9,39' 9,57  20,79 20,75  0,00	0,16  0,00	0,39  45,91 40,64  13,32 15,98  10,78 12,56  0,88 1,20 1(1,07 1(1,25.
44,3	44,3 42,7  РеСг204	26,0	26,0	22,5  М8А1204	_	_	_  РеА1204	22,7	20,8	22,8  2пА1204	0,6	1,8	0,9  Ге2Т104	0,4	0,5	1,6  РеРвдОд	5,6	6,6	9,5  МпРе204	0,4		42,3	43,5  26,3	20,7  20,0	21,1  0,6	0,8  1,1	2,3  9,1	11,0  0,6	0,6	45,6	45,8  13,5	5,9  25,5	29,4  0,9  2,2	2,9  13,2 14,7 0,4

Примечание. 1-5 - хромит; 6,7 - алюмохромит. Пер-
вое и второе зерна - микровкрапленники, третье - мелкое выделе-
ние в основной массе; дайка гиперстен-оливин-авгитовых долери-
товых порфиритов в Первомайском интрузиве.
Таблица 2,13

Химический состав горных пород III фазы бодракского
субвулканического комплекса (мас.%) (по В.М.Ряхов-
скому)

Компонен-  ты	т	и г	ы	п о I	о д	
	I |	2	3	:	4	5 1	6
зю2	45,05	49,82	51,15	48,15	48,73 '	51,65
Т1°2	0,64	0,73	0,72	0,61	0,86	0,79
р2°5	0,04	0,04	0,06	0,04	0,06	0,08
Д12°3	14,82	16,68	17,47	15,72	17,71	17,65
	11,51	11,32	9,83	10,05	10,67	11,35
МпО	0,14	0,17	0,14	0,22	0,18	0,12
М$О	8,81	7,24	4,72	6,32	4,42	5,22
СаО	10,25	9,60	5,88	9,72	8,90	9,99
Иа20	1,90	2,75	4,13	2,15	2,80	2,20
К?О	0,02	0,37	1,22	0,04	0,84	0,38
ппп 6,35		1,12	4,18	6,49	4,33	0,37
СУММА	99,53	99,84	99,50	99,50	99,50	99,80

Примечание, I - оливин-гиперстеновые базальты,
дайка, секущая силл Короновского, овраг Шара; 2,3 - авгит-гипер-
стеновые долерито-базальты, дайки на сев.окраине сел.Трудолюбов-
ка; 4 - гиперстен-авгитовые долерито-базальты, дайки, овраг
Джидаирский; 5,6 - гиперстен-авгитовые базальты, дайки, долина
р.Альма, ниже плотины.
массива сложена афанитовыми и мелковкрапленными роговообманко-
выми и авгит-роговообманковыми андезито-дацитами, ориентировка
вкрапленников роговой обманки и плагиоклаза конформны поверхно-
сти контактов массива. В центральной части массив сложен слегка
более раскристаллизованными средне- й средне-крупновкрапленными
роговообманковыми и биотит-роговообманковыми дацитами и андези-
то-дацитами, с массой микровкрапленников титанистого магнетита
(породы действуют на стрелку компаса). Наклонная ориентировка
длиннолризматических вкрапленников роговой обманки (текстуры
течения) в центре массива очевидно отвечает его залеганию.
Вкрапленники роговой обманки повсеместно окружены опацитовыми
каймами. Дациты Школьного массива относительно высокоглиноземи-
стые, умеренно железистые, бедны Р, Сг (1-2 г/т), Си (9 г/т),

МЪ (5 г/т), безотносительно богаты Ва (II00 г/т), 5г (420
г/т), И (62 г/т), 2п (98 г/т), величина Ы1/Со = 0,8 типи-
чна для кремнекислых мапиатитов.

. В центральной и южной частях Школьного массива андезито-да-
циты и дациты вдоль крутопадающих трещин пропилитизированы -
замещены агрегатами карбоната, хлорита, альбита, пирита, актино-
лита, эпидота. Пропилиты не магнитны.

В северной части массива андезито-дациты пересечены пологой
дайкой кайнотипных меланобазальтов мощностью до 0,2 м.

В бассейне Бодрака наряду с дайками роговообманковых анде-
зито-базальтов и андезитов 1У фазы довольно широко развиты и
дайки плагиопорфировых авгит-гиперстеновых базальтов и гиперстен-
авгитовых андезито-базальтов с редкими миндалинами кварца с кар-
бонатом. Вероятно, к образованиям'1У фазы принадлежит пластовый
интрузив роговообманково-двупироксеновых долеритов и миндалека-
менных долеритовых порфиритов, залегающий в низах карадагской
серии у сел.Лозовое (Лебединский, 1962); мощность интрузива 10 м,
длина 200 м.

Общими особенностями вулканитов данной группы являются:
I) наличие вкрапленников роговой обманки (повсеместно с опацито-
вой каймой), гломеропорфировых сростков кристаллов плагиоклаза
с закругленными гранями, во внешней зоне которых находится мас-
са мельчайших включений раскристаллизованного вулканического
стекла, отсутствие хромшпинелидов; 2) пересыщенность кремнезе-
мом; 3) относительно повышенная калийность (табл.2.14). По хими-
ческому составу они принадлежат известково-щелочной серии.

Повсеместно породы 1У фазы комплекса в той или иной степени
8х-1314	117
Таблица 2.14

Химический состав пород ТУ фазы бодракского субвулкани-
ческого комплекса (мас.%)

Компонен-  ты	Ти пы	пород							
	I	2	3	4	5	6	7	8
	Число анализов							
	4	5	I	1	I	I	I	6
8102	45, (Л  ТЮ2	0,58  0,22 и р  А1203	14,15  Ее203+Ее0 10,97  МпО	0,16  М^О	8,59  СаО	9,90  Ка20	3,38  К20	0,91  ппп	5,88  СУММА	99,75  Источник	А		49,34	53,48	55,66	56,80	57,60 " 61,43	63,40  0,94	0,70	0,71	0,87	0,68	-	0,39  0,24 0,30 0,27 не опр.0,25	-	0,09  17,00	16,47	18,07	18,40	16,74	17,64	16,94  9,81	8,45	9,(1	8,38	7,96	7,00	4,53  0,20	0,18	0,23	0,09	0,16	-	0,17  5,22	3,37	3,05	3,22	2,94	2,08	1,95  7,93	5,13	2,40	4,22	3,85	5,ЗЕ	3,90  3,05	4,25	6,25	3,63	4,50	3,84	3,83  0,51	1,58	0,99	1,98	1,87	1,08	1,77  5,27	5,56	2,96	1,98	2,95	1,41	2,63  99,51 99,47 99,60 99,57 99,50 100,39 99,60  Б	Б	Б	В	Б	Г Б,В,Д,Е						

Примечание. I - роговообманково-двупироксеновые
долериты, центральная часть пластового интрузива у сел,Лозов-
ское; 2 - долерито-базальты, дайки, тальвег оврага Дкидаирский;
3 - роговообманковые андезито-базальты, дайка, правый борт овра-
га Джидаирский; 4 - миндалекаменные роговообманковые андезиты
(трахиандезиты), дайка в Первомайском интрузиве; 5,6 - роговооб-
манковые андезиты; 5 - дайка со столбчатой отдельностью, правый
берег р.Альмы; 6 - дайка на водоразделе Бодракского и Джидаир-
ского оврагов; 7 - роговообманковые андезито-дациты; 8 - биотит-
роговообманковые дациты, Школьный (Саблыкский) массив, долина
р.Альмы.	Данные: А - В.И.Лебединского (1962), Б - В.М.Ря-

ховского, В - Р.Н.Кочуровой (1968), Г - С.П.Попова (1938), Д -
В.И.Лучицкого (1939), Е - из Геологии СССР (1969).
захвачены низкоградным метаморфизмом, чаще цеолитовой (домонти-
товой) фации.

На размытую поверхность Школьного массива налегают неметамор-
физованные отложения нижнего мела.

Породы бодракского субвулканического комплекса, особенно
1-Ш фаз, близки к вулканитам карадагской серии Качинского подня-
тия. Породы субвулканических тел в целом более меланократовые,
обогащены оливином и хромшпинелидами по сравнению с вулканитами
покровной фации. Ведущую роль в образовании серии вулканитов,
состав которых варьирует от меланобазальтов до лейкобазальтов и
андезитов, изредка до дацитов, вероятно .играли процессы кристал-
лизационной дифференциации базитовых расплавов в промежуточных
магматических камерах: происходила отсадка оливина и хромшпине-
лидов, частью гиперстена и авгита» фракционирование кремнекисло-
го материала.

Породы 1У фазы бодракского субвулканического комплекса по ми-
неральному и особенно по химическому составу близки к породам .
первомайско-аюдагского интрузивного комплекса.

Карадагский субвулканический
комплекс

Вулканиты покровной фации Карадагского массива сопровождают-
ся многочисленными субвулканическими телами и дайками, жерловыми
образованиями, некками.

I фаза комплекса представлена субвулканическими телами раз-
нообразной формы и дайками базальтов, долеритов, трахиандезито-
базальтов, оливиновых трахибазальтов. Во многих из этих тел раз-
вита классическая столбчатая отдельность,перпендикулярная по-
верхности контактов. П фаза комплекса представлена серией мощных
даек и некков трахиандезито-дацитов ("кератофиров”), в том числе
биотит-пироксеновых, субвулканических тел и даек андезитов, да-
цитов, риодацитов, трахитов, базальтов (мелафиров), трахибазаль-
тов до тефритов и оливиновых тефритов. Единичные дайки и тела
того же состава известны и в районе г.Судака - оливиновые тефри-
ты: ЗЮ2 46,20; А12О3 14,54; ^ез^з^еО 10,89;	10,37;

СаО 6,69; Ыа20 4,65; &20 2,44, ппп 4,01, сумма 99,79^.

Шипоморфные для карадагского субвулканического комплекса
оливиновые тефриты во вкрапленниках оливина содержат мелкие
(до 40 мкм) включения хромшпинелидов, в цементирующей массе -
119
пластинчатые выделения ильменита, единичные выделения титанома-
гнетита и халькопирита. Форма выделений хромшпинелидов округлая,
реже - октаэдрическая; микроскопически они незональные, светло-
серого цвета. По Составу хромшпинелиды умеренно низкохромистые,
низкоглиноземистые, низкотитанистые, весьма богатые и край-
не высоко марганцовистые (до 13% Мао ), - ядро - промежуточная
зона - внешняя зона (мас.%): м§о 7,63; 0,37 и 0,27; ГеО 14,11,
24,14 и 22,06; МпО 9,23; 10,14 и 12,81; 2п0 следы, 0,78 и
следы; Сг2О3 25,42, 19,64 и 21,44; ЛД^ЕОДЭ, 8,44 и 7,77;
Ее20^ 33,63, 36,99 и 36,27; ТЮ2 0,27, 1,31 и 0,97, сумма
100,48, 102,07 и 1СК,59%, содержания миналов (мол.%):м§Сг20д
37,0, 1,9 и 1,4; ГеСг^О. 1,7, 29,8 и 33,1;	- и -;

ЕеА120^	19,5, 15,3 и 15,7; 2пА1204 -, 1,8 и -;	0,7,

3,4 и 2,5; ЕеЕео0. 15,7, 17,5 и 9,5; МпРеп0. 25,4, 30,3 и
37,4. Ядерные их зоны отвечают марганцовисто-магнезиальному алю-
моферрихромиту, внешние зоны - марганцовистому хроммагнетиту.

Ильменит в оливиновых тефритах весьма богат марганцем и
трехвалентным железом (мас.%): м$о 0,18 и следы; 1еО 33,81 и
34,15; МаО 8,53 и 10,05; 2а0 и следы; Т1О	47,55 и 49,30;

Сг2°3 - -И -; Д120^	0,16 и 0,26; Ге2О3 9,42 и 7,80; сумма

99,65 и 101,56%; содержания миналов ильменит-гематит (маеЛ):
90,8 и 9,?; 92,3 и 7,7.

Для трахиандезито-дацитов и трахитов характерны вкрапленники
калиевого олигоклаза Са14Ыа^8к8 и анортоклаза

III фаза комплекса представлена флюидальными риолитами и рио-
дацитами (с вкрапленниками андезина), слагающими жерловину Свя-
той горы с зонами краевых брекчий.

По химическому составу породы субвулканического комплекса
идентичны вулканитам карадагской серии (см.табл.2.9).

И вулканиты карадагской серии, и породы карадагского субвул-
канического комплекса повсеместно, но в весьма различной степени,
метаморфизованы в условиях цеолитовой фации. В частности, риоли-
ты III фазы практически на весь объем превращены в так называемые
трассы-светлоокрашенные голубовато-зеленоватые породы, сложен-
ные тонкозернистыми агрегатами цеолитов типа морденита, кварца,
селадонита (слоистый силикат, близкий по составу к глаукониту);
потери при прокаливании у этих пород превышают 10%. По этой
причине не приведены анализы трассов из сводки Ф.Ю.Левинсон-Лес-
синга (1933), так как они характеризуют состав метаморфитов (ме-
тасоматитов), а не исходных вулканитов.
Вулканиты Карадагского массива, в том числе субвулканические
образования, сопровождаются небольшими скоплениями, гнездами, жи-
лами, прожилками колчеданов существенно пиритового и пиритчиар-
казитового состава.

Общие особенности ранне-средне-
мезозойских магматических
образований

Имеющиеся данные свидетельствуют о сложной эволюции средне-
триасового-среднеюрского магматизма складчатой области Горного
Крыма. Преобладают магматиты базальтового и андезито-базальтово-
го состава умеренной и низкой щелочности и глиноземистости. В
подчиненном количестве развиты вулканиты повышенной щелочности
(чаще натровой, реже калиевой), высокоглиноземистые базальты, а
также андезиты, дациты, плагиориолиты, риолиты, пикриты, до тра-
хириолитов, трахитов, оливиновых тефритов.

Наиболее ранние образования - низкощелочные риолиты и дациты;
более молодые - субщелочные габброиды с пикритовыми и кремнеки-
слыми дифференциатами. Преобладающая часть мапиатитов Крыма при-
надлежит бодракско-карадагской вулканической серии, порожденной
позднебайосским пароксизмом вулканизма, самым мощным для Крым-
ско-Кавказского региона (Милановский, Короновский, 1973). Цепо-
чка вулканических массивов от Балаклавы и долины р.Бодрак на за-
паде через район Симферополя до Карадага на востоке фиксирует па-
леоостровную дугу, которая протягивалась далее в район Кавказа.
Для этой вулканической островной дуги намечается латеральная пет-
рохимическая зональность. Вулканиты Качинского поднятия и ЮБК
преимущественно известково-щелочные с подчиненным количеством
толеитовых и убогим шошонитовых типов; в бассейне Бодрака широко
проявлены базиты толеитового типа и толеиты с отклонениями к ма-
риалитам и коматиитовым базальтам. Вулканиты Туакского поднятия
(Карадагский массив и прилегающие районы) преимущественно шошони-
товые, менее известково-щелочные, с убогим количеством толеитовых
типов (рис.2.6). Вероятно, вулканиты запада Горного Крыма отве-
чают центральной и, частично, фронтально-центральной части, а
вулканиты востока Крыма (массив Карадаг) - тыловой части вулкани-
ческой дуги (по ИЩазЫго, 1974).

Вулканиты карадагской серии и сопутствующих им субвулканиче-
ских и -жерловых образований бодракского и карадагского комплек-
сов образуют сложную мультиплетную магматическую серию, эволюция
которой в грубом приближении гомодромная. Входящие в ее состав
вулканиты толеитовой (с отклонениями к бонинитчларианитовой),
121
и
л
м
в
т

о мае.

Рис.2.6. Петрохимическая диаграмма бодракско-карадагской
вулканической серии. Вулканиты (в пересчете на безводный
состав):

I - Качинскогоподнятия, 2 - Южнобережного поднятия, 3 -
Карадага

а
С

I

2

К
(
I
I
Т

]
известково-щелочной и шошонитовой (латитовой) серий формирова-
лись за счет одновременной деятельности различных, независимых
магматических источников. С завершающими бодракско-карадагскую
вулканическую серию субвулканическими телами кремнекислого сос-
тава сопряжены проявления колчеданных руд.

Особенности состава-хромшпинелидов и Ре-Т! оксидов
различных типов островодужных вулканитов Горного
Крыма

Раннегеосинклинальные вулканиты Горного Крыма принадлежат
трем сериям - толеитовой, известково-щелочной и шошонитовой.
Состав окисных акцессорных минералов коррелируется с составом
вулканитов.

Хромшпинелиды низкощелочных вулканитов бедны , Мп ,
2п, Т1 , обогащены хромом (до 60% Сг2о3 ), относительно богаты
магнием (до 10%м§о ), низкоглиноземистые; как правило, в них
слабо выражена зональность по составу. Хромшпинелиды базитов
известково-щелочной серии существенно более глиноземистые и ме-
нее хромистые (до 40% Сг20з ), столь же бедные , Мп , 2п,
II , как хромшпинелиды толеитов. Исключение составляют поздние
генерации, слагающие каемки в зональных выделениях хромшпинели-
дов базитов известково-щелочной серии, которые обогащены ,
II, 2п.

Хромшпинелиды базитов шошонитовой и особенно щелочнобазаль-
товой серии отличаются пониженной хромистостью и повышенной же-
лезистостью, высокими содержаниями Ее^+ (23-27% Ре20з ), высоко
и крайне высокой марганцовистостью, высокой титанистостью, иног-
да богаты цинком.

В хромшпинелидах толеитовой серии железистость растет с ро-
стом хромистости; для хромшпинелидов базитов известково-щелочной
и шошонитовой серий характерна обратная зависимость этих величин
(рис.2.7).

Титаномагнетиты и особенно ильмениты базитов шошонитовой и
особенно щелочнобазальтовой серии отличаются от аналогичных ми-
нералов толеитов и известково-щелочных базитов повышенными и
резко повышенными содержаниями марганца.:	:	=	=	=	.

Сравнение акцессорных хромшпинелидов вулканитов Крыма и
других регионов

Хромшпинелиды толеитов и коматиитов-бонинитов. Хромиты и
алюмохромиты крымских толеитов по составу и эволюции состава
123

близки к хромшпинелидам океанских базальтоидов толеитовой се-
рии (рис.2.7, А). Хромшпинелиды толеитов океанского дна и сре-
динно-океанских хребтов и близких к ним толеитов офиолитовой
серии складчатых областей - это магнезиохромит, алюмомагнезио-
хромит, алюмохромит, хромшпинель, бедные , содержащие обы-
чно до 0,4 $*о2, менее 0,5% мш> (обычно ^-0,3%); по составу они
отвечают хромшпинелидам алышнотипных гарцбургитов и лерцолитов,
для них характерно снижение железистости при понижении хромисто-
сти.

Хромшпинелиды "ультратолеитов" - коматиитов, мариалитов, бо-
нинитов, развитые в основании островодужных вулканических серий
и в примитивных внутриокеанических вулканических дугах, предста-
влены магнезиохромитом, и хромитом, весьма богатыми хромом
( >50% Сг2о3 ), бедными и относительно бедными А1, весьма бед-
ными Ее^+,Т1 (обычно л.0,3% ТЮ2), Мп (обычно<0,2% МпО ),
2п ; по составу они отвечают хромшпинелидам альпинотипных дуни-
тов. Железистость хромшпинелидов коматиитов - бонитов обычно вы-
ше’, чем у хромшпинелидов толеитов океанского дна.

Хромшпинелиды крымских толеитов близки к хромшпинелидам ти-
пичных коматиитов - бонинитов, отличаясь несколько повышенными
содержаниями Ее3+ и ; особенно близки они к хромшпинелидам
раннегеосинклинальных высокомагнезиальных базальтов и пикритов
Северного Казахстана, состав которых промежуточный между толеи-
тами и коматиитами- мариалитами (Спиридонов Э.М., Дашевская Д.М.,
1988).

Хромшпинелиды известково-щелочных баритов. Базальтоиды сстроводу-
жных известково-щелочных серий (как и породы расслоенных плуто-
нов толеитовых и известково-щелочных базитов) содержат хромшпи-
нелиды с повышенными количествами образующие по составу не-
прерывный ряд от хромита, магнезиохромита, хромгерцинита до
хромтитаномагнетита или хромульвошпинели; содержания титана ко-
лсбтпгтся *т 0,5 до 25% Т102__, МпО от 0,2 до 0,7%; характерно

Рис.2.7. Вариации состава хромшпинелидов среднеюрских вул-
канитов Горного Крыма в сравнении с вулканитами других регио-
нов.

Хромшпинелиды вулканитов серий: А - толеитовой и бонинито-
вой, Б - известково-щелочной, В - шошонитовой и щелочно-базаль-
товой :

I - Горного Крыма; 2 - толеиты океанского дна и срединно-
океанских хребтов; 3 - коматииты; 4 - бониниты и мариалиты; 5 -
пикритовые толеиты (коматиитовые базальты); 6-7 - известково-
щелочные базальты: 6 - Восточной Исландии; 7 - Камчатки; 8-9 -
шошониты и щелочные базальты: 8 - Северного Казахстана; 9 -
США; 10 - океаниты
резкое увеличение железистости и титанистости хромшпинелидов при
снижении их хромистости. Хромшпинелиды известково-щелочных доле-
ритов Крыма весьма близки к типичным для островодужных базитов
(рис.2.7,Б).

Хромшпинелипы шошонитрв и щелочных базальтридов по составу и эво- п
люции состава близки к известково-щелочным, отличаясь повышен-	ь

ними содержаниями Ее3 +

, титана в ранних генерациях хромшпине- г
лидов и марганца в их поздних генерациях; характерно резкое	с

увеличение железистости и титанистости хромшпинелидов при сни-	я

жении их хромистости. Хромшпинелиды базитов повышенной щело-	г

чности и калийности Крыма близки к хромпшинелидам типичных шо-	ч

шонитов и щелочных базальтов (рис.2.7, В). Крымские хромшпинели- 1
да отличаются повышенной железистостью и крайне высокой марган- е
цовистостью (до 13% Мп.0 ).	с

В целом, хромшпинелиды колчеданоносной	бодракско-карадагской	5

вулканической серии выделяются повышенными содержаниями цинка	I

(до 5% 2п0 ).	'

Сравнение	акцессорных Ре-Т1 оксидов	вулканитов	Крыма	и	<

других регионов	I

В отличие от хромшпинелидов, которые с оливином и хромистым 1
эндиопсидом образуют "зеленую" ассоциацию, характерную для ран-
них генераций вкрапленников базальтоидов и глубинных включений
в них, титаномагнетиты и ильмениты образуют с авгитом и гипер-
стеном "черную" ассоциацию, которая характерна обычно для позд-
них генераций вкрапленников и цементирующей массы базальтоидов,
реже для глубинных включений. В базитах Крыма Ее-Т1 оксида сла-
гают микровкрапленники, но преимущественно развиты в цементирую-
щей массе.

По содержанию ульвошпинелевого. компонента титаномагнетиты
известково-щелочных базитов Крыма отвечают типичным базальтам,
поздние генерации титаномагнетита в них же - двупироксеновым ан-
дезитам; титаномагнетиты трахибазальтов Крыма - щелочным габбро
и базальтам; аналогично и по уровню содержания А1, Сг.

Ильмениты базитов Крыма по составу близки к ильменитам бази-
тов соответствующих петрохимических серий других регионов. Осо-
бенностью крымских базитов высокой калиевой щелочности являются
весьма высокое содержание марганца в ильменитах (до 10% МпО ).

Все перечисленные матматиты Крыма испытали зеленокаменнсе
перерождение - захвачены низкоградным метаморфизмом пренит-пум-
пеллиитов ой и цеолитовой фаций.
Допозднеюрский кастельский
интрузивный комплекс

Плагиограниты и тесно с ними связанные тоналиты, граниты
плагиоклазовые (относительно богатые калием), кварцевые диориты,
кварцевые габбро-диориты Кастельского, Серегозского (Сераузско-
го), гор Шахра и Ай-Иори и других интрузивов выделены в кастель-
ский диорит-плагиогранитный комплекс. Интрузивы комплекса окру-
жены широкими(до 300 м) ореолами контактово-метаморфизованных
пород, В этих контактовых ореолах уничтожены минеральные ассо-
• циации пренит-пумпеллиитовой и цеолитовой фаций, наложенные на
таврическую и эскиординскую серии, первомайско-аюдагский интру-
зивный комплекс, карадагскую .свиту, бодракский и карадагский
субвулканические комплексы. В плагиогранитоидах Кастельского ин-
трузива содержатся ксенолк ы габбро-долеритов и габбро-диоритов
первомайско-аюдагского интрузивного комплекса, долерито-базаль-
тов и долеритов бодракского субвулканического комплекса. По на-
блюдениям А.Е.Лагорио, у подножия горы Ай-Тодор (Южный берег
Крыма) субвулканическое тело' базальтов с обильными вкрапленника- -
ми оливина пересечено "гранодиоритами" (=тоналитами-плагиограни-
тами). Валуны и галька интрузивных пород кастельского комплекса
установлены в верхнеюрских конгломератах в районе Балаклавы (Гео-
логия СССР, 1969) и на горе Демерджи. Калий-аргоновый возраст
плагиогранитоидов кастельского комплекса около 160 млн.лет, что
отвечает концу средней юры.

Интрузивы кастельского комплекса развиты только в ядерной
части наиболее глубоко эродированного Южнобережного поднятия.

Кастельский комплекс представлен магматитами двух фаз внед-
рения и послеинтрузивными дайками (см.табл.2.1). Породы I интру-
зивной фазы, авгит-биотит-роговообманковые кварцевые диориты и
кварцевые габбро-диориты (обычно среднезернистые) слагают ядер-
ную и южную части Кастельского штока. Породы П интрузивной фазы,
авгит-биотит-роговообманковые- плагиограниты, тоналиты, гранодио-
риты слагают основной объем Кастельского, Урагского и других
интрузивов; в центральной части интрузивных массивов породы П фа-
зы среднезернистые и мелко-среднезернистые, относительно равно-
мерно-зернистые; в краевой части интрузивов породы П фазы - мел-
козернистые порфировидные и резкопорфировидные ("платногранит-
порфиры"). Порфировидные выделения плагиоклаза в них представ-
лены лабрадором и андезин-лабрадор ом, цементирующая масса-анде-
зин ом, кварцем, красновато-бурым биотитом, акцессорные - магне-
127
тит, апатит, титанит. Авгит, как и в породах I фазы, слагает
ядра в выделениях темно-зеленой роговой обманки. Наблюдения в
• западной зоне Кастельскбго плутона свидетельствуют о механиче-
ской активности расплавов П фазы (Славин, 1975). Интрузивные
массивы окружены ореолами биотитовых роговиков (с силлиманитом)
шириной до 20 м и ороговикованных пород шириной не менее 100 м.

В краевых частях Кастельского интрузива развиты многочислен-
ные крутопадающие дайки плагиогранит-порфиров с резко выраженны-
ми зонами закалками, мощность даек от долей до 3-6 м. Многие
вертикальные стенки по западному краю интрузива представляют со-
бой отпрепарированные поверхности даек плагиогранит-порфиров.
В северной части интрузива наблюдались единичные дайки темно-
окрашенных кварцевых диорит-порфиров (с вкрапленниками плагио-
клаза и роговой обманки), реже микродиоритов, мощность даек 0,3-
I м. На все эти образования в отдельных участках наложены зоны
пропилитизации (хлорит, эпидот, карбонат,...) и березитизации.
Березитизированные гранитоиды осветлены, содержат тонкочешуйча-
тый серицит-мусковит, карбонат и метакристаллы пирита размером
до 5-8 мм/изредка небольшие количества мелких выделений халько-
пирита, сфалерита, рутила; в них установлены следы Аз , Аи,

Мелкозернистые порфировидные плагиогранитоиды П фазы комплек
 са слагают большую часть лакколитообразного интрузива Шахра (не-
подалеку от горы Аю-Даг), и, судя по описаниям В.И.Лучицкого,
дайкообразные тела среди габбро-долеритов и диоритов интрузивов
горы Аю-Даг и мыс.Партенит. В массиве горы Аю-Даг производные
кастельского комплекса представлены также единичными дайками ди-
орит-порфиритов и зонами березитизированных пород с обильным
пиритом и с железистым турмалином.

Химический состав типичных пород комплекса дан в табл.2.15.

Гранитоиды характеризуются повышенной железистостью и умерен
но низкой калийностью, величина	составляет 2-4.

Очевидно, формирование кастельского диорит-плагиогранитного
комплекса сопряжено с интенсивными предпозднеюрскими движениями
в Горном Крыму. Кастельский комплекс близок к плагиогранитным
комплексам, завершающим раннюю стадию развития (раннегеосинкли-
нальную стадию) большинства складчатых областей. Незначительные
масштабы проявления гранитоидов возможно обусловлены малой вели-
чиной эрозионного среза Горного Крыма.

Возможно, гранитоидам кастельского комплекса одновозрастны
гранодиориты глубоких скважин Степного Крыма, перекрытые мело-
128
Таблица 2.15

Химический состав горных пород кастельского интрузив-
ного комплекса (мас.%).

	Т	и п ь	I	П	) р 0	Д
Компоненты	I фаза	П фг	з.за		дайки
	I	2	3	4	5
	Ч и	С л	о	ан	а л и з о.	в
	3	I	I	2	2
3102	56,19	65,87	65,97	70,82	75,72
Т1О2	—	0,30	—	—	0,20
Р2°5	—	0,15	—	—	——
А12°з	16,21	14,31	17,50	15,03	12,97
	10,08	5,38	2,17	2,07	1,75
МцО	—	0,16	—	—	—
МвО	2.70	0,93	1,20	1,26	0,78
ОаО	7,59	3,30	2,69	2,51	0,94
Иа2О	3,18	4,15	4,41	4,63	4,71
к2о	0,73	1,25	1,76	2,54	1,65
ппп	3,13	3,71	4,19	0,84	0,80
СУММА	99,8Е		99,50	99,89	99,70	99,52
Источник	А	Б	А	А	А

Примечание. I- среднезернистые авгит-биотит-рого-
вообманковые кварцевые габбро-диориты, интрузив Урага и мелкие
тела рядом с ним; 2,3 - мелкозернистые биотит-роговообманковые
тоналиты - плагиограниты: 2 - гора Кастель, 3 - лакколит Щарка;
4 - мелкозернистые граниты плагиоклазовые, дайкообразное тело
среди габбро-долеритов и диоритов интрузива мыс.Партенит; 5 -
плагиогранит-порфиры, массив горы Кастель. Данные: А - С.П.По-
пова (1938), Б - М.Н.Щербаковой.

9-1314
выми отложениями.

ПОЗДНЕМЕЗОЗОЙСКАЯ СУБПЛАТФОР-
МЕННАЯ АССОЦИАЦИЯ

Позднеальбская балаклавская
вулканическая серия

Меловые магматические образования Горного Крыма представлены
туфами и лавами порфировых базальтов, натровых трахиандезито-ба-
зальтов и андезитов, слагающими вместе с известковистыми туфо-
песчаниками и туффитами балаклавскую свиту. Туфы чаще мелкообло-
мочные, лапиллиевые, кристаллокластические. Вкрапленники в вулка-
нитах представлены плагиоклазом, авгитом, роговой обманкой, эн-
диопсидом, титаномагнетитом. Наблюдаются также субвулканические
дайки кайнотипных базальтов и долеритов.

Кроме того, существенные количества сингенетичного вулканиче-
ского материала развиты в терригенных и терригенно-карбонатных
отложениях верхнего мела: прослои и горизонты мощностью до 2-3 м
пепловых витрокластических туфов кремнекислого состава, превращен-
ных в бентонитовые (монтмориллонитовые) глины ("кил") с реликта-
ми мелких кристаллов биотита: пеплистые мергели и т.п. Источник
этого вулканического материала не известен.

Незначительное количество вулканического пепла кремнекислого
состава (рогульки вулканического стекла) известны в карбонатных
и терригенных отложениях палеогена и неогена Крыма, как и в южных
частях Восточно-Европейской платформы (Молдавия...). Источниками
пепла кремнекислого состава служили извержения вулканов централь-
ного типа Кавказа и Карпат. Эти же источники можно предполагать
и для верхнемеловых пеплов Крыма, поскольку при мощных извержени-
ях тонкий пепел разносится на расстояния до 1000 км и более.

Не ясен геологический возраст даек альмандиновых дапитов
(или риодацитов), залегающих среди плагиогоанитоидов Кастельско-
го плутона, на его южном склоне (Лучицкий, 1939, Попов, 1938).
Возможно они одновозрастны с позднеальпийскими альмандиновыми
дацитами Закарпатья.
Ш. МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ И МЕТАСОМАТИЧЕСКИЕ ОБРАЗОВАНИЯ
ГОРНОГО КРЫМА

История развития складчатой области Горного Крыма редуциро-
вана. Судя по характеру магматизма, допозднеюрские толщи и магма-
тические тела Горного Крыма представляют собой образования ран-
негеосинклинального (квазиокеанического) этапа. Для образований
раннего этапа геосинклинально-складчатых областей любого возра-
ста от'позднего архея до кайнозоя характерно широкое развитие
зеленокаменных пород - продуктов низкоградного регионального ме-
таморфизма.Весьма широко подобный метаморфизм проявлен в допоздне-
юрских вулканических и осадочных породах, интрузивных образова-
ниях Горного Крыма.

Региональный метаморфизм Горного Крыма до настоящего времени
систематически не изучался, тогда как сопряженная с этим метамор-
физмом жильная минерализация (цеолиты, агаты, датолит и др.) изу-
чалась на протяжении около 200 лет (Попов, 1938).

Верхнеюрские и более молодые толщи Крыма не захчачены регио-
нальным метаморфизмом. Среди образований верхней юры - палеогена
развиты разнообразные метасоматические образования, в том числе
коры выветривания.

Метаморфиты и метасоматиты изучены автором микроскопически и
по рентгеновским дифрактограммам. В работе широко использованы
материалы С.П.Попова (1938), а также данные А.Е.Ферсмана, С^Д.
Четверикова, В.И.Лучицкого, М.Н.Шкабарда, Г.А.Ковалева, В.И.Степа-
нова, Н.Н.Шатагина, Р.В.Гетлинга и др.

Метасоматиты, сопряженные с магматическими образованиями,
кратко описаны в главе 2.

НЕКОТОРЫЕ ЗАМЕЧАНИЯ О НИЗК0-
ГРАДНОМ РЕГИОНАЛЬНОМ МЕТА-

МОРФИЗМЕ

В геосинклинальных складчатых областях существуют два крупных
ряда метаморфических формаций: динамотермальный (глубинный мета-
морфизм при повышенных температурах и относительно низких давле-
ниях; орогенный, по А.А.Маракушеву); и низкоградный (метаморфизм
при пониженных температурах и относительно высоких давлениях;
доорогенный, по А.А.Маракушеву). Низкоградный метаморфизм отвеча-
ет тему, что принято называть зеленокаменным изменением или пере-
рождением, или же так называемой региональной пропилитизацией,
иногда обозначается как спилитовая или спилит-зеленосланцевая
фация метаморфизма. Степень метаморфических преобразований в
производных динамотэрмального метаморфизма обычно выдержена на
значительных территориях, тогда как в низкоградных метаморфитах-
весьма изменчива: количество минеральных новообразований в них
варьирует от первых до 50-90%. Производные низкоградного метамор-
физма обычно массивные, сохраняют массу реликтов структур и тек-
стур исходных пород, реже рассланцованы.

Рассмотрим миндалекаменные вулканиты (манделыптейны), широко
развитые в складчатых областях (и в низах чехла платформ). При
извержениях, особенно в подводных условиях, образуются пузыристые
вулканиты, с газовыми пустотами. Обычно считается, что после из-
вержений в толще вулканитов циркулируют гидротермальные растворы,

которые заполняют пустоты. Что наблюдается в областях современно-
го вулканизма? На Камчатке и Курилах миндалекаменные вулканиты
отсутствуют среди современных, раннечетвертичных и позднетретичных
отложений; манделыптейны развиты в раннетретичных и меловых от-
ложениях. Как и когда образуются миндалекаменные вулканиты? Обы-
чно при погружении вулканических толщ на значительные глубины (не
менее нескольких километров), когда развиваются процессы низко-
градного метаморфизма ''метаморфизма погружения). Процессам мета-
морфизма способствует повышенный тепловой поток (геотермический
градиент), нередко характерный для вулканических областей.

При изучении эвгеосинклинальных толщ было установлено, что в
глубь структур происходят определенные и довольно устойчивые для
различных регионов (Новая Зеландия, Япония, Сев.Америка, Француз-
ские Альпы и др.) метаморфические преобразования пород. Наиболее
ярко эти изменения проявлены в вулканитах и вулканокластических -
граувакковых породах базальтового и андезитового состава. В них
с ростом глубины в ассоциации с кварцем сменяются: натровые и
натрово-кальциевые высококремнистые цеолиты анальцим Ка„А1о31.
°12 натролит Иа2А123:1-з010’21120» а чаще морденит (Ка2,Са)
А3-2311О°24’7Н2° и гейландит ( Са^^) А1231^о18«6Н О а также дес-
мин (стильбит) ( Са,йа2)А12317018*7Н20 кальциевые цеолиты (обы-
чно ломонит СаА1.231^012*4Р20 —ломонит с пренитом Са (Д1,Ее^ )2
31^010(0Н)2 —- пренит с пумпеллиитом Са (М§,Ее2 )(А1,Ее^+)2
3*з01х('0н)2*н20 —* пумп- тлиит с актинолитом и далее эпидот с ак-
тинолитом (последняя ассоциация отвечает фации зеленых сланцев)
или лавсонит с пумпеллиитом и альбитом и далее лавсонит с глауко-
фаном (эта ассоциация отвечает фации голубых сланцев, иначе глау-
кофэановой) (Кумбс, 1963; Винклер, 1969; УХ'ЬозЫ, 1968;М1-Ьбц.о
еЪ а!., 1971 и др.). МетаморФиты с ассоциациями кварца с цеоли-
132
теми представляют цеолитовую фацию метаморфизма, с натровый и
натрово-кальциевыми цеолитами - ее низкотемпературную (	150-

200°С) часть, с ломонтитом - ее высокотемпературную (~ 200-250°)
часть. Г.Винклер (1969) к цеолитовой фации отнес метаморфиты толь-
ко с ломонтит-пренит-кварцевой ассоциацией; более высокотемпера-
турные метаморфиты именует пумпеллиит-пренит-кварцевой фацией.
Чаще фация именуется пренит-пумпеллиитовой. Условия формирования
метаморфитов цеолитовой фации Т ~ 150-250°С,	1-3,5 кбар;

пренит-пумпеллиитовой фации Т^250-350°С, Р~ 2-5кбар, обычно
3-4 кбар; причем Р0<5Ще— Рфл1оид..= ^н20 (Винклер, 1969; Файф и
др., 1981 и др.). Иногда (возможно, нередко) Рф^дд (давление
водяного пара) превышает давление нагрузки, поскольку обычно ме-
таморфизуются водонасыщенные толщи;'разница может достигать
I кбар. Характерной особенностью низкоградного метаморфизма явля-
ется очень низкое давление СС^, менее 1% от Р^^^д ; при более
высоком Рдф цеолиты, пренит и пумпеллиит неустойчивы и пол-
ностью замещаются ассоциацией карбонатов и глинистых минералов
группы монтмориллонита или группы каолинита.

В метаморфитах пренит-пумпеллиитовой фации низкого давления
(2-3 кбар) обычно развиты железистые пумпеллиит и пренит; в мета-
морфитах пренит-пумпеллиитовой фации высокого давления (4-5 кбар)
развиты высокоглиноземистые пумпеллиит (менее 3% Ре2о^ ) и пренит
( Зигйаш, 1969 й ДР.).

Фациальная серия метаморфитов цеолитовая - пренит-пумпеллии-
товая-глаукофановая фации формируется при очень низком геотерми-
ческом градиенте - 10°/км, чем обусловлены крайне низкие темпера-
туры метаморфизма (обычно менее 250°) при высоких и очень высоких
давлениях (Файф и др., 1981 и др.); пояса метаморфитов глаукофа-
новой фации развиты обычно в периокеэпических структурах, где
они фиксируют палеозоны Заварицкого-Беньофа; очевидно, что в дан-
ном случае процессы вулканизма и метаморфизма сильно разорваны во
времени. Фациальная серия метаморфитов цеолитовая -пренит-пумпел-
лиитовая-зеленосланцевая фации формируется при умеренном и высо-
ком геотермическом градиенте 20-50°/км; процессы вулканизма и
процессы метаморфизма могут быть относительно сближены во време-
ни; эта фациальная серия очень широко развита в островных дугах
и складчатых поясах, а также в низах чехла платформ. Подобные
метаморфические серии вероятно могут? локально развиваться и в
самой внешней зоне глубинных тепловых куполов, в приядерной ча-
сти которых развиты метаморфиты амфиболитовой и даже гранулито-
9Х-1314	' 133
вой фаций.

Итак, глубина формирования метаморфитов цеолитовой фации сос-
тавляет от 2-3 юл до 10-12 км, пренит-пумпеллиитовой фации от
4-5 до 16-17 км (Файф и др., 1981. и др.).

Низкоградный метаморфизм захватывает и стратифицированные
толщи и интрузивные массивы (габбро, гипербазиты и их дифферен-
циаты и др.). Значительная часть метагаббро, метадолеритов (диа-
базов) , "авто" серпентинитов с родингитами являются образования-
ми пренит-пумпеллиитовой, частью цеолитовой фаций. Минеральное
соответствие между спилитами, кератофирами и метаосадочннми поро-
дами указывает на то, что спилитовая природа вулканитов является
результатом тех' же метаморфических процессов, которые преобразо-
вали осадочные породы ( СоотЪв е± а1., 1970). Для осадочных по-
род низкоградный метаморфизм имеет прогрессивный характер, для
магматических пород - регрессивный. Низкоградные метаморфиты от-
личаются от сходных по минеральному составу околотрещинных мета-
соматитов пропилитового типа обилием пумпеллиита, а главное отсут-
ствие зональности минерального состава относительно трещинных зон.
На действующих гидротермальных (геотермальных) системах в обла-
стях современного вулканизма на глубинах до 400 м и менее на от-
дельных участках возникают метасоматиты, состав которых близок к
метаморфитам цеолитовой фации; но такие метасоматиты развиты лишь
локально, на площади не более п км$, и четко контролируются
вулканотектоническими структурами типа кальдер и полями развития
вулканитов и субвулканических тел кремнекислого состава (Набоко,
1968; Карпов, 1969 и др.).

При низкоградном метаморфизме особо неустойчивы вулканическое
стекло, оливин, ромбический пироксен, кальциевые плагиоклазы, ти-
таномагнетит и магнетит; весьма устойчивы хромшпинелиды, довольно
устойчивы моноклинные пироксены-авгиты. Ведущий минерал большинст-
ва базитов - кальциевый плагиоклаз в метабазитах частично или
полностью превращен в альбит и продукты разложения анортита. По
этой причине метабазиты часто рассматриваются как альбитизирован-
ные базальты (диабазы), хотя в большинстве метабазитов содержа-
ние альбитового компонента в породах такое же, как и в немета-
морфизованных базитах. Продукты разложения анортитового компо-
нента - водные алюмосиликаты кальция (пренит, ломонтит, пумпел-
лит, клиноцоизит и др.) определяют "лицо" метабазитов. За счет
бора, полученного при разложении анортита (бором обогащены каль-
циевые плагиоклазы, - ограниченный изоморфизм анортит СаА12312°8
134
- данбурит Сав2312о8 ; изоморфная емкость альбита по бору не-
большая) , образуется датолит СаВ ( 310^ (ОН), который широко
распространен в низкоградных метаморфитах. При разложении перви-
чных полевых шпатов микропримеси бария и стронция высвобождаются,
за их счет в ряде случаев образуются бариевые и стронциевые цео-
литы. Магнетит и титаномагнетит частично или полностью растворя-
ются и замещаются агрегатами силикатов, гематита, титанита (сфе-
на). По этой причине магнитная восприимчивость метабазитов обычно
низкая или очень низкая, на площади - часто сильно изменчивая,
из-за неравномерности проявления низкоградного метаморфизма. При
замещении темноцветных минералов хлоритом и (или) карбонатами
высвобождается масса кремнезема; за счет которого образуются ти-
пичные для метавулканитов вторичный кварц и халцедон (агат) в
миндалинах или в трещинах пород.

Низкоградный метаморфизм зачастую неизохимичен, нередко соп-
ровождается метаморфической дифференциацией вещества. Так, в ме-
табазитах иногда возникают участки эпидозитового состава (с вы-
сокими содержаниями Са и А1, очень низкими На и К ); участки
обогащенные альбитом; участки, обогащенные новообразованным кали-
шпатом и т.п.

Метаморфиты цеолитовой фации в ряде случаев заключают место-
рождения халцедона (агата), исландского шпата, цеолитов; метамор-
фиты пренит-пумпеллиитовой фации заключают месторождения самород-
ной меди типа оз.Верхнего.

МЕТАМОРФИТЫ ФАЦИИ ЗЕЛЕНЫХ
СЛАНЦЕВ

Кратко охарактеризуем метаморфизм толщ, подстилающих крым-
ский комплекс в районе г.Симферополя и вскрытых в глубоких сква-
жинах. Минеральные ассоциации филлитовидных сланцев, метапесча-
ников, метабазитов и метаультрабазитов - актинолит+эпидот+альбит,
актинолит+хлорит+фенгит, фенгит+кварц, тальк+хлорит...» - отве-
чают низкотемпературной части (добиотитовой субфации) зеленослан-
цевой фатт^ти. Вероятно, эти метаморфиты образуют единый ряд с
низкоградными метаморфитами, которые широко развиты в Горном Кры-
му и описаны ниже.
МЕТАМОРФИТЫ ПРЕНИТ-ПУМПЕЛЛИИТО-
ВОЙ И ЦЕОЛИТОВОЙ ФАЦИЙ И СО-
ПУТСТВУЮЩИЕ МЕТАСОМАТИЧЕСКИЕ

ОБРАЗОВАНИЯ Д0П03ДНЕЮРСКИЕ

Качинское поднятие

Бассейн р.Бодрак

Первомайский ИНТРУЗИВ» Индекс-Минерал пренит-пумпеллиитовой
фации метаморфизма - пумпеллиит в Крыму впервые был установлен
в породах этого интрузива (Шатагин, 1964). СЛ.Поповым, В.И.Лу-
чицким и другими пумпеллиит описывался как хлорит.

В габброцдах и более кремнекислых породах Первомайского инт-
рузива повсеместно развиты тонкозернистые агрегаты хлорита, пре-
нита, клиноцоизита, карбоната, пумпеллиита в ассоциации с втори-
чным кварцем, альбитом, стильпномеланом, иногда с тремолитом, пи-
ритом, ксонотлитом Са63±бО1^ (ОН)2» Количество минеральных ново-
образований колеблется от следов до 90/ь, обычно около 5-1С$. Ме-
тагабброиды слабо магнитны.

Пумпеллиит, судя по оптическим свойствам (= 1,699, 2Уцё
= 71°), высокожелезистый; об этом же свидетельствует густая сине-
вато-зеленая (до изумрудной) окраска минерала в шлифах. Пумпел-
диит замещает авгит, биотит, частью плагиоклаз. Наличие пумпелли-
итов придает явный голубоватый оттенок темно-зеленым микрогаббро-
диоритам и микрогаббро-долеритам Первомайского массива. Пренит за-
мещает в основном плагиоклазы.

Наиболее интенсивно метаморфические и сопровождающие их ме-
тасоматические новообразования проявлены в мелких телах ("пузы-
рях”) тоналитов - плагиогранитов и интрузивных брекчий с гранито-
идным цементом, которые развиты в верхней части интрузива (см.П,
рис.2.2). Гранитоидный материал частично, а нередко и полностью
выщелочен, с образованием псевдомиароловых пустот (линзо-, гнез-
до-» трубо- и жилообразных) размером от первых миллиметров до 1х
1x0,3 м. По границе с окружающими габброидами развита полоса по-
род густого синевато-зеленого цвета, сложенных агрегатами светло-
зеленого пренита с густой вкрапленностью железистого пумпеллиита
с кварцем, альбитом; ширина полосы от 0,2 до 3 см. На пумпеллит-
пренитовую породу наросли корки толщиной до 3-5 см мелкозерни-
стых сферолитовых, чечевицеобразных и шестоватых агрегатов зеле-
новатого пренита с кварцем; среди них встречаются призматические
кристаллы длиной до 8 мм сероватого кварца, пластинчатые выделе-
ния альбита, микросферолиты хлорита, мелкие выделения карбоната,
ортита. На кварц-пренитовые корки наросли в различных участках:
I) спутанноволокнистые агрегаты светло-зеленого тремолит-асбеста;
скопления тремолит-асбеста достигают нескольких дециметров в по-
перечнике при толщине до 2-5 см; 2) небольшие сферолиты, а также
волокнистые агрегаты цеолитоподобного минерала окенита Са^316015*
6Н2О снежно-белого или чуть желтоватого цвета; 3) агрегаты длино-
призматических и шестоватых кристаллов ломонтита белого цвета, с
кальцитом, или анкеритом, или апофиллитом; 4) отдельные кристал-
лы, а чаще агрегаты кристаллов и друзы гидроксилапофиллита
(К,Ла)д-Са^[5140-]-^] 2(0Н,е)1«8Н20. Гидр оксилапофиллит Первомай-
ского интрузива представляет первую находку этого минерала в
СССР (устное сообщение Д.Абрамова, 1985); минерал чаще зеленого
или темно-зеленого цвета из-за обилия включений волосовидных
кристаллов тремолита; по этой же причине кристаллы апофиллита обы-
чно расщепленные, искривленные, до веерообразных. В зеленом апо-
филлите нередки включения сферолитов окенита. На зеленый апофил-
лит часто нарос водянопрозрачный апофиллит; 5) агрегаты ломонтита,
апофиллита, тремолита, карбоната; 6) мелкие призматические кри-
сталлы и агрегаты кристаллов бабингтонита Са^е^Ее^ЗХ^О^ (ОН)
черного и зеленовато-черного цвета, длиной до 3-4 мм (это первая
находка минерала в Крыму). Крымский бабингтонит находится в типи-
чной для этого минерала ассоциации с железистыми пумпеллиитом и
пренитом (как в Норильске и других месторождениях). На стенки
псевдомиароловых пустот местами наросли агрегаты светло-зеленого
или сизовато-зеленоватого датолита (Гетлинг, 1960), обычно в ас-
социации с тремолитом, альбитом (розовым из-за тончайших вростков
гематита), хлоритом, кальцитом и апофиллитом. Датолит слагает и
мономинеральные прожилки мощностью до I см с оторочками альбита
и пренита. В верхней приконтактовой зоне интрузива породы грани-
тоидного состава местами превращены в агрегаты кварца, карбона-
та и ферростильпномелана К0_7( Ее , Ее^+ , М&, Мп)48( 31» 141 ^72
(О, ОЮ^’ПбТ^О ( Вшт еЪ а!., 1984) ( “р = 0,060; ранее
описан как железистый биотит), с подчиненными пренитом, пумпелли-
итом, титанитом, с реликтами биотита. Новообразования пумпеллии-
та и парагенных ему минералов развиты и в базальтах, долеритах,
андезитах субвулканических даек, секущих Первомайский интрузив.
Миндалины в оливиновых базальтах и долеритах заполнены агрегата-
ми пумпеллиита+карбонат±кварц, карбоната±кварц. Габброиды интру-
зива и субвулканические дайки пересечены жилами и прожилками бе-
лого мелкокристаллического диккита с вроеткали кальцита, мощность
жил от долей до 5 см.

Более поздние образования представлены крупнокристаллическим
ломонитом (леонгардитом -СаД123±4012 ‘ЗГ^О) розового цвета,
выполняющим многочисленные трещины в интрузивных и ороговикован-
ных породах и слагающим цемент тектонических брекчий в верхней
части интрузива; а также жилами и прожилками карбоната с ломони-
том, пиритом, хлоритом. Еще более поздние образования развиты в
зонах дробления в верхней части интрузива: здесь метаморфиты пре-
нит-пумпеллиитовой фации, включая пумпеллиит-пренитовые и пумпел-
лиит-кварц-альбит-пренитовые породы, брекчированы, в них пол-
ностью разложены-пумпеллиит и альбит; выщелоченные пористые кварц-
пренитовые и пренитовые агрегаты проросли мелкими ромбоэдрически-
ми кристаллами шабазита ( Са,Ыа2 )А123±4012 «6Н20 желтоватого
цвета, мелкими гексагональными пластинками гмелинита (Ка2,Са )
А123±4012 «6Н20 розового цвета, более крупными снежно-белыми
тетрагонтриоктаэдрами анальцима Ка2А1231дО12 *2Н20 размером до
7 мм. В пустотах растворения в шестоватых кристаллах ломонтита-
леонгардита развиты мелкие кристаллы филлипсита (Са,йа2,к2,Ва,
Зг)^ А1651100^2•12Н20.

Другие интрузивы первомайско-аюдагского комплекса, карадаг-
ская свита, субвулканические тела бодракского комплекса. Все эти
матматиты в той или иной, чаще в значительной степени метаморфи-
зованы в условиях пронит-пумпеллиитовой фации. Количество мине-
ральных агрегатов - метаморфических новообразований составляет
от 3-5 до 80-95% объема пород, обычно около 20-40%. Оливин, чаще
слагающий вкрапленники, полностью замещен агрегатами карбоната,
серпентина и карбоната, карбоната и талька, серпентина и талька,
талька, карбоната и сапонита. Нередко, карбонатные псевдоморфозы
по оливину очень похожи на миндалины с карбонатом, первые отли-
чаются по наличию микровключений хромшпинелидов. Вкрапленники
ромбического пироксена полностью (чаще) или частично замещены
серпентином, серпентином и карбонатом, тальком, пумпеллиитом,
карбонатом и стильпномеланом, железистым монтмориллонитом. Выде-
ления авгита частично, реже почти полностью замещены карбонатом,
карбонатом с хлоритом и пумпеллиитом, пумпеллиитом, карбонатом и
минералами группы смектита. - Кальциевые плагиоклазы обычно мало
изменены, нередко пятнисто или полностью альбитизированы и кар-
бонатизированы, или замещены тонкозернистыми агрегатами пренита
и клиноцоизита, или пумпеллиита. Преобладающая масса пород
частью замещена мелко- и тонкозернистыми агрегатами карбоната с
хлоритом ± клиноцоизит ± пирит, хлоритом с карбонатом + кварц +
альбит + клиноцоизит + титанит, пумпеллиитом с альбитом и прени-
том, пренитом с хлоритом + клиноцоизит - эпидот + пумпеллиит, кар-
боната с монтмориллонитом и другими минералами группы смектита,
В редких случаях среди метаморфитов наблюдаются небольшие участки
существенно пумпеллиит-карбонатного состава, скопления мелкозер-
нистого пумпеллиита в них достигают I мм. В метаморфизованных
породах развиты микропрожилки карбоната, пумпеллиита, карбоната,
окаймленные пластинчатыми агрегатами железистого пумпеллиита.
Содержание пумпеллиита в некоторых типах метаморфитов достигает
15-2С$, местами минерал относительно крупнопластинчатый; вероят-
но, подобный пумпеллиит "в измененных диабазовых порфиритах" опи-
сан как биотит (Оникиенко и др., 1986). В метадолеритах и мета-
базальтах Трудолюбовского массива наблюдались жилы мощностью до
3 см, гнезда и прожилки желтого (макроскопически)- железистого
пренита; в метадолеритах и метабазальтах силла Короновского - не-
большие гнезда и короткометражные прожилки маложелезистого прени-
та светло-зеленоватого цвета. Миндалины в метавулканитах и мета-
долеритах заполнены карбонатами, халцедоном и полосчатым халцедо-
ном - агатом, пумпеллиитом, пумпеллиитом с альбитом, цеолитами.

В штоке габбро-долеритов (в левом борту оврага Мендер) вдоль
зон дробления СЗ простирания габброиды замещены агрегатами анке-
рита Са (М§ , Ре ) (С03)2» диккита, хлорита с прожилками доломита
и кальцита; в кальците имеются мелкие включения кварца, антра-
ксолита (твердый битум), халькопирита. Подобные зоны наблюдались
в мелких интрузивных и субвулканических телах в оврагах Джидаир-
ский и Бодракский.

Таврическая серия. В терригенных породах метаморфические новооб-
разования обычно очень мелкозернистые, надежно диагностируются
только с помощью рентгеновских дифрактограмм: это диккит, смешан-
нослойные глинистые минералы хлоритового типа - зеленоватый дон-
бассит (каолинит-хлорит) и голубоватый алуштит (на основе накри-
та) , карбонаты, кварц, иногда 14 А хлориты типа рипидолита и
брунсвигита. Диккит, как и алуштит, иногда образуют скопления с
поперечником до 2-6 см, а также наблюдаются в кварцевых жилах
(Попов, 1938). В горизонтах песчаников у подножия горы Шелудивая
(Мангушский овраг) встречаются небольшие прожилки и гнезда, выст-
ланные мелкими кристаллами анкерита, на которые наросли уплощен-
ные кристаллы дымчатого кварца размером от первых мм до 3x4x1 см.
Все эти новообразования характерны для горизонтов, содержащих
то или иное количество карбонатного материала.

В редких бескарбонатных метаграувакках таврической серии в
шлифах наблюдался пумпеллиит в мелких пластинках и чешуйках буро-
вато-зеленого и грязно-зеленого цвета, с ясным плеохроизмом.

Таким образом, в долине Бодрака осадочные толщи метаморфизо-
ваны так же, как вулканиты и плутониты среднеюрского возраста.

Бассейн р.Альмы

Субвулканические долериты и базальты здесь заметно метаморфи-
зованы в условиях пренит-пумпеллиитовой фации: в них развита мас-
са тонкозернистых агрегатов железистого пумпеллиита* в том числе
и по плагиоклазу, агрегатов пумпеллиита со стильпномеланом. Мел-
кие миндалины заполнены пумпеллиитом, пумпеллиитом с карбонатом
и альбитом, серым халцедоном с кварцем и цеолитами и апофиллитом,
агатом, агатом с оторочками гейландита и других цеолитов, сердо-
ликом, желто-красным халцедоном. Метабазальты пересечены прожилка-
ми ломонтита, стильбита (десмина) СаА125±7018 «Т^О, халцедона,
гидротермальных яшм.

Бассейн р.Салгир

(у СйДдЙуш)

ЗИВЫ, Эти интрузивы широко известны, благодаря•обилию цеолитовой
минерализации, тесно связанной с низкоградным метаморфизмом. Инт-
рузивные породы заметно метаморфизованы в условиях пренит пумпел-
лиитовой фации, содержат массу тонко- и мелкозернистых агрегатов
железистого пумпеллиита, карбоната, альбита, пренита, хлорита,
тремолита, стильпномелана, местами минералов группы монтморилло-
нита и группы каолинита. Б метаморфизованных интрузивных породах
многочисленные трещины, зоны дробления и пустоты выщелачивания
покрыты корками пренита с включениями пумпеллиита, пренита с квар-
цем, на которые наросли агрегаты тремолит-асбеста, а чаще глино-
земистого палыгорскита,обычно в ассоциации с карбонатами.Попере-
чник листоватых агрегатов палыгорскита достигает 0,5 м^ (Лучиц-
кий, 1939). Состав палыгорскита (анал.А.Е. Ферсман) отвечает
( мв2,89 г*О*О7 ^2,04 ^5 ^3:1-7,08'А-к),92^8020^0н^ •вЕ^Р,МН0Г0ЧЕ-
сленные трещины в интрузивных породах выполнены агрегатами ломо-
нтита-леонгардита, которые нередко наросли и на пренитовые кор-
ки. На агрегаты пренита с кварцем и кальцитом в одних участках
наросли пластинчатые выделения красноватого гейландита, покрытые
кристаллами пирита и микросферолитами хлорита типа делесси’та; в
других - агрегаты кристаллов или отдельные призматические кри-
сталлы филлипсита и бариевого филлипсита - уэлльсита, на которые
наросли мелкие зонально-окрашенные (ядро-кирпично-красное, кай-
ма - розоватая) кристаллы хмелинита; на хмелинит наросли корки
или обильные кристаллы анальцима и кальцита. Уэлльсит розового,
оранжевого,красного цвета,реже водяно-прозрачный, слагает кристал-
лы длиной до 8 мм. Состав уэлльсита по данным А.Е.Ферсмана, 1213
(Попов, 1938) и М.Н.Шкабарда (1950): (Сад. ^Кд- ффВэд 423г0 08
йа0,05^2,91^А15,04Рв0^02^5,0б3111,03032,03‘12,5Н20 и

Са1.05ВаО ,423г0 ,ЮНаО ,юЬ ,12А15,5631Ю ,32°31,53 *11 ’5Н2° *
Иногда уэлльсит ассоциирует с кальцитом и селадонитом. В метагаб-
роидах и метадиоритах встречаются прожилки стильбита, а также
датолита. Карбонаты (анкерит, доломит, кальцит) вместе с кварцем,
или палыгорскитом, или диккитом слагают гнезда размером до ЗОк
15 см, многочисленные жилки и жилы, цемент брекчий в зонах дроб-
ления.

Сидя долеритув У селДозовре. залегающий среди таврической серии,
который описан В.И. Лебединским (1962) как дифференцированный по
составу. Фактические данные в работе В.И.Лебединского показали,
что I) состав пород центральной части силла однороден; 2) состав
пород приконтактовых участков заметно от них отличается - здесь
долериты интенсивно метаморфизованы: карбонатизированы, альбити-
зированы, хлоритизированы, в них развити вторичный кварц; 3) по-
рода центральной части силла метаморфизованы аналогично, но в го-
раздо меньшей степени. Средние составы пород центральной ( п =4)
и краевой ( п =2) частей этого силла, масс.%: ЗЮг 45,01 и
43,36; ТЮ2 0,50 и 0,59; Р20? 0,19 и 0,13; А12О3 14,15 и
13,09; Рэ20з+ РеО 10,97 и 7,74;МпО' 0,15 и 0,18; М§0 9,28 и 4,21;
СаО 9,88 и 11,85;	2,98 и 4,43; К20 0,91 и 0,10; Н20+

3,41 и 3,82; С02	2,45 и 10,12; 3 0,01 и 0,16; сумма 99,79 и

99,78. Как видно, при метаморфизме долеритов произошел привнос
углекислоты, вода, серы, кальцитя, натрия, частичный вынос маг-
ния, калия, железа.

Гн>КГ^- ^ц^у_2чньц; лав (Петропавловский каоьрр\. В андезит о-базаль-
тах широко развиты тонко- и мелкозернистые метаморфические ново-
образования: высокожелезистый пумпеллиит с пренитом и кварцем;
альбит с карбонатом, хлоритом и кварцем; альбит с карбонатом,
пумпеллиитом, кварцем, титанитом, хлоритом, клиноцоизитом; скоп-
ления вторичного нерешетчатого калишпата. Количество метаморфи-
ческих новообразований обычно составляет 10-30$ объема пород.
Метавулканиты содержат маломощные жилки карбоната с альбитом;
мелкие миндалины в них заполнены карбонатом с кварцем или кварцем
с хлоритом и пумпеллиитом. Мощный покров однородных подушечных	с

андезито-базальтов (спилитов) представляет удобный объект для	е

изучения петрохимии процессов низкоградного метаморфизма. Валовый	>

состав пород и содержание в них 31, А1 , Т1, Ее, изменились
относительно слабо, заметен привнос воды и углекислоты; об устой- I
чивости валового состава пород свидетельствует близость средних	е

оценок состава по сериям анализов из сборов В.М.Ряховского, М.Н.

Щербаковой, Р.Н.Кочуровой (см.табл.2.6). В то же-время, характер- ]
на сильная изменчивость содержания калия - от 0,24 до 3,06% 1^0
(в среднем 1,3%) и натрия - от 0,88 до 5,87% Ка20 (в среднем
3,5%), а также стронция - от 7 до 1000 г/т Зг . Таким образом
приметаморфизме произошло перераспределение (диспропорционирова-
ние) калия; в участках, обогащенных калием, отмечены новообразова- 1
ния калишпата. Подобные же образования калишпата наблюдаются и в
метадолеритах (диабазах) Петропавловского карьера и южного берега
Крыма; именно такие породы были описаны В.И.Лучицким (1939) и дру-
гими петрографами как эссекситовые диабазы и эссекситы. На самом
деле, эти матматиты в целом низко- или умеренно щелочные и калие-
вые, т.е. не имеют отношения к эссекситам. Метаморфическое пере-
распределение стронция очевидно послужило предпосылкой возникнове-
ния богатых стронцием минералов (см.ниже). Метавулканиты - спили-
товые андезито-базальты Петровского карьера весьма слабо магнитны.
Вулканогенно-обломочные породы Петропавловского карьера, метамор-
физованы идентично подушечными лавами, но более интенсивно: в ме-
тавулканитах развиты участки пумпеллиит-альбитового состава разме-
ром до 5 см и многочисленные прожилки и гнезда ломонтита, кальци-
та с ломонтитом, пренита, пренита с ломонтитом, ломонтита с хал-
цедоном, ломонтита с филлипситом, красных и бурых яшм. Ломонтит и
филлипсит содержат до 1% стронция. Метаморфизованные туфы и туфо-
турбидиты зеленые и серо-зеленые с отчетливым голубовато-синева-
тым оттенком, который обусловлен обилием железистого пумпеллиита.
Таврическая серия. В метаморфизованных терригенных породах разви-
ты кварцевые жилы с бесцветным или дымчатым кварцем, с карбоната-
ми, диккитом, иногда со смешенно-слойными хлоритовыми минерала-
ми.

Южнобережное поднятие

Район горы Аюдаг

Габброиды, кварцевые диориты и гранофировые гранитоиды Аюдаг-
14 2
ского интрузива заметно метаморфизованы только в приконтактовой
зоне, где в породах развиты тонкозернистые агрегаты карбоната с
хлоритом, вторичным кварцем, пумпеллиитом, стильпномеланом, аль-
битом. Метагабброиды слабо магнитны. В отдельных участках масси-
ва Аюдаг встречаются породы, почти целиком состоящие из карбона-
та, хлорита и пумпеллиита.

В метаосадочных породах таврической серии обильны метаморфо-
генные кварцевые жилы с диккитом и алуштитом.

Район западнее г.Ялты

Большая часть вулканитов покровной и субвулканической фаций
метаморфизованы в условиях пренит-пумпеллийтовой фаций; в породах
развиты новообразования пренита, карбоната, хлорита, альбита,
пумпеллиита... Обычно породы метаморфизованы относительно слабо,
в отдельных участках (район горы Хыр) - интенсивно. Метавулкани-
ты сопровождаются массой прожилков, гнезд и жил пренита с квар-
цем и кальцитом, пренита и ломонтита, пренита с кварцем и датоли-
том, кварца со стильбитом, цеолитов с датолитом. Датолит молочно-
белый, сливной, иногда в прозрачных бесцветных или розовых кри-
сталлах длиной до I см.

В метавулканитах самых верхних покровов и субвулканических
тел, залегающих непосредственно под известняками верхней коры, от-
сутствует пумпеллиит и развит ломонтит в ассоциации с пренитом,
кварцем, хлоритом. Эта минеральная ассоциация отвечает высокотем-
пературной части цеолитовой фации - ломонтит-пренит-кварцевой фа-
ции Г.Винклера (1969). Жильная минерализация здесь аналогична опи-
санной выше.

В среднеюрской угленосной толще (в районе м.Ифигении) в
терригенных породах широко развиты глинистые минералы группы монт-
мориллонита, смешанно-слойные глинистые минералы, менее диккит,
часть из них, вероятно, имеет метаморфогенное происхождение. Для
оценки условий метаморфизма широко используют степень графитиза-
- ции углеродистого вещества и степень упорядочения графитвида и -
графита по их оптическим, рентгенометрическим и иным характери-
стикам. Исследованное углеродистое вещество среднеюрской толщи
отвечает графитоиду (полуграфит или графит-а по ЪапЛа, 1971).
По рентгенометрическим данным (	=3,39-3,41 А ; примесь ром-

боэдрической фазы графита в гексагональной составляет 26-32%)
степень графитизации углистого вещества составляет 0,15-0,3, по
величине отражения в воздухе Н $$$ =6,1-8,2% степень графитиза-

143
ЦЕИ составляет 0,25-0,35 до данным в ( К«1ес1пзка, 1980; БалсИе,
1971). Такая степень графитизации отвечает верхам цеолитовой фа-
ции.

Район г.Балаклавы-м.Фиолент

Вулканиты карадагской серии и породы субвулканических даек в
заметной степени метаморфизованы в условиях пренит-пумпеллиитовой
фации. Метавулканиты сопровождаются жилами и прожилками кварца с
гематитом .ломонтита-леонгардита, гейландита, анальцима.

 Ка рад а гс к и й __м а с с и в

Вулканиты и осадочные породы рамы вулканического массива за-
метно метаморфизованы в условиях цеолитовой фации, главным обра-
зом, ее низкотемпературной части. В вулканитах повсеместно разви-
ты тонко- и мелкозернистые новообразования карбонатов, кварца,
далессита, зеленого саладонитак(м§, 1,в24‘)1'е^+Б±4о1О(он)2 •о,5н2о.
(С.Д.Четвериков, 1935), альбита и, нередко, нерешетчатого кали-
шпата, натрово-кальциевых цеолитов, халцедона, пирита. В западной
части вулканического массива широко развиты анальцим и мезолит
Ка2Са2Д1б31д0^0«н20 в ассоциации с кварцем, кальцитом, анкеритом
(наиболее низкотемпературные ассоциации цеолитовой фации). В цент-
ральной части и восточной части вулканического массива анальцим
отсутствует; здесь широко развиты альбит, гейландит, стильбит,
морденит, желтые и бурые халцедоны (и яшмы) с гетитом НЕеОз,
красные халцедоны (сердолики) с тонкораспыленным гематитом (то есть
более высокотемпературные ассоциации цеолитовой фации). К востоку
-северо-востоку от Карадагского массива в мелких субвулканических
телах развиты новообразования пренита, альбита, кварца, ломонтита,
хлорита, селадонита, халцедона (это наиболее высокотемпературные
ассоциации цеолитовой фации - ломонтит-пренит-кварцевая фации
Г.Винклера); метавулканиты сопровождаются гнездами и жилками пре-
нита с ломонтитом, и ломонтита с фторапофиллитом, датолитом и
кальцитом, кальцита с кварцем. В осадочных породах, в том числе в
сидеритах около Карадагского массива развиты жилки гейландита и
анкерита.

Метавулканиты' Карадагского массива сопровождаются бесчислен-
ными жилами и гнездами разнообразных халцедонов, агатов, цеолитов,
карбонатов, кварца (в том числе цитрин и аметист), пирита, кото-
рые выполняют и миндалины в вулканических бомбах в туфах и лавах.
Мощность жил халцедона и агата колеблется от долей до 25 см, дли-
на их от первых см до 160 м.
Итак, метаморфическая зональность сечет геологические струк-
туры вулканического массива Карадаг. В этом наиболее активном в
Крыму центре вулканизма развиты самые низкотемпературные "после-
вулканические" образования. Следовательно, и в данном районе низ-
коградный метаморфизм оторван от вулканизма и "резко” наложен на
вулканические образования.

О ГЕОЛОГИЧЕСКОМ ВОЗРАСТЕ,, ЗО-
НАЛЬНОСТИ, ОСОБЕННОСТЯХ НИЗКО-
ГРАДНОГО МЕТАМОРФИЗМА ГОРНОГО
КРЫМА

Возраст метаморфизма. Изложенные материалы показывают, что
цеолитовая минерализация сопряжена с низкоградным метаморфизмом
и обычно завершает его. Возраст цеолитовой минерализации по А.Е.
Ферсману отвечает самому началу мела, по С.П.Попову - концу сред-
ней или началу поздней юры (Попов, 1938). Фактические данные,
приведенные, выше показали, что зональный метаморфизм цеолитовой
фации - пренит-пумпеллиитовой фации - фации зеленых сланцев на-
ложен на допозднеюрские образования Горного Крыма. Низкоградный
метаморфизм и цеолитовая минерализация оторваны по возрасту от
вулканизма позднебайосского времени.

Минеральные ассоциации пренит-пумпеллиитовой и цеолитовой фа-
ций (в субвулканических базальтах и долеритах, в осадочных поро-
дах) уничтожены в ореолах контактового метаморфизме интрузивов

гранитоидов кастельского комплекса.

Этими геологическими соотношениями определен возраст низко-
градного регионального метаморфизма.	*

Зональность и параметры метаморфизма. В деталях метаморфическая
зональность сечет геологические структуры (см.описание Карадаг-
ского массива). В целом же метаморфическая зональность конфодана
наиболее крупным структурам Горного Крыма: в ядрах поднятий раз-
виты метаморфиты пренит-пумпеллиитовой фации (а глубже - зелено-
сланцевой), на крыльях поднятий - метаморфиты цеолитовой фации.—

Минеральные ассоциации и состав минералов метаморфитов пренит-
пумпеллиитовой фации района р.Бодрак указывают на то, что они
возникли при 300°С и около 2 кбар. Это соответствует минимальной
глубине около 6 км. Реальная оценка мощности перекрывающихся толщ
около 2 км. Вероятно необходимые масштабы погружения - нагруже-
ния могли быть обеспечены только за счет надвигообразования.
Представляется, что пик метаморфизма погружения отвечал этапу

10-1314
максимума надвигообразования. Вслед за этим довольно быстро на-
чало происходить воздымание и постепенное остывание метаморфизо-
ванных толщ, что сопровождалось образованием все более низкотем-
пературных ассоциаций жильных минералов (см.описания метаморфи-
ческих и метасоматических образований Первомайского и Ферсманов-
ского интрузивов): от пренит-ломонтитовых до анальцимовых.
Особенности низкрградного метаморфизма Горного Крыма. Особен-
ностью метавулканитов, метадолеритов, метагаббро и метадиоритов
пренит-пумпеллиитовой фации Крыма является обилие в них карбона-
тов и, соответственно, заметное количество глинистых минералов в
ущерб кальциевым алюмосиликатам (пренит и др.). При метаморфизме
помимо обычной для низкоградного метаморфизма гидратации матмати-
тов произошла их довольно интенсивная карбонатизацияГ особенно в
приконтактовой части интрузивных и субвулканических тел, залегаю-
щих среди осадочных толщ (см.описание метадолеритов силла у сел.
Лозовое). Источниками воды и углекислоты вероятно служили мета-
морфизуемые осадочные толщи крымского комплекса, богатые глини-
стыми минералами и содержащие карбонаты; еще одним источником уг-
лекислоты служили известняково-туфовые породы, широко развитые в
карадагской серии. При метаморфизме на контактах пород резко от-
личного состава (долериты и карбонат-содержащие аргиллиты и др.)
происходили процессы привноса-выноса: из осадочных толщ в долери-
ты привнос углекислоты, кальция, серы; из долеритов в осадочные
породы привнос магния и калия и т.п.

ПОСЛЕСРЕДНЕЮРСКИЕ МЕТАСОМАТИЧЕ™
СКИЕ ОБРАЗОВАНИЯ ГОРНОГО КРЫМА

Жильная минерализация	в кар-
бонатных толщах верхней	юры,

валанжина и готерива

В зонах дробления среди карбонатных толщ верхней юры-нижнего
мела широко развиты жилы и гнезда кальцита, нередко с включениями
марказита. В таких гнездах встречены кристаллы прозрачного каль-
цита размером до 7 см, отдельные участки которых по качеству от-
вечают оптическому исландскому шпату. В районе Феодосии (мыс Ильи)
Гасцры и других в зонах дробления среди известняков, брекчиевид-
ных известняков, мергелей с блоками доломитов развиты жилы и гне-
зда кальцита и анкерита с кварцем, баритом, целестином, маркази-
том; кальцита с баритом и марказитом; барита с сидеритом (Попов,
1938); размер кристаллов барита до 2,5 см; марказит нередко слага-
ет шарообразные агрегаты; по целестину местами развит стронцианит.
Возможно с этими образованиями одновозрастны барит-каль-
цитовые жилы среди пород таврической серии у сел. Трудолюбовка и
барит-кварц-кальцитовые жилы среди базальтов в долине р.Коккозки.
В верхнеюрских известняках у источника Аян наблюдалась обильная
вкрапленность пирита и халькопирита; халькопирит в значительной
части замещен малахитом, в почках с поперечником до I см.

В кальцитах на стенках ряда небольших карстовых пещер темпе-
ратура гомогенизации газово-жидких включений достигает 220°. Су-
дя по этому, какая-то часть (вероятно небольшая) карстовых пустот
возникла при гидротермальном выщелачивании.

Минеральные новообразования
коры выветривания

Здесь будут отмечены только некоторые из минеральных новооб-
разований коры выветривания (зоны окисления), которые легко наблю-
даются макроскопически.

Сидериты, обильные в таврической серии и в угленосной толще
средней юры, обычно покрыты более или менее толстой коркой бурых
гидрооксидов железа - лимонитом (смесь гетита, гидрогетита и др.
минералов). В продуктах выветривания марганцовистого сидерита тав-
рической серии лимониту сопутствуют черные гидроокислы марганца
типа псиломелана и вернадита. Дисульфиды железа - пирит и марказит;
слагающие микро- и макроконкреции в осадочных породах таврической
серии, мела и палеогена, скопления в кварц-карбонатных жилах, ак-
цессорную вкрапленность в магматических породах (совместно с пир-
ротином) .обычно частью или полностью замещены гидроокислами желе-
за (нередко с вростками гипергенной самородной серы). Когда кон-
креции пирита-марказита находятся в известняках или мергелях, они
при выветривании замещаются обычно гипсом. В тех местах, где ско-
рость эрозии велика (береговые обрывы массива Карадага и др.),
пирит часто покрыт корками желтых сульфатов железа.

В зоне выветривания кварц-карбонатных жил с галенитом, сфале-
ритом, пиритом, халькопиритом, залегающих в Эски-Орданском интру-
зиве кварцевых микрогаббро-диоритов, А.Е.Ферсман установил тонкие
налеты гринокита саз канареечного-желтого цвета (Попов, 1938).
Гипергенный гринокит возник, очевидно, за счет разложения кадаи-
стого сфалерита.

Скопления пирита-марказита в таврической серии иногда сопро-
вождаются рассеянной вкрапленностью. сфалерита и халькопирита,при
выветривании последнего образуются медная зелень (малахит) и азу-
147
рит (мыс Плака).

В пеще^тх среди терригенно-карбонатных пород палеогена С.П.
Попов обнаружил выцветы селитры.

Литература

Алексеева Л.И. Териофауна раннего антропогена Вос-
точной Европы//Тр.ГИН АН СССР. 1977. Вып.300. С.115-171.

Андреева-Григорович А.С. Зональный под л
за нанопланктоном палеогенови.. в клад в Бахчисарая//Доповид.АН
УССР. Сер.геол. Я 3. С.195-197.

Андрусов Н.И. Геологические исследования в западной
половине Керченского полуострова, произведенные летом 1884 г.
//К геологии Керченского полуострова. Одесса. 1886. С.69-147.

Бабак В.И. Стратиграфия новейших континентальных отло-
жений и основные черты неотектоники Крыма//Мат-лы Всесоюзн.со-
вещ.изучения четвертичн.периода.М., 1961. С.358-366.

Багдасарян Г.П., Лебединский В.И. Новые
данные об абсолютном возрасте магматических пород Горного Крыма
//Докл.АН СССР. 1967. Т.173. № I. С.149-152.

Белокрыс Л.С. Сармат юга СССР//Стратиграфия кайнозоя
Северного Причерноморья и Крыма. Днепропетровск, 1976. С.3-21.

Бонч-Осмоловский Г. А., Шайтан-Коба.
Крымская стоянка типа Абри-Оди//Волл.комисс,по изуч.четвертичы.
периода. 1930.	2. С.61-77.

Бугрова Э.М. Зональное деление эоцена Бахчисарайского
района Крыма по мелким фораминиферам//Изв.АН СССР.Сер.геол.1988.
№ I. С.82-91.

Борисяк А. А. Севастопольская фауна млекопитающих//Тр.
Геол.ком. 1914. Вып.87. 154 с.

Василенко В.К. Стратиграфия и фауна моллюсков эоце-
новых отложений Крыма//Тр.ВНИГРИ.Нов.серия.1952. Выл.59. 128 с.

В е к л и ч М.Ф., С и р е н к о Н.А.- Плиоцен и плейстоцен
левобережья Нижнего Днепра и Равнинного Крыма. Киев, 1976. 186 с.

Веселов А.А., Гри-горович А.С., Саве-
нко Н.Г. К вопросу о ярусном делении палеогена СССР//Докл.
АН СССР.1973. Т.209. № 2. С.423-425.

Винклер Г. Генезис метаморфических пород.М. :1969.
247 с.
Геологическая карта СССР, масштаб I:1 ООО 000 (новая серия).
Объяснительная записка, лист ъ -(36),(37) - Симферополь. Л.:
1986. 134 с.

Геологическое- строение Качинского поднятия Горного Крыма.
Стратиграфия мезозоя. М,: 1988. 235 с.

Геология СССР. М.:1969. Т.8. Крым. 4.1. Геологическое описа-
ние. М.: 576 с.

Г е т л и н г Р.В. Датолит района дер.Бодрак в Крыму и не-
которые особенности его генезиса//Зап.ВМ0. 1960. 4.89. Вып.1.
С.102-105.

Голев Б.Т., Андреева-Григорович А.С.
Нуммулитиды и нанопланктон палеогенового разреза Белокаменска
(Инкерман) в Крыму//Палеонтологичеекий сборник. 1982. й 19. С. 97-
106.

Голев Б.Т..Андреева-Григорович А.С.
О возрасте нуммулитовых известняков Крыма//Палеонтологический
сборник. гё 26. 1989. С.74-78.

Голев Б.Т., С о в ч и к Я.В. О зональном делении эоце-
на Бахчисарайского разреза по нуммулитидам//Тр.ВНИИГаз. 1971.
Выл.31 (39-32). С.56-65.

Голубничая Л.М. Олигоцен и нижний миоцен//Геол.
СССР. М.: 1969. Т.8. Крым. 4.1. Геологическое описание. С.224-231.

Жижченко Б.П. Нижний миоцен. Средний миоцен//Стратиг-
рафия СССР. М.-Л.: 1940. Т.12. Неоген. С.11-227.

Зубков и ч М.Е, К стратиграфии танетского яруса Запад-
ного Крыма//Докл.АН СССР. 1956. Т.108.5. С.920-922.

Карпов Г.А. Использование геотермальных скважин для
экспериментальных работ по минералообразованию//Вулканизм, гидро-
термы и глубины Земли. Петропавловск-Камчатский. 1969. С.1СЛ.

Клюкин А. А., Щепинский А.А. Новые палеолитиче-
ские находки в отложениях террас р.Альма (Крым)//Бюлл.Комиссии
по изуч.четвэртичн.периода. 1983. № 52. С.156-164.

Кожевников А.В. Антропоген гор и предгорий Юга СССР
(генетический анализ, стратиграфия, палеогеографические и нео-
тектонические аспекты): Автореф.дис.докт.геол.-мия.наук. М.:1979.
66 с.

Кожевников А.В., Н а й д и н а Н.Н. Таврская сви-
та Юго-Западного Крыма//Бюлл.М0ИП.0тд.геолД983. Т.58. Вып.6.
С.105-120.

Коптев-Дворников В.С. и др. Современное сос-
тояние терминологии и номенклатуры изверженных породХ/Магаатизм,
формации крист.пород и глубины Земли/Тр.4-го Всес.петр.совещ.

4.2. М.: 1972. С.87-100.

Кочурова Р.П. Магматизм северо-западной части Горно-
го Крыма. Л.: 1968. III с.

Кравченко С.М. Новые данные по петрографии интру-
зивных массивов южной части Центрального Крыма//Бюлл.МОИП.Отд.
геол. 1957. гё 6. С.138.

Кумбс Д.С. Минеральные фации низких ступеней метамор-
физма в Новой Зеландии//Тектоника и петрография. М.: 1963. С.146-
166.

Леб ед.и некий В.И. Дифференцированная пластовая
интрузия диабазов в Горном Крыму//Изв.АН СССР.Оср-.гоол. 1962.
№ II. С.84-94.

Лебединский В.И. Пластовые интрузии в таврической
серии и.их роль в геологической истории Горного Крыма//Изв.АН
СССР. Сер.геол. 1962. # 4. С.32-39.

Лебединский В.И., Макаров Н.Н. Вулканизм
Горного Крыма. Киев. 1962. 208 с.

Левинсон-Лессинг Ф.Ю.«Дьяконова-
Савельева Е.Н. Вулканическая группа Карадага в Крыму.
М.-Л.: 1933. 151 с.

Лутц Б.Г. Геохимия океанического и континентального маг-
матизма. М.: 1980. 246 с.

Лучицкий В.И. Петрография Крыма. М.-Л.: 1939 . 98 с.

Львова Е.В. Равнинный Крым. Киев. 1978. 188 с.

Магматические горные породы: Классификация. Номенклатура.
Петрография. 4.1. М.: 1983. 367 с. 4.2. М.: 1983. С.369-768.
4.3. Основные породы. М.: 1985. 485 с.

М а й л и н З.Л. Третичные отложения Крыма. Л.-М.: 1951.
229 с.

Мартынов Е.Г. К стратиграфии плейстоценовых отложе-
ний среднего течения Альмы в Крыму//Бюлл.МОИП.Отд. геол. 1969. Т.
ПУ. Вып. 5. С.64-71.

М и л а н о в с к и й Е.Е. «Короновский Н.В.
Орогенный вулканизм и тектоника Альпийского пояса Евразии. М.:
1973. 280 с.

Морозов В.Г. Зональная стратиграфия датско-монских от-
ложений СССР и граница мела и палеогена//Граница меловых и тре-
тичных отложений. М.: 1960. С.83-100.

150
М у з ы л е в Н.Г. Стратиграфия палеогена Юга СССР по нано-
планктону (Северный Кавказ и Крым)//Тр.ГИН АН СССР. 1980. Вып.
348. 96 с.

Муратов М.В. О миоценовой и плиоценовой истории раз-
вития Крымского полуострова//Бюлл.МОИП. Отд. геол. 1954. Т.29.
Вып.1. С.3-20.

Муратов М.В. Краткий очерк геологического строения
Крымского полуострова. М.: 1960. 207 с.

Муратов М.В. Палеогеография киммерийского века сред-
него плиоцена в области Черноморско-Каспийского бассейна//Лито-
логия и полезные ископаемые. 1964. № 4. С.3-20.

Муратов М.В. Неогеновая система Крыма. Континенталь-
ные отложения//Геология СССР. М.: 1969. Т.8. Крым (4.1. Геологи-
ческое описание). С.264-271.

Муратов М.Н., Немков Г.И. Палеогеновые отложения
окрестностей Бахчисарая и их значение для стратиграфии палеогена
Юга СССР//Палеогеновые отложения юга европейской части СССР. М.:
1960. С.15-23.

Муратов М.В., Николаев Н.И. Террасы Горного
Крыма//Волл.МОИП.Пов.сер. Т.47. Отд.геол. 1939. Т.ХУП. Вып.2-3.
С.3-15.

Муратов М.В., Николаев Н.И. Четвертичная исто-
рия и развитие рельефа Горного Крыма//Уч.зап.МГУ.География. 1941.
Вып.48. С.65-73.

Н а б о к о С.И. Химизм реальных минералообразующих раство-
ров//Геология и география. 1968. Й 3. С.3-13.

Немков Г.И., Бархатова Н.Н. Нуммулиты, асси-
лины и оперкулины Крыма//Тр. геол.музея игл.А.П.Карпинского. 1961.
Вып.У. 124 с.

Никифорова К.В. и др. Климатические колебания и де-
тальная стратиграфия верхнеплиоценовых и нижнеплейстоценовых от-
ложений юга СССР//Геология четвертичного периода. Инженерная гео-
логия. Проблемы гидрогеологии аридной зоны. М.: 1976. С.IСП-II9.

Никифорова К.В. и др. Хроностратиграйическая схе-
ма позднего кайнозоя европейской части СССР//Дистанционное зонди-
рование. Четвертичная геология и геоморфология. М.: 1980. С.65-
68.

О н и к и е н к о С.К. и др. Низкотемпературные изменения
диабазовых порфиритов в бассейне р.Бодрак (Горный Крым)//Изв.
ВУЗов. Геология и разведка. 1986. I. С.121-123.

151
Печенкина А.П. Распределение верхнеэоценовых фора-
минифер в Бахчисарайском разрезе//Стратиграфия и палеогеография
кайнозоя газонефтеносных областей юга Советского Союза/Тр.ЕНИИГаз.
1971.Вып.ЗГ.(39-32/40). С.НЕ-82.

П л о ш к о В;В. Ассоциация пикритов и кварцевых диабазов
Крыма//Докл.АН СССР. 1979. Т.244. № 2. С.442-445.

Попов С.П. Минералогия Крыма. М.-Л.: 1938. 352 с.

Привезенцев Ю.С., Фомина Н.Л., Черепа-
нова И.Ю. Пограничные отложения симферопольского и бодракско-
го ярусов в районе сел.Скалистое Бахчисарайского района//Изв.
ВУЗов. Геология и разведка. 1977.	9. С.159-161.

Путеводитель экскурсий (ХП Европейский микропале опт о логиче-
ский коллоквиум). М.: 1971. 148 с.

Решение постоянной стратиграфической комиссии по палеогену
СССР, принятое 15-19 мая 1962 г.//Сов.геол.1963. гё 4. С.145-154.

Семененко В.Н. Плиоцен Крыма//Стратиграфия УССР. Не-
оген. Киев.!975. С.24-31.

Семененко В.Н., Певзнер М.А. Корреляция верх-
него миоцена и плиоцена Понто-Каспия по биостратиграфическим и
палеомагнитным данным.//Изв.АН СССР. Сер.геол. 1979. I. С.5-15.

Славин В.И. Современные геологические процессы в Юго-
Западном Крыму. М.: 1975. 195 с.

Славин В.И. Новые данные о возрасте таврской свиты в
Крыму//Докл.АН СССР. 1977. Т.235.	5. С.П40-П43.

Славин В.И., Пермяков В.В., Нероденко
В.М. .Дехтярева Л.В. Геологическое строение Крымских
гор//УССР. Сводный путеводитель. ХХУП сессия МГК. СССР. М.:1984.
Киев. 1984. С.83-107.

Соколов Н.А. Мае±ос1оп агуепепеХз Н1рраг1оп.

вгас11е из третичных образований Крыма//Тр.С.-Петерб.об-ва ес-
тествоисп. 1883. Т.ХЕУ. №1. С.119-132.

Стратиграфия СССР. Палеогеновая система. М.: 1975. 524 с.

Стратиграфическая схема палеогеновых отложений Украины. Киев.
1987. 116 с.

Файф Д ж. и др. Флюиды в земной коре. М.: 1981. 436 с.

Федоров П.В. Закономерности колебаний уровней Каспий-
ского,Черного и Средиземного морей в плейстоцене//Геология чет-
вертичного периода. Инженерная геология. Проблемы гидрогеологии
аридной зоны. М.: 1976. С.136-142.
Федоров П.В. Плейстоцен Понто-Каспия//Тр.1ИН АН СССР.
1978. Вып.310. 164 с.

Федоров П.В. Проблема изменений уровня Черного моря
в плейстоцене//Бюлл.МОИП.Отд.геол. 1988. Т.63. Вып.4. С.55-61.

Федорович Б.А. О пестрых рухляках Крыма//Докл. АН
СССР. 1928. Вып.1-2.	2. С.17-22.

Формозов А. А. Пещерная стоянка староселье и ее место
в палеолите// Мат-лы к иссл.по археол.СССР. 1958. Вып. ТЕ.

Ф о х т К.К. Заметки об экскурсии в Крыму. Остатки гиппари-
она близ Николаевки//Тр.Сиб.об-ва естествоиспыт. 1887. Т.18. С.
25.

Ч е к у н о в А.В., Веселов А. А., Гилькман
А.И. Геологическое строение и история развития Причерноморского
прогиба. Киев.1976. 163 с.

Шатагин Н.Н. Пумпеллиит из Бахчисарайского района
Крыма//Вестн.Моск.ун-та. Сер.4. Геология. 1964.	4. С.68-7Е.

Ш у ц к а я Е.К. Стратиграфия нижнего палеогена Крыма//Тр.
ВНИГНИ. 1958. Вып.Х. С.107-116.

Ш у ц к а я Е.К. Стратиграфия, фораминиферы и палеогеогра-
фия нижнего палеогена Крыма, Предкавказья и западной части Сред-
ней Азии. М.: 1970. 256 с.

Э б е р з и н А.Г. Плиоцен Крыма//Геология СССР. Т.8. М.-Л.:
1947. Крым, 4.1. С.187-199.

Ярцева М.В. К вопросу о возрасте "датско-монских"
известняков Юго-Западного Крыма//Вопросы микропалеонтологии. Вып.
ТО. М.: 1'966. С.248-254.

Виййхп^коп А.?., ЪхпйзХеу Р.Н. Хгоп-кхка-
пхиш оххВе тхпегаХз аш! зупкВекхс едигуаХепкз//Х.РекгоХ. 1964.
УоХ.5. Р.3X0-357.

С о о ш Ъ з Р.8. ек аХ. Оссигепсе оп ргеПпхке-рипреХХухке
Раохез шекашогрЬхзш хп погкВегп Махпе//АтегД.8сх.Х970 .УоХ.268.
К 2. Р.142-156.	===

Р и. п п Р.1., Н е а с о г Р.Н,., 5 х ш ш о п з М.В. Реппх-
Хепарехке, кНе Мд-апаХодие ор зкхХрпошеХапе, апХ сЬешхсаХ Хака оп
окНег зкхХрпошеХапе зресхез ±гот РгапкХхп, Кею Хегзеу//Сапа<1.
ЬИпегаХ. 1984. УоХ.22.Р.259-263.

Н х к о з Н х Н. Раке Мезозохо ко гесепк кеоко^епезхз ап 4
1кз Ъеагхп§ оп к Не текашогр.Нхзт хп Кею 2еХап<1 апс! хп Дарац//Нерк.
РеоХ. Зшгу. Харап. 1968. К.229. 45 р.

Кюхесхпзка В. М1пегаХо§у о Г пакигаХ 2Гар1аХкез//Ргасе тхпе-
153
гаЕо^хсзе. 1980. К 67. 87 р.

Е а и X х з О. ОгарИхЫгаЫоп о± ХхзрегзеХ сагЪопасеоиз та-
1егха1 хи теЪалюгрИеХ госкз//Соп±гхЪ.Ыхпега1.РеЪго1. 1971. Уо1.
30. Р.34-45.

Е е Ваз №.<!., Ее М. а 1 1 г е В.И., 3 I г е с к е 1-
зеп А,, 2апе111п В. А скетхса! сЕаззхЕхсаЫоп о!
уоЕсапхс госкз ЪазеХ оп ЕИе Ьо±а1 а1ка11-з111са Хха§гат//Х’.Ре'Ьго1. \
1986. Уо1.27. И 3. Р.745-750.

М 1 ± з и о К.е-Ь а1. ЫеХатогрЫзт хи ЫогЪИегп-Еаз! ТапХгауа.
Харап//Х.6ео1.8ос.Хар. 1971. УО1.77. К И. Р.701-722.

ОххХе тхпега1з//Веухемз хи МхпегаЕо^у. 1981. УоЕ.З. 502 р.

Р о и с 1 е 1 А., Мено! В.Р., Р х Ъ о и 1 е М. Ее
та§та1хзте аЕсаИп ро’Ьаззхдие Хе 1'ахге V01сап.x^и.е Хез Ухгип^а
(ВхЕХ оссхХеп±а1 Хе 1,Ез’Ь)//Ви11.Мхпега1.1983. УоЕ.Юб, Р.607-
622.

3 и г X а т В.С. Ргепх1е-ритре11ух±е те1а§геутеаскез теЪа-
тогрЫс Еасхез хи Хке хз1ааХ Vалсо^ег//Атег.Ыхг.ега1.19б9. "Уо!.
54. Р.256-263.

Т а у 1 о г З.В. Оеоскетхз'Ьгу о! ап.Хезх±ез//0гх2Хп апХ
ХхзХгхЪиНоп о! Хке е!етеп1з. ЕХ.Е.Н.АИгепз. Е.; Е-Т: 1968. Р.
16-39.
С ОДеР-лИНИе

Предисловие..................................................3

I.	Стратиграфия.............................................4

Кайнозойская группа ................................... 4

Палеогеновая система (А.А.Воронина) ................. 4

Палеоцен............................................5

Датский ярус......................................5

Монский ярус.....................................14

Танетский ярус...................................16

Эоцен..............................................20

Ипрский ярус.....................................20

Лютетский ярус...................................29

Бартонский ярус..................................30

Приабонский ярус.................................32

Олигоцен...........................................33

Майкопская серия.................................34

Планорбелловая свита.............................34

Молочанская свита................................35

Серогозская свита ...............................35

Неогеновая система...................................36

Миоцен (А.А.Воронина)..............................37

Тарханский региоярус.............................37

Чокракский региоярус...........................  37

Карагановой региоярус............................37

Конкский региоярус...............................38

Сарматский региоярус.............................38

Мэотический региоярус............................38

Плиоцен (А.В.Кожевников, М.Ю.Никитин) .............39

Таврская свита...................................39

Береговская свита................................47

Ан^ропогеновая система (А.В.Кожевников,М.Ю.Никитин) .48

Эоплейстоцен..................................  .	.49

Нижний плейстоцен..................................52

Средний плейстоцен.................................53

Верхний плейстоцен и	голоцен......................59

П. Магматические образования (Э.М.Спиридонов, Т.0.Федоров,

В.М.Ряховский, М.Н.Щербакова)............................69

Позднепалеозойская (?)-триасовая офиолитовая ассоциа-
ция...................................................76
Зуйский гипербазитовый комплекс.......................76

Новоселовская вулканическая серия...................  76

Ранне-среднемезозойская островодужная ассоциация .... 76

Позднетриасовая (?) кичикская толща...................76

Среднеюрский допозднебайосский первомайско-аюдагский
интрузивный комплекс..................................77

Позднебайосская бодракско-карадагская вулканическая
серия.................................................90

Карадагская серия...................................95

Бодракский субвулканический комплекс...............108

Карадагский субвулканический комплекс..............119

Общие особенности ранне-среднемезозойских магмати-
ческих образований.................................121

Допозднеюрский кастельский интрузивный комплекс . . .127

Позднемезозойская субплатформенная ассоциация..........130

Позднеальбская балаклавская вулканическая серия . . . 130

Ш. Метаморфические и метасоматические образования
(Э.М.Спиридонов)........................................131

Некоторые замечания о низкоградном региональном метамор-
физме..................................................131

Метаморфиты фации зеленых	сланцев.....................135

Метаморфиты пренит-пумпеллиитовой и цеолитовой фаций и
сопутствующие метасоматические допозднеюрские образова-
ния....................................................136

О геологическом возрасте, зональности и особенностях
низкоградного метаморфизма Горного Крыла...............145

Послесреднеюрские метасоматические образования Горного

Крыма................................................. 146

Жильная минерализация в карбонатных толщах верхней юры,
валанжина и	готерива................................  146

Минеральные	новообразования коры выветривания.........147

Литература.................................................148
Учебное издание

Геологическое строение Качинского поднятия Горного Крыма

Зав. редакцией И.И.Щехура

Редактор Л .М.Батыгина

Художественный редактор А.Л.Прокошев

Технический редактор 0.В.Андреева
н/к

Подписано в печать 18.10.89. Л-15541. Формат 60x90/16.

Бумага офс. 15 Офсетная печать. Усл.печ.л. 10,0.

Уч.-изд.л. 9,73. Тиран 800 экз. Заказ Ц 1514 Заказное.

Изд. й 1249. Цена 30 коп.

Ордена "Знак Почета" издательство Московского университета.
103009, Москва, ул.Герцена, 5/7.

Типография ордена "Знак Почета" изд-ва ГИГУ.

119899, Москва, Ленинские горы.
Цена 30 коп.