Девон в геосинклинальной зоне материка. Налегание кобленцского яруса девона на венлокские отложения силура

КАЛЕДОНСКАЯ СКЛАДЧАТОСТЬ

 

Девон в геосинклинальной зоне материка. Налегание кобленцского яруса девона на венлокские отложения силура

 

 

Области распространения девона в геосинклинальной зоне материка

 

Девонские отложения геосинклинального типа известны в Европе в Южной Польше (Карпаты, Судеты), Румынии, Болгарии, Чехословакии, ГДР, ФРГ, Франции, Бельгии, на Британских островах, Сардинии, в Испании и Португалии. Характер взаимоотношений девона с подстилающими его силурийскими и более древними отложениями в каждой пз этих стран представляется в следующем виде.

 

1. Польша. В геосинклинальной части Южной Польши расположены следующие разрезы: 1) Lubachow, 2) Uszkowice, 3) Gorlichyna, 4) Bratkowice, 5) Hucisko, (3) Gwozdziec, 7) Osiek, 8) Buska Zdroj, 9) Merd- zechow, 10) Zalucza, 11) Lapczyca, 12) Krakow, 13) Rzeszolazy, 14) Ci- eszin, 15) Gory Swietokrzyskie (запад), 16) Gory Swietokrzyskie (восток), 17) Sandomir, 18) Rachow, 19) Glucholazy, 20) Strzclin, 21) Swiebodrice, 22) Zbrza, 23) Brzeziny, 24) Brda (юг), 25) Brda (север), 26) Kielze, 27) Miedrzygora, 28) Lenarszyce, 29) Doliny, 30) Lysogory, 31) Klimantow. В большинстве перечисленных районов девон залегает на силуре с перерывом и угловым несогласпем, однако имеются и такие районы, где он залегает согласно. Что касается некоторых районов с согласным залеганием девона на силуре, то п здесь между исследователями имеются разногласия. Так, например, Я. Самсонович (Samsonowicz, 1956) отмечает в Келецко-Сандомирском хребте налегание нижнего девона с угловым несогласием на кембрий (северный склон горы Slowiec), а М. Пайхлова (Pajchlowa, 1959b) считает характерным для всего региона Свентокши- ских гор согласное залегание жединского яруса нижнего девона на верхнем силуре. П. Рохлих (Rochlich, 1У5У) предполагает, что на юге Свеп- гокшиских гор девон залегает на сплуре несогласно, а на севере перерыв и несогласие между ними отсутствуют.

 

Во всех других районах, расположенных южнее Свентокшнских гор, польские геологи отмечают несогласное залегание девона на силуре или ордовике, как например в районе Brzezin (Tomczyk, 1964а).

 

2.         Румыния. В Румынии девон известен в двух районах: в Ман- галии, на черноморском побережье, приблизительно в 10 км от болгарской границы, и в области Банат, на западе страны. Сведения о девонских отложениях первого района имеются в работе Г. Райлеану н А. Семака (Raileanu, Semaka, 1966), а второго — в работе А. Кодарча и соавторов (Codarcea, Raileanu, Nastaseanu, 1960). В Мангалии низы девона сложены в основном слапцами с флорой, переходящими вниз также в сланцевые толщи. Предполагается, что эти нижние сланцы могут относиться к верхам силура, тогда перерыв на границе силура и девона здесь будет отсутствовать. Наоборот, в области Банат, по данным упомянутых авторов, на сплуре лежит средний девон, а перерыв соответствует всей раннедевонской эпохе.

 

3.         Болгария. Пограничные слон силура и девона описаны в Болгарии X. Спасовым (1963) в окрестностях сел. Станьовици, где им предполагается постепенный переход от силура к девону, хотя зона контакта между ними обнажена слабо.

 

4.         Чехословакия. В пределах Чехословакии девонские отложения пользуются широким распространением и хорошо изучены как в отношении стратиграфии, так и характера их взаимоотношений с подстилающими породами. В работах геологов Чехословакии имеются описания стратиграфии и нижней границы девона следующих районов: 1) гор Границе в Моравском карее (Гомола, 1950; Dvorzak, Freyer, 1961), 2) области Карлштейн (Swoboda, Prantl, русское резюме, см. Свобода и Прантл, 1955а). 3) Конеирусской области (Svoboda, Prantl, русское резюме, см. Свобода н Прантл, 19556), 4) Сппшско-Гомерской области (Fusan, Maska, Zoubek, 1955), 5) Пражского района (Rohlich, Troger, 1961), (i) Штерберк-Бенешовского района в Судетах (Dvorzak, 1959; Rohlich, Troger, 1961), 7) окрестностей сел. Глинеске (Vachtl, 1962), 8) Остравско- Корвинского района, окрестности Остравы, Течина, Дебника (Zeman, i960), 9) Драганской возвышенности (Chlupac, Svoboda, 1961), 10) центральной части Чешского срединного палеозойского бассейна между Прагой и Бероуном (Свобода, 1963).

 

Почти во всех перечисленных районах между силуром и девоном имеет место перерыв и угловое несогласие, и только о Среднечешском бассейне в районе Праги И. Свобода (1963, стр. 138) пишет: «Девонские карбонатные фации, сохранившиеся в центре палеозойского бассейна Средней Чехии, вытянутого между Прагой и Бероуном, по большей части непосредственно и без перерывов связаны с карбонатными породами самых верхов силура». Однако в другой работе И. Свобода и Ф. Прантл (1958), характеризуя палеозой Баррандиепа, отмечают (стр. 18): «Позднекаледонская фаза проявилась здесь очень слабо, а перерыв в осадкоиакоплении настал лишь локально в северо-восточной части мульды и был кратковременным». Таким образом, и в этом районе перерыв на рубеже силура и девона также имел место, хотя он был кратковременным и неповсеместным.

 

5. Ф Р Г и ГДР. Девонские отложения широко распространены п хорошо изучены во всех основных палеозойских массивах: 1) Рейнских Сланцевых горах, в синклинальных структурах Келлервальда, Мар- бурга, Гиссена, Бланкенгейма, Геллесгеймера, Зауэрланда, Лана и др., 2) Гарце, 3) Саксо-Тюрингенскнх горах, 4) Франконском Лесу н 5) в Баварии. Характер взаимоотношений девона с подстилающими его более древними породами в этих областях представляется в следующем виде.

 

Рейнскпе Сланцевые горы. Граница силура и девона в этой области рассматривается в работах X. Г. Купфаля (Kupfahl, 1952) и Г. Йегера (Jaeger, 1962) по синклиналям Келлервальда, Марбурга и Гиссена, где оба автора отмечают согласное налегание карбонатных пород жединского и кобленцского ярусов нижнего девона (серия Skala) на карбонатные породы верхов лудлова. В мульдах Бланкенгейма и Геллесгеймера, по данным Г. Окса п Р. Вольфарта (Ochs, Wolfart, 1961), перерыв располагается между эйфелем (слои Lauclier) и нижним эмсом (слоями Ivlifer), т. е. является не преддевонскпм, а предсреднедевонскпм. В Зауэрланд- ской синклинали, согласно А. Эберту (Ebert, 1957), отмечаются только следы проявления среднедевонской — браиденбургской — фазы складчатости, имевшей место на рубеже эйфельского и живетского веков девона. Приблизительно в это же время происходили движения и в соседней синклинали Лан, о чем имеются сведения в работах В. Кегеля, Альберга (Kegel, Ahlberg, 1922) и С. Н. Бубнова (1935).

 

Гарц. Сведения о характере нижней границы девона в Гарце приводятся в работах Г. К. Эрбена (Erben, 1953, 1962) и Е. Шлегеля (Schle- gel, 1961). Г. К. Эрбен отмечает перерыв только в южной части Гарца, где он охватывает весь жедпп и нижнюю часть зигена. В северном Гарце из-за слабой обнаженности зоны контакта силура и девона вопрос о нем остается неразрешенным. Более или менее значительный перерыв между готландием п девоном отмечается Г. Ротом (Roth, 1954) в районе Бад- Лаутерберга.

 

Саксо-Тюрпнгенскне горы. Взаимоотношения силура и девона охарактеризованы в работах Г. Йегера (Jaeger, 1955, 1958), А. Вурма (Wurra, 1956), К. Трёгера, Г. Фрейера (Troger, Freyer, 1956), и К. Мора (Molir. 1961). Все они, за исключением Йегера (Jaeger, 1955), в области тюрин- генских фаций девона, т. е. на севере и северо-западе Саксо-Тюринген- ской зоны, отмечают согласное залегание девона на силуре без перерыва, а в области баварских фаций (на юге) перерыв охватывает весь нижний девон или жецпнский ярус. В работе 1958 г. п Йегер признает в Тюрпн- генской зоне согласное залегание силура и девона.

 

В Саксонии нижняя граница девона охарактеризована в работах К. Пицша (Pietzsch, 1955, 1960) и Г. Фрейера (Freyer, 1964). По данным Пицша, в Саксонии преддевонский перерыв охватывает весь нпжннй пли даже местами нижний и средний девон; в мульде Фогтлапда, по Г. Фрейеру (Freyer, 1964), преддевонский и предсреднедевонский перерывы отсутствуют, а имеется угловое несогласпе только между верхним и средним девоном, обусловленное ройской складчатостью.

 

Франконский Лес. В противоположность другим областям распространения силура и девона во Франконском Лесу имеют место как предде- вонский, так и предсреднедевонсклй перерывы. Характеристика этих перерывов дается в работах Д. Заннеманна (Sannemann, 1954), Л. Трейдинга (Greiling, 1957, 1962), Г. Турша (Thursch, 1959) и В. Штейна (Stein, 1965). Все авторы отмечают на границе силура и девона различной продолжительности перерыв, который охватывает верхний или средний и верхний лудлов и нижний девон. Иногда, однако, над перерывом залегает верхняя часть зигена, а иногда лишь верхняя часть эйфеля. Только В. Штейн допускает местами, где низы девона и верхи силура представлены фациями кремнистых пород, согласное залегание силура и девона, хотя в этих случаях установить характер границы труднее, чем в фациях карбонатных пород.

 

Бавария. В северо-восточной Баварии, по данным А. Вурма (Wurm, 1956), между силуром и девоном имеется перерыв, охватывающий весь или почти весь нижний девон. Перерыв сопровождается угловым несогласием. обусловленным эрийской фазой складчатости.

 

6. Франция и Бельгия. Во Франции и Бельгии девонские отложения распространены во всех основных палеозойских массивах — Армо- риканском массиве, Центральном Французском массиве (Черная Гора), в Арденнах и Пиренеях.

 

Армориканский массив. Характер взаимоотношений девонских и более древних подстилающих их отложений описывается в работах М. UI. Де- латтра (Dclattre, 1950) —бассейн Марло (департамент Финнстер), П. Каве, Г. Ларе и Ж. Пилле (Cavet, Lareux, Pillet, 1965) — синшшно- рий Редои—Ансени в окрестностях г. Шатобриан (департамент Иль и Вилен), Ж. Пено (Peneau, 1962) —ряд синклиналей (Laval, Martigne— Ferchaud, Segre, Angers, Ancenis, Grandlieu et Van dee) юго-восточной части Армориканского массива, П. Прюво (Pruvost, 1949) — районы Normania, Domnonaea, Mancellia, Laval, Bade de Brest, Ancenis (Angou), Vandee, Angers, П. Каве и Ж. Пилле (Cavet, Pillet, 1963) — синклиналь Ансени.

 

Характер взаимоотношений девона и более древних отложений в различных районах Армориканского массива, но данным, содержащимся в перечисленных работах, представляется в следующем виде.

 

В мульде Лаваль жединский ярус девона, представленный сланцами п кварцитами, по данным Ж. Пено (Peneau, 1962), согласно лежит на верхнем силуре того же состава. В синклинали Анже перерыв между силуром и девоном, по тем же данным, охватывает весь лудлов и жедин, а зиген ложится на венлок, сложенный сланцами и аргиллитами с желваками кремней. В синклинали Ансени, по материалам Ж. Пено (Peneau, 1962), П. Каве, Г. Ларе и Ж. Пилле (Cavet, Lareux, Pillet, 1965), перерыв охватывает венлок, лудлов, жедии и нпзы кобленца, а верхний кобленц лежит на ландоверпйских грубообломочных сланцах с прослоями и линзами черных кварцитов и фтаннтов. В Вандее, согласно П. Прюво (Pruvost, 1949), преддевонский перерыв охватывает весь нижппй девон и эйфельский ярус среднего. М. Ш. Делатр (Delattre, 1950) указывает, что в бассейне Марло, самом западном в Арморпке, девон, сложенный внизу кварцитами Сен-Мишель-де-Браспар точно не установленного возраста, налегает на породы брповера (позднего докембрия). В Нормандии, согласно П. Прюво (Pruvost, 1949), перерыв начался с живета и продолжался до конца девона.

 

Приведенные данные позволяют сделать заключение о том, что область Армориканского массива в позднекаледонскую эпоху испытала только неравномерное в различных частях поднятие, но не была затронута позднекаледонской складчатостью.

 

Черная Гора и северный борт Аквнтанского бассейна. В северном крыле Аквнтанского бассейна, к западу от Черной Горы, Ж. Мэтью (Mathieu, 1961) отмечает перерыв без углового песогласпя, охватывающий весь нижний девон и эйфельский ярус среднего. Живетские известняки н мраморы залегают с эрозионным несогласием на готлапдских зеленых плитняках с Orthis, возраст их точнее не определен. На южном склоне Черной Горы, как по старым данным Ж. Бержерона, относящимся еще к 1899 г.. так и по новым данным М. Мореля (Maurel, 1965),нижний девон с базальными конгломератами в основании залегает на ордовикских породах с перерывом, но без углового несогласия или с очень слабым угловым несогласием.

 

Верхняя Гаронна и Пиренеи. Сведения о характере нижней границы в районе Верхней Гаронны и Пиренеев имеются в работах Е. А. Персейла и Fui. Туренка (Perseil, Tourenq, 1964) — по департаменту Арьеж, Ж. П. Детомба (Destombes, 1953) — по верхней частп бассейна р. Га ронны, Ш. Делаттра и Ж. Ватерло (Delattre, Waterlot, 1959) — по району Скрпньяк, III. Делаттра (Delattre, 1957) — по Belle-Isle-in Terre.

 

В районе Арьежа преднижнедевонский перерыв отсутствует, а имеет место перерыв, охватывающий весь средний девон. В бассейне Верхней Гаронны, согласно Ж. П. Детомбу (Destombes. 1953), вопрос о соотношении девона п силура выяснен недостаточно, но более вероятно, что эти отложения залегают всюду согласно. В районах Скриньяк и Belle-Isle-in Terre различные горизонты нижнего девона залегают на метаморфических породах бриовера.

 

Арденны. Область Арденн относится уже к внешней зоне распространения позднекаледонской складчатости, где в связи с этим девон повсеместно лежит с угловым несогласием на более древних толщах палеозоя.

 

Сведепия о характере нижней границы девонских отложений в Арденнах, в Северной Франции и Бельгии имеются в работах П. Мишо (Michot.1945)—по бассейнам Мааса и Самбры, Е. Ассельберга (Asselberghs,1946)          — по районам долины Мааса к югу от массива Рокруа, участкам, расположенным к северу и северо-западу от массива Серпонт, к востоку от массива Ставло, району р. Тилеп, И. Граулиха (Graulich, 1951) — по массиву Ставло, П. Фурмарье (Fnrmarier, 1951) — по тому же району, Ж. Парена и П. Дюмона (Parent, Dumont, 1964) — по массиву Шоз во Французских Арденнах. Ж. Ватерло (Waterlot, 1956) —по массиву Рокруа, Б. Гезе (Geze, 1960) — по всей складчатой области Арденн, А. Бенье (Beug- nies, I960) — по массиву Живонн, Ш. Делаттра, Д. Мэтра и Ж. Ватерло (Delattre, Maitre, Waterlot, 1965) —по северным районам Франции, особенно по южному крылу Динантской синклинали. Все упомянутые авторы во всех перечисленных районах отмечают под жединскпм ярусом девона перерыв и угловое несогласие, выше которого лежат базальные конгломераты и пудинги жедина, а ниже — различные додевонские толщи до кембрия включительно. Число изученных разрезов достигает 30—35, так что выводы исследователей покоятся на достаточно прочной фактической основе.

 

7. Британские острова. Девон в фациях олдреда пользуется в пределах Британских островов широким распространением, и взаимоотношения его с более древними отложениями всюду хорошо изучены. Поскольку почти все пространство островов входит в зону европейских каледонид, девон почти повсеместно лежит с большим пли меньшим перерывом и угловым несогласием на палеозойских отложениях — от луд- ловских до кембрийских.

 

Шотландия. Сведенпя о взаимоотношениях девона с подстилающими его более древними отложениями имеются в работах Дж. Фемистра (Phemister, 1961) —по району северным нагорий Шотландии, Дж. Ричи (Richey, 1961) и В. С. Мак-Керроу (McKerrow, 1962) — по о-вам Арран и Мул, В. А. Эйлпса, Дж. Б. Спмпсона и А. Дж. Мак-Грегора (Eyles. Simpson, McGregor. 1965) — по окрестностям г. Эйр.

 

В первом районе средний олдред с угловым несогласием лежит на породах серии Мойн, занимая площадь около 950 миль2. Верхний олдред также с угловым несогласием лежит на нЛкнем. На о-вах Арран и Мул древний красный песчаник покоится несогласно на метаморфических породах — сланцах дальреда. В окрестностях г. Эйр нижний олдред несогласно лежит на даунтонских песчаниках и в свою очередь также несогласно покрывается верхним олдредом.

 

Англия. Вопрос о положении и характере границы между силуром и девоном в Англии и Уэльсе был рассмотрен С. Г. Строу (Strow, 1962) на Боннско-Брюссельском симпозиуме, посвященном этой проблеме. В работе сопоставлены 8 разрезов по районам: 1) Wye Valley, 2) Graig Ddu, 3) Afon Gwydderig, 4) Bhiwiau Hill, 5) Afon Sawdde, 6) Cilmaenllwid Quarry, 7) Llandyloslamlly Road, 8) SSW of Llanfihangel. Во всех разрезах самый нижниИ древний красный песчаник ложится на различные горизонты силура — от верхнего лудлова в первом районе до нижнего лудлова в последнем.

 

В Северной Англии Дж. Невилл (\eville, 1963) отмечает повсеместные перерывы как в основании нижнего олдреда, так и между ним и средним олдредом. Сведения о нижней границе девона в округе Шропшир Средней Англии имеются в работах Дж. П. Стивенсона и Митчелла (Stevenson, Mitchell, 1947), по районам Дэдли и Бриджнорс — в работе Т. Г. Уайтхеда и Р. В. Покока (Whitehead, Pocock, 1947), по району Лудлов того же округа — в статье К. Г. Голланда, Дж. Д. Лаусона и В. Дж. Уалниса (Holland, Lawson, Walnisley, 1963). В районах Дэдли и Бриджнорс преддевонское угловое несогласие расположено между слоями Диттон, относящимися к самым верхам силура или самым низам девона, и древними красными песчаниками; в окрестностях сел. Лудлов распространены лудловские и дауптонские отложения, залегающие согласно.

 

В Южной Англии, в районах Уэлс и Чеддэр (лист 280 однодюймовой карты Англии), по данным Дж. В. Грина и Ф. Б. А. Уилча (Green, Welch, 1965), верхний древний красный песчаник с базальными кварцевыми конгломератами в основании общей мощностью 400—530 м лежит с резким угловым несогласием на верхнеландоверийских андезитовых лавах, туфах и туфоконгломератах. Трансгрессивное залегание морских среднедевонских отложений в северном Девоне и западном Сомерсете охарактеризовано в работе Б. Д. Вебби (Webby, 1965).

 

Северный и Южный Уэльс. Характер нижней границы девона в Северном Уэльсе описан в работах Р. К. Мура (Moore, 1940), Б. Смита и Дж. Невилла (Smith, Neville, 1961), а в Южном — в атласе, Станфорда (лист 7. 8. изд. 1964 г.) и работе В. С. Мак-Керроу (McKerrow, 1962), посвященной хронологии каледонской складчатостп.

 

Все авторы как в Северном, так и в Южном Уэльсе отмечают повсеместное проявление позднекаледонской складчатости, обусловившей угловое несогласие в основании девона, при этом длительность перерыва и резкость углового несогласия возрастает от южных районов к северным, т. е. в сторону эпикаледонской платформы.

 

Ирландия. В исторической геологии Ирландии Дж. К. Чарльзворт (Charlesworth, 1963) рассматривает несогласное залегание древнего красного песчаника на подстилающих его породах как явление, характерное для всех районов распространения девона в Ирландии. Дж. Дж. Кэйпуэлл (Capewell, 1957) на основе 10 локальных разрезов района Уотерфорд юго-восточной Ирландии отмечает повсеместное угловое несогласие в основании олдреда, налегающего на силур или ордовик. Такой же характер залегания олдреда на ордовике описывает и И. Джордж (George, I960) в районе Уэксфорд, к северо-востоку от предыдущего района.

 

8.         Остров Сардиния. Несмотря на то что о. Сардиния расположен в средней, осевой зоне Альпийского геосинклинального пояса, нижнедевонские известняки с тентакулнтами, развитые в южной части острова, по данным Г. Альберти (Alberti, 1963), лежат с угловым несогласием на венлокских граптолитовых сланцах. Это дает некоторое основание предполагать, что позднекаледонская складчатость охватывала не только периферические зоны геосинклинального пояса, но и его среднюю, осевую часть.

 

9.         И с п а н и я и Португалия. Общий обзор девона Испании и Португалии был сделан Б. Меллендецом (Mellendez, 1953) на XIX сессии МГК в Алжире. В докладе им выделены следующие районы распространения девона: 1) Астурия и Леон, 2) Пиренеи и Каталония, 3) Балеар- ские острова. 4) провинции Сарагоса и Теруэль, 5) Сьерра-Морена и Эстремадура, 6) Португалия. Во всех перечисленных районах автором доклада в основании нижнего девона отмечается перерыв и трансгрессивное залегание нижнего девона на силуре. Однако в более поздних работах по различным районам развития девона в Испании в интерпретацию Б. Меллендеца внесены существенные изменения, в частности установлено согласное залегаппе силура и девона в северных районах страны, как на северо-западе, в Астурни, так и на северо-востоке, на южном склоне Пиренеев (район Гуэско). По-видимому, эти районы относятся к упоминавшемуся в предыдущих главах Североиспанскому флишевому трогу, обусловленному расположенным здесь длительно и однонаправленно развивавшимся глубинным разломом, режим которого не изменился даже при мощных деформациях земной коры в иозднекаледонскую эпоху. Согласное залегание силура и девона в Астурии описывается в работах Ф. Радига (Badig, 1962) — по разрезу Cabo Penas (приблизительные координаты 40° с. ш. и 7° з. д.), К. Полла (Poll, 1963) —по району Бель- монте (43°15' с. ш. и 6°05' з. д.), А. Брувера (Brouwer, 1965) — по всей складчатой зоне Кантабрпйских гор, Н. Ллопнс-Лладо (Llopis-Llado, 1965) — по всей провинции Астурпя, а также П. Трейдинга и Г. Пуш- манна (Greiling, Puschmann, 1965) — по району Барселоны.

 

Все авторы описывают согласное залегание нижнего девона и верхнего силура, которые представлены террнгенными толщами флишондиого типа. Такой же характер постепенного перехода верхнесплурийскпх сланцевых толщ в девонские отмечается М. Ватерло (Waterlot, 1961) и в долине р. Эзер в провинции Гуэско в северо-восточпой Испании. В Центральной Испании в системе складок Сьерра-Морена Е. М. Тригуэро (Triguero, 1961) в бассейне Гваделмец и Т. Е. Маркец (Marquez, 1962) во всей системе Сьерра-Морена отмечают в основании девона длительный перерыв, охватывающий весь лудловский и жединский ярусы, так что в обепх работах отмечается налегание кобленцского яруса девона на венлокские отложения силура.

 

Общее число изученных локальных разрезов, в которых выяснен характер нижней границы девона, в Европе равно 965, пз них в пределах платформы расположены 852 и в геосинклпиальной зоне 113 разрезов. Из этого количества разрезов в пределах платформы согласное залегание нижнего девопа на тиверском ярусе силура имеет место только в 6 (скважины Белз, Великие Мосты, Олексо и Золочев в СССР, а также скважина Тухала в Польше). В геосинклпиальной зоне Европы согласное залегание девона на силуре наблюдается в 16 разрезах, которые упомянуты выше.

 

Таким образом, из 965 разрезов согласное залегание девона п сплура отмечено в 22, т. е. в 2% от их общего числа, а несогласное соответственно в 98%.

 

 



 

К содержанию книги: Каледонский цикл тектонической истории Земли

 

 

Последние добавления:

 

Поиск и добыча золота из россыпей    ГЕОЛОГИЯ КАВКАЗА    Камни самоцветы