CC BY
86
УДК 551.21 (234.86)
М.Ю. Промыслова1, Л.И. Демина2, А.Ю. Бычков3, А.И. Гущин4, В.В. Царев5 ПРИРОДА МАГМАТИЗМА РАЙОНА МЫСА ФИОЛЕНТ (ЮГО-ЗАПАДНЫЙ КРЫМ)
Приведены новые оригинальные данные о химическом составе (редкоземельные и микроэлементы) магматических пород, развитых в центральной части мыса Фиолент. Обсуждаются возможные геодинамические обстановки проявления магматизма.
Ключевые слова: магматизм, геодинамическая обстановка, подушечные лавы, плагиорио-литы, Юго-Западный Крым.
The article presents novel data on the chemical composition (rare-earth and trace elements) of igneous rocks developed in the central part of the Fiolent Cape. Possible geodynamic settings of magma-tism are discussed.
Key words: magmatism, geodynamic setting, pillow lavas, plagiorhiolites, South-West Crimea.
Введение. Магматизм Крымского п-ова к настоящему времени изучен достаточно детально благодаря исследованиям В.И. Лучицкого, С.М. Кравченко, В.И. Павлинова, а также В.И. Лебединского и Н.Н. Макарова [1962], В.И. Лебединского и И.В. Соловьева [1988], Э.М. Спиридонова с соавторами [1989, 1990], Е.Е. Шнюковой [2005, 2013] и многих других. В трудах вышеперечисленных исследователей достаточно полно описаны местоположение многочисленных выходов магматических пород, геологическая позиция, строение массивов магматических пород, а также их петрографические особенности, однако разрешены далеко не все проблемы петрографии, геохимии, эволюции магматизма и его геодинамической природы в рассматриваемом регионе, поэтому необходимы дополнительные исследования с применением новейших технологий и методик изучения магматических образований.
Согласно данным А.П. Коваленко и А.А. Пасынкова [1986], основные структурные элементы Горного Крыма представлены тектоно-магматическими блоками и межблоковыми прогибами, возникшими в раннеорогенную стадию развития. Выделены три тектоно-магматиче-ских блока — Западно-Крымский, Средне-Крымский и Восточно-Крымский, а в их пределах — кольцевые морфоструктуры центрального типа, включающие почти все проявления интрузивного и эффузивного магматизма. Средне-Крымский тектоно-магматический блок резко отличается от других структур наибольшей насыщенностью магмагическими образованиями разных
состава и генезиса. На его площади установлены два палеовулканических центра, которые связаны с зоной Салгирско-Октябрьского глубинного разлома. В северо-западной части блока выделяется Северо-Крым-ский палеовулканический центр, южнее расположен Алуштинский палеовулканический центр, ограниченный несколькими концентрическими нарушениями. Этот центр, в отличие от других палеовулканических центров Горного Крыма, характеризуется исключительно интрузивными образованиями гипабиссальной фации глубинности. В пределах Восточно-Крымского блока находится магматический массив Карадаг. Наименее изучены магматические образования Западно-Крымского блока, хотя именно их изучение может дать ответ на некоторые принципиальные вопросы, касающиеся не только магматизма, но и геологии всего Крымского п-ова.
Отметим, что большинство авторов рассматривали магматизм Крыма с позиций геосинклинальной концепции. В.И. Лебединский и Н.Н. Макаров [1962] относят магматические образования мыса Фиолент к раннегеосинклинальной спилит-кератофировой формации. В последнее время появились работы, в которых геологическая история Крыма, неотъемлемой частью которой является магматизм, обсуждается с позиций тектоники литосферных плит. Согласно данным В.В. Юдина [2003], в раннем триасе происходил спрединг океанической коры Мезотетиса, а средне-юрский магматизм связан с зоной субдукции северного наклона.
1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра динамической геологии, науч. с., канд. геол.-минерал. н.; e-mail: mary.promyslova@gmail.com
2 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра динамической геологии, вед. науч. с., канд. геол.-минерал. н.; e-mail: lidem06@rambler.ru
3 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра геохимии, доцент, канд. геол.-минерал. н.; e-mail: bychkov@geol.msu.ru
4 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра динамической геологии, доцент, канд. геол.-минерал. н.; e-mail: alexmsu-824@mail.ru
5 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, геологический факультет, кафедра динамической геологии, студент; e-mail: Charev2011@yandex.ru
Магматиты Центрального Фиолента. В Юго-Западном Крыму магматические породы приурочены к самой южной части Гераклейского плато и обнажены в стометровых обрывах западнее г. Балаклава вдоль берега моря на протяжении 7 км в районе мыса Фио-лент. По Георгиевскому разлому, приходящемуся на восточное окончание магматических выходов и прослеженному на морском дне, этот район резко отделяется от остального Крыма. До последнего времени известны лишь единичные работы, в которых обсуждается магматизм мыса Фиолент. Магматизм этого района традиционно сопоставляют с карадагским [Лебединский, Соловьев, 1988], а время его проявления относят к средней юре (байос), что отражено на всех геологических картах Крыма. Магматический массив мыса Фиолент считается щитовым вулканом, цоколем которого служат отложения таврической серии (верхний триас—нижняя юра). Однако до сих пор в районе мыса Фиолент подобные образования не обнаружены ни на суше, ни на морском дне [Шнюко-ва, 2013]. Скважины, пробуренные к северу от мыса Фиолент на Гераклейском плато, также не вскрыли породы таврической серии. Вулканические образования с угловым и стратиграфическим несогласием перекрыты органогенно-детритовыми и глинистыми известняками сарматского яруса неогена, залегающими практически горизонтально. Лавовые потоки прорваны крутопадающими дайками разной мощности. Отметим, что, по мнению В.В. Юдина [2003], этот район представляет собой зону меланжа, состоящего из хаотически расположенных бескорневых глыб магматического материала.
Е.Е. Шнюковой [2013] магматические образования Фиолента разделены на три участка, каждый из которых отражает, по ее мнению, самостоятельный этап магматизма. На западном участке резко преобладают интрузивные тела габбро-долеритов, габбро-норитов, среди которых встречаются ультраосновные породы — верлиты, реже лерцолиты и дуниты с кумулятивными структурами. Центральный участок сложен магматитами контрастной базальт-плагиориолитовой серии. На восточном участке развиты преимущественно базальты, прорванные дайками оливиновых долеритов.
Летом 2013 г. нами проведены полевые работы в пределах Центрального Фиолента от мыса Лермонтова на западе до восточного окончания Яшмовой бухты (рис. 1). Магматические породы, развитые на этом участке, разделены на четыре группы.
К первой группе отнесены подушечные лавы, слагающие обрывы Царской бухты (рис. 2, А) и собственно мыс Фиолент как с западной, так и с восточной стороны. Подушки имеют размер от нескольких десятков сантиметров до 1—1,5 м. Межподушечное пространство занимают кремнистые образования — яшмы разнообразного, преимущественно желтого, бурого, ярко-красного, малинового, зеленого, бирюзового цвета, иногда с вкраплениями ярко-золотистого пирита. Согласно направлению вытянутости подушек лавы, можно определить, что они падают на юго-восток (угол падения 40—45°). Для подушечных лав характерна порфировая структура с вкрапленниками клинопироксена, основного измененного плагиоклаза и реже гиперстена. Вкрапленники клинопироксена
Рис. 1. Мыс Фиолент. Перекрытие вулканитов неогеновыми известняками
Рис. 2. Фото обнажения подушечных лав в скальных обрывах Царской бухты (А) и веерная столбчатая отдельность плагиорио-литов скалы Монах (Б)
размером до 3,5 мм часто образуют гломеропорфи-ровые сростки (рис. 3, А). В основной массе резко преобладает альбитизированный плагиоклаз, присут-
ствуют мелкие зерна клинопироксена, рудных минералов, измененное хлоритизированное и эпидотизи-рованное стекло, количество которого меняется в разных частях подушек от 5% в центре до 10—15% во внешних зонах.
Ко второй группе отнесены дайки долеритов, имеющие преимущественно северо-восточное, реже меридиональное и северо-западное простирание. Дайки секут подушечные лавы и плагиориолиты, контролируются разломной сетью и прослеживаются далеко в море в виде скальных гряд и цепочек на практически ровной поверхности шельфа [Иванов и др., 2009]. Они сложены массивными породами с характерной долеритовой (диабазовой) структурой (рис. 3, Б). В их составе преобладает зональный плагиоклаз, составляющий до 75—80% от общего объема пород, размер зерен от 0,05 до 0,4 мм. Зональность плагиоклаза подчеркнута вторичными изменениями — у кристаллов соссюритизированы только центральные более основные части. Клинопироксен образует отдельные идиоморфные сдвойникованные кристаллы размером от 0,4 до 1,2 мм. Редкие кристаллы оливина (0,05—1 мм) замещены агрегатами вторичных минералов. В долеритах присутствует стекло, содержание которого не превышает нескольких процентов.
Третья группа представлена плагиориолитами, слагающими преимущественно субвулканические тела — дайки, экструзивные купола, штоки. Этот тип пород развит преимущественно на восток от мыса Фиолент, где частично слагает скальные уступы Яшмовой бухты, а также экструзивные купола скал Монах и Георгиевская. Плагиориолитами сложены также скалы Ифигения, Орест и Пилат (основные достопримечательности Фиолента). Для этого типа плагиориолитов характерна столбчатая отдельность, часто веерная, что подтверждает их экструзивную природу (рис. 2, Б). Плагиориолиты — слабопорфировые породы с редкими вкрапленниками альбитизированного плагиоклаза размером от 0,5 до 1,5 мм (рис. 3, В). Основная масса сложена тонкими (0,05—0,1 мм) лейстами альбита (45%), мелкими (0,03—0,08 мм) зернышками кварца (35%) и измененным стеклом. Плагиориолиты разбиты трещинами, вдоль которых они сильнооквар-цованы и ожелезнены. Подчеркнем, что в скальных обрывах непосредственно самого мыса Фиолент наблюдаются тонкие прослои плагиориолитов среди подушечных лав.
К четвертой группе отнесены брекчии плагиорио-литов, развитые на восточном контакте купола Монах. Брекчии — в зависимости от степени изменения — окрашены в ржаво-белый или зеленовато-серый цвет. Обломки брекчий имеют разный размер — от глыб до мелкообломочного цемента (рис. 3, Г). Состав отдельных обломков и цемента одинаков. Подобные брекчии возникают обычно на склонах, особенно у подножий экструзивных куполов, и образуются в результате растрескивания и разламывания вязкой магмы в момент роста купола [Петрография, 1981].
Рис. 3. Фото шлифов: А — гломеропорфировые сростки в подушечных лавах, николи скрещены; Б — диабазовая структура долеритов, николи скрещены; В — порфировая структура плагиориолитов, николи скрещены; Г — брекчия плагиориолитов, николи параллельны;
Р1 — плагиоклаз, Срх — клинопироксен, 01 — оливин
Особенности химического состава магматических пород Центрального Фиолента. На классификационной ТЛ8-диаграмме (рис. 4, А) хорошо видно, что магматиты образуют контрастную бимодальную серию. Подушечные лавы и долериты относятся преимущественно к базальтам, трахибазальтам, трахиандезиба-зальтам (кроме двух анализов, фигуративные точки которых фиксируются в полях андезитов и трахиан-дезитов). Кислые породы попадают в поле риолитов, два образца соответствуют трахитам. Плагиориолиты относятся в основном к низкокалиевым разностям, кроме трех образцов, соответствующих среднекали-евым разностям (рис. 4, Б). Среди подушечных лав также преобладают низкокалиевые разности. Сред-некалиевых и высококалиевых пород существенно меньше. На диаграмме сериальной принадлежности ЛБМ практически все магматиты расположены в поле известково-щелочной серии (рис. 5, А). В то же время по соотношениям A1203—(Fe0+Ti02)—Mg0 подавляющее большинство подушечных лав относится к высокомагнезиальным толеитам; зафиксированы также базальтовые коматииты и известково-щелочные базальты (рис. 5, Б). Кислые разности пород распределились в полях толеитовых риолитов, а также извест-ково-щелочных риолитов и дацитов, реже андезитов.
Таким образом, для магматических пород Центрального Фиолента отмечена сериальная неопределенность, что, по мнению Ю.А. Миронова с соавторами [1999], характерно только для обстановки внутриплитного континентального рифтогенеза. Однако это противоречит устоявшемуся мнению об островодужной природе байосского магматизма Горного Крыма [Спиридонов и др., 1989], хотя и не исключает его рифтогенного характера. Хорошо известно, что рифтогенез проявляется на всех этапах цикла Вильсона, в том числе и в надсубдукционной обстановке. Кроме того, при континентальном рифтогенезе магматизм, как правило, носит антидромный характер, в то время как на участке в пределах Центрального Фиолента отчетливо проявлена гомодромная направленность магматизма — основные породы образовались раньше кислых.
С целью восстановления геодинамической природы магматитов Центрального Фиолента проанализированы образцы выделенных типов пород на содержание редкоземельных и других микроэлементов. Анализы проводились методом ISP-MS в лаборатории масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ИСП-МС) на кафедре геохимии геологического факультета МГУ имени М.В. Ломоносова.
NajO+KjO. мас.%
\ трахиты риолиты
mpaxitaudeat^y/' трахи- \ \базальты / \ андезиты \ * • •
/ трохи- \ \ ба:зальты/\ящ я ■ \ X \ ■ \ / \ \ ■ 3 и ■ • \ • \ • * 1
■ ■ ■■ ■V ■ ■ л • \ »
базальты андези-базалыпы 1 андезиты дациты 1 \
45 55 65 Si02, мас.%
), мас.% Б
10
•
•
- ■ ■ ^ 3 £ г-1 4Î 3 S s § й G. а
- Z s ■с ■ 5 з ¿1 ■II ..ji- ï 3 ■ • •
■ 5 « »
■ щ В •
■ ■ ■ ■ -1- л I
45
55
65
SiOi. мас.%
Рис. 4. Диаграммы 8Ю2—^а20+К20) (А) и 8Ю2—К20 (Б) для вулканитов Центрального Фиолента. Поля на диаграммах — по Майге Ы а1., 1989], анализы — по [Шнюкова, 2013]
Состав (таблица) и спектры редкоземельных элементов (рис. 6, А) показывают, что все разности пород отличаются низким содержанием редкоземельных элементов, что нехарактерно для магматических пород континентальных рифтов. Спектры редкоземельных элементов подушечных лав и долеритов расположены существенно ниже, даже по сравнению с эталонными нормальными базальтами для геодинамической обстановки срединно-океанических хребтов. Кроме того, для магматитов континентальных рифтов характерна более высокая степень обогащения легкими редкоземельными элементами по сравнению с тяжелыми. Четко виден бимодальный характер магматизма, что отмечалось ранее, а также общность геохимических черт плагиориолитов и их брекчий. Это выражается в характере спектров, наличии одинаковых (как положительных, так и отрицательных аномалий) элементов. Кислые разности пород по сравнению с основными обогащены редкоземельными элементами по всему спектру, в них резко проявлена европиевая
аномалия. Это может свидетельствовать о том, что они являются дифференциатами основных магм.
Таким образом, подушечные лавы и плагиорио-литы относятся к единой серии магматических пород и связаны с одним этапом проявления магматизма в районе Центрального Фиолента. В более поздних до-леритах, прорывающих как подушечные лавы, так и плагиориолиты, по сравнению с базальтами обнаружены меньшие значения концентрации легких редкоземельных элементов (лантана, церия и празеодима), а вид спектра близок к N-MORB (La/Lu < 1). На графике распределения микроэлементов в базальтах и долерите, нормализованных по N-MORB (рис. 6, Б), видно, что базальты и долериты незначительно обогащены крупноионными элементами — рубидием, барием, торием — и обеднены элементами с высокозаряженными ионами от неодима до хрома. Такое распределение микроэлементов установлено для толеи-товых серий задуговых бассейнов [Пирс и др., 1987], при этом обогащенность элементами с крупными ион-
Рис. 5. Диаграммы сериальной принадлежности для вулканитов Центрального Фиолента. Поля на диаграммах: А — по [Irvine, Baragar, 1971], Б — по [Jensen, 1976]; TR, TD, TA — риолиты, дациты, андезиты толеитовой серии соответственно; CR, CD, CA, CB — риолиты, дациты, андезиты, базальты извест-ково-щелочной серии соответственно; HFT — высокожелезистые толеиты; HMT — высокомагнезиальные толеиты; BK — базальтовые коматииты; анализы — по [Шнюкова, 2013]
ными радиусами связывают с субдукцион-ным генезисом магм, образующихся при спрединге в бассейнах с корой океанического типа.
Распределение ниобия и тантала резко отличается от индикаторного распределения в наиболее распространенных геодинамических обстановках. Хорошо известно, что эти элементы ввиду близости их химических свойств ведут себя в разных геохимических процессах сопряженно. Например, во всех сериях (кроме бонини-товых) магматических пород островных дуг отчетливо проявлен Та-минимум [Фролова, Бурикова, 1997], в то время как
Та-максимум характерен для рифто-генных обстановок континентов, задуго-вых бассейнов рифтового типа с деструкцией континентальной коры до начала спрединга, а также океанических островов и плато [Короновский, Демина, 2011].
В рассматриваемом случае содержание тантала и ниобия резко отличается: магматиты существенно обогащены танталом, но обеднены ниобием. Причины такого поведения этих элементов не совсем ясны и требуют дальнейшего изучения и обсуждения. Можно предположить, что в химизме магматитов мыса Фиолент зафиксирована переходная стадия от континентального рифтогенеза в тылу островной дуги к задуговому бассейну спредин-гового типа с разрывом континентальной коры. Отметим, что аналогичное распределение ниобия и тантала характерно для высокомагнезиальных базальтов Ломоносовского подводного массива, расположенного на дне Черного моря в 24 милях на юго-запад от мыса Фиолент [Шнюкова, 2013]. Геодинамическая природа Ломоносовского массива спорная, согласно данным А.Ф. Шнюкова с соавторами [1997], он представляет собой магматические фрагменты островной палеодуги мелового возраста. В то же время В.В. Юдин [2003] относит его образования к поздне-меловому—палеогеновому задугово-спредиговому комплексу.
Вопрос о возрасте магматических образований Фиолента остается открытым, главная причина этого состоит в отсутствии пород, вмещающих вулканиты. Единичные определения абсолютного возраста выпол-
нены Е.Е. Шнюковой [2005, 2013], но и они не решили проблему. Проанализированные и—РЬ 8НЫМР-методом цирконы (3 зерна) из дайки долеритов Центрального Фиолента указали на докембрийский возраст — 1771+28 млн лет. Этот факт может свидетельствовать либо о возрасте мантийного субстрата, из которого выплавлялись магмы, либо о захвате цирконов из докембрийских пород при движении магмы к поверхности. Для плагиориолита К—Дг-методом определен возраст в 174 млн лет, что соответствует байосскому веку средней юры.
Заключение. Анализ химического состава магма-титов Центрального Фиолента позволяет сделать вывод о том, что они сформировались, скорее всего, над зоной субдукции при рифтогенезе в обстановке заду-гового бассейна, развитие которого достигло спре-
Содержание микроэлементов и редкоземельных элементов в магматических породах Центрального Фиолента
Номер п/п, номер образца
Состав 1 2 3 4 5 6 7
Л-1 Л-1а 53/1 Мс-1 Ф-1/1 Ф-1/2 Ф-001
6,69 6,89 21,75 12,54 13,43 7,44 33,45
2,07 2,05 7,23 2,21 2,13 2,06 2,13
8е 40,59 36,39 38,09 8,9 8,05 8,19 6,63
Ве 0,26 0,22 0,18 0,12 0,94 1,04 0,88
Rb 10,99 10,63 14,12 24,46 19,56 18,75 4,96
Ва 121 124 98 133 135 91 120
и 0,28 0,22 0,08 0,46 0,35 0,23 0,4
РЬ 4,99 7,86 6,99 14,56 9,05 3,61 4,74
ти 1,14 1,19 0,44 2,41 1,98 1,74 1,67
8г 229 199 139 83 86 75 109
№ 0,68 0,51 1,01 5,89 2,22 1,89 1,52
Та 0,34 0,54 1,19 7,8 0,72 0,54 0,14
Ш 1,15 1,17 1,24 8,13 5,31 5,25 4,81
Zг 42,8 44,4 39,0 238,8 205,4 201,5 193,3
Y 16,3 16,21 18,07 43,84 41,09 44,81 44,15
N1 46,49 44,2 62,42 8,2 5,7 18,42 4,85
Со 31,74 31,24 29,87 1,47 0,81 0,21 0,33
V 284 289 286 4,21 3,93 1,58 3,39
Окончание табл.
Состав Номер п/п, номер образца
1 2 3 4 5 6 7
Л-1 Л-1а 53/1 Мс-1 Ф-1/1 Ф-1/2 Ф-001
Сг 175 124 160 9,89 3,94 3,28 1,57
La 3,92 4,35 2,10 12,07 12,32 9,72 11,90
Се 9,03 9,97 5,98 32,51 32,72 26,73 29,74
Рг 1,22 1,34 1,03 4,79 4,99 4,11 4,41
Ш 6,0 6,2 5,5 21,6 22,6 19,5 20,8
1,70 1,85 2,08 6,01 5,95 5,16 5,84
Ей 0,67 0,71 0,81 1,52 1,57 1,14 1,24
Gd 2,35 2,45 2,78 6,15 6,02 5,42 5,96
ТЬ 0,42 0,44 0,50 1,17 1,08 1,02 1,1
Dy 2,79 2,93 3,25 7,70 7,58 7,49 7,75
Но 0,66 0,67 0,73 1,69 1,64 1,73 1,64
Ег 1,93 2,00 2,15 5,14 4,93 5,22 4,75
Тш 0,29 0,28 0,33 0,80 0,74 0,81 0,71
УЬ 1,83 1,84 2,09 5,16 4,77 5,28 4,39
Ьи 0,29 0,29 0,31 0,79 0,73 0,84 0,67
динговой стадии. Преобладание подушечных лав в ассоциации с кремнистыми осадками свидетельствует о глубоководных условиях излияния магмы. Наличие габброидов и ультраосновных пород на западном окончании мыса Фиолент, а также обилие даек оливиновых долеритов позволяет отнести магматические комплексы Фиолента к фрагментам офиолитовой ассоциации, что предполагалось ранее [Шнюкова, 2005]. Существенная обедненность редкоземельными элементами во всем спектре, наличие субдукционной составляющей, выраженной в незначительном обогащении крупноионными элементами по сравнению с высокозарядными, свидетельствуют о выплавлении магмы в недрах океанической литосферы, которая уже была деплетирована при магмогенерации в обстановке срединно-океанического хребта океана Тетис.
Магматические комплексы задуговых бассейнов по прошествии некоторого времени после формирования оказываются вовлеченными в коллизионные или аккреционные процессы, поскольку они сопряжены с субдукционными процессами, ведущими к закрытию крупных океанических бассейнов. При этом их тыловодужное положение способствует лучшей сохранности магматических и осадочных комплексов, чем океанических, которые, как правило,
Примечание. Анализы выполнены в лаборатории масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой (ИСП-МС) кафедры геохимии геологического факультета МГУ имени М.В. Ломоносова, аналитик А.Ю. Бычков: 1, 2 — базальты; 3 — долерит; 4, 5 — плагиориолиты; 6, 7 — брекчии плагиориолитов.
почти полностью субдуцируются. Детальное петрологическое, геохимическое изучение офиолитовых разрезов и сопутствующих им вулканогенных и осадочных комплексов, известных в разных складчатых поясах, показало, что большинство из них представляют собой реликты коры океанического типа, сформированной в задуговых бассейнах. По мнению Дж. А. Пирса с соавторами [1987], лучшим критерием разделения офиолитов зоны субдукции и срединно-океанического хребта может служить доля участия средних и кислых пород в лавовых толщах и интрузиях в верхних частях разреза. В качестве примера эти авторы приводят комплекс Семайл в Омане, прорванный диорит-плагиогранитовыми интрузиями и содержащий в верхних частях лавовой толщи значительную долю андезитов и риолитов. В районе Центрального Фиолента плагиориолиты также более поздние, а их объем по сравнению с подушечными лавами незначителен — не более 7—10%.
Субщелочной характер части магматических пород мыса Фиолент, скорее всего, не является первичным и связан со спилитизацией, сопровождающейся натриевым метасоматозом. В то же время субщелочные серии магматитов наряду с известково-щелочными и толеитовыми обычны в задуговых бассейнах.
Рис. 6. Спектры редкоземельных элементов (А) и микроэлементов (Б) в магматитах Центрального Фиолента, хондрит — по [Sun, 1982], N-MORB — по [Tarney et al., 1981]
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Иванов В.Е., Ломакин И.Э., Тополюк А.С. и др. Особенности тектоники Юго-Западного Крыма // Геология и полезные ископаемые Мирового океана. 2009. № 4. С. 27—39.
Коваленко А.П., Пасынков А.А. Палеовулканические центры Горного Крыма // Докл. АН СССР. 1986. Т. 291, № 5. С. 1192-1195.
Короновский Н.В., Демина Л.И. Магматизм как индикатор геодинамических обстановок. М.: КДУ, 2011. 232 с.
Лебединский В.И., Макаров Н.Н. Вулканизм Горного Крыма. Киев: АН УССР, 1962.
Лебединский В.И., Соловьев И.В. Байосские вулкано-структуры Горного Крыма // Геол. журн. 1988. № 4. С. 85—93.
Миронов Ю.А., Ельянова Е.А., Зорина Ю.Г. и др. Вулканизм и океанское колчеданообразование. М.: Научный мир, 1999.
Петрография. Ч. II. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1981.
Пирс Дж.А, Липпард С.Дж, Робертс С. Особенности состава и тектоническое значение офиолитов над зонами субдукции // Геология окраинных бассейнов. М.: Мир, 1987. С. 134-165.
Спиридонов Э.М., Коротаева Н.Н., Ладыгин В.М. Хром-шпинелиды, титаномагнетит и ильменит островодужных вулканитов Горного Крыма // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 4. Геология. 1989. № 6. С. 37-55.
Спиридонов Э.М., Федоров Т.О., Ряховский В.М. Магматические образования Горного Крыма // Бюлл. МОИП. Отд. геол. 1990. Т. 65, вып. 4. С. 102-112.
Фролова Т.И., Бурикова И.А. Магматические формации современных геотектонических обстановок. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1997. 319 с.
Шнюков А.Ф., Щербаков И.Б., Шнюкова Е.Е. Палео-островная дуга севера Черного моря. Киев: НАНУ, 1997. 287 с.
Шнюкова Е.Е. Магматические породы мыса Фиолент // Происхождение магматических пород: Мат-лы Междунар. (X Всеросс.) петрографического совещ. «Петрография XXI века». Апатиты: КНЦ, 2005. С. 289-291.
Шнюкова Е.Е. Магматизм зоны сочленения Западно-Черноморской впадины, Горного Крыма и Скифской плиты: Автореф. докт. дисс. Киев, 2013. 40 с.
Юдин В.В. Магматизм Крымско-Черноморского региона с позиций актуалистической геодинамики // Мшеральш ресурси Украши. 2003. № 3. С. 18-21.
Irvine T.N., Barager W.R.A. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks // Canad. J. Earth Sci. 1971. Vol. 8. P. 523-548.
Jensen L.S. A new Cation plot for classification of the common volcanic rocks. Ontario Departmen of Mines: Miscellaneous, 1976. Pap. 66.
Le Maitre R.W., Bateman P., Dudek A. et al. A classification of igneous rocks and Glossary of Terms, Blackwell. Oxford, 1989. 193 p.
Sun S.S. Chemical composition and origin of the Earth's primitive mantle // Geochim. et Cosmochim. Acta. 1982. Vol. 46. P. 179-192.
Tarney J., Sanders A.D., Mattey D.P. et al. Geochemical aspects of back-art spreading in the Scotia See and western Pacific // Phil. Trans. R. Soc. Lond. 1981. Vol. A300. P. 263-285.
Поступила в редакцию 22.05.2014
