Морфоструктуры

Современный морфологический облик Крымских гор обусловлен историей развития и геодинамикой крупных морфоструктур региона – Скифской эпигерцинской плиты на севере и субдукционными коллизиями на юге в зоне ее сочленения с тектоническими структурами Черноморской мегавпадины.

Являясь частью Альпийско-Гималайского горно-складчатого пояса, Крымские горы, как уникальная природная лаборатория, всегда являлись объектом пристального внимания исследователей в области теоретической и прикладной геологии и геоморфологии.

Начиная с работ Муратова М.В., Николаева Н.И. (1941), Пчелинцева В.Ф. (1962), Муратова М.В. (1954), Николаева (1962), Лычагина Г.А. (1957), и др., считалось, что Горный Крым в морфоструктурном отношении соответствует крупному мегантиклинорию, южное крыло и часть ядра которого по сбросам опущено ниже уровня Черного моря.

В строении мегантиклинория выделяются два структурных этажа – нижний, представленный глинисто-флишоидными породами таврической свиты позднего триаса – ранней юры, глинами, песчаниками, конгломератами и интрузивными породами средней юры; и верхний, сложенный преимущественно известняками, мергелями и терригенными отложениями верхней юры, мела и палеоген-неогена.

В пределах сохранившейся части ядра мегантиклинория располагается ряд крупных глыбово-складчатых структур – антиклинориев и синклинориев. Породы таврической свиты слагают антиклинории – Южнобережный, Качинский, Туакский. Породы верхнего структурного этажа участвуют в строении синклинориев – Юго-Западного, Восточно-Крымского и Судакского. Верхнемеловые и палеоген-неогеновые известняки и мергели образуют моноклинально-блоковые куэстовые низкогорья Внутренней и Внешней гряды северного склона мегантиклинория, частично располагаясь на платформенных структурах Скифской плиты, втянутых в общее поднятие.

Различия в литологии и физико-механическом составе горных пород предопределили инверсию рельефа. Синклинории, сложенные верхнеюрскими известняками, выражены в рельефе наиболее возвышенной частью Крымских гор – горными массивами (яйлами) Главной гряды, а антиклинории – сниженными участками Южного берега Крыма и северного склона Главной гряды. Таким образом, имеет место обращенный рельеф – положительным геологическим структурам соответствуют отрицательные формы рельефа и наоборот.

Геодинамика подобной тектонической модели развития рельефа Крымских гор обеспечивается системой активных продольных (субширотных) и поперечных (субмеридиональных) региональных разрывов земной коры. Глубинные разломы субширотного заложения играли решающую роль в обособлении геосинклинали Горного Крыма от Скифской платформы на севере и глубоководной впадины Черного моря на юге.

Время заложения поперечных глубинных разломов считается более древним (с начала мела). Среди них выделяется Салгиро-Октябрьский разлом глубокого заложения. Разлом прослеживается по данным ГСЗ по всем сейсмическим зонам вплоть до границы Мохоровичича. Ширина разломной зоны до 10 км. Разлом пересекает горное сооружение Крыма, Скифскую плиту и далее структуры Украинского щита. В геолого-геоморфологическом строении Горного Крыма он играет важную роль, разделяя его на восточную и западную структурно-формационные зоны. Они отличаются набором геологических формаций, характером и интенсивностью тектонических деформаций и последующим их выражением в рельефе (Геол. карта…, 1984).

С зоной Салгирско-Октябрьского разлома связаны крупные среднеюрские интрузии, образующие в современном рельефе структурно-денудационные горы: Кастель, Чамны-Бурун, Урага, Лозовские интрузии и др. Активизация разлома в раннемеловое время обусловила отчленение Чатырдагского блока и заложение Салгирской эрозионно-тектонической депрессии. За последующее геологическое время основные морфоструктурные элементы западной части мегантиклинория Горного Крыма по отношению к соответствующим структурам восточной части оказались смещенными на значительное расстояние к югу. Это отчетливо видно при визуальном картографическом анализе геологического строения и рельефа южной части полуострова. Более мелкие продольные и поперечные разрывы выделяют морфоструктуры второго порядка.

Таким образом, рассмотренная геодинамическая и морфоструктурная схема основывается на традиционных представлениях об эпигеосинклинальном складчато-блоковом строении региона и определяющей роли вертикальных движений в его формировании. Горизонтальные движения возможны только в зонах некоторых глубинных разломов, и в целом носят блоковый характер.

В последние десятилетия, в связи с развитием современной теории тектоники литосферных плит и актуалистической геодинамики, получения новых данных по геологии, геофизике, геоморфологии и сейсмологии региона, произошло определенное переосмысление имеющихся материалов более чем столетних детальных исследований Горного Крыма (Геодинамика…, 1997; Юдин, 2001 и др.).

Согласно этим представлениям, Горный Крым – это складчато-надвиговая зона (террейн), сформированная в мезо-кайнозойское время. Геотектоническую эволюцию этой геотектонической зоны можно рассматривать как последовательное причленение к Евразийскому континенту ряда микроплит и террейнов: Украинии, Скифии и Крымии, происходившее в результате закрытия древних океанов Палеотетиса, Мезотетиса и Паратетиса (рис. 1). Эти процессы определили особенности геологического строения и тектонического устройства полуострова, контролировали накопление осадочных толщ, проявление магматизма, образование надвигов, меланжей, олистостром, различных видов тектонических деформаций (Юдин, 2001).

Раскрытие Паратетиса, которое началось на рубеже позднего мела и палеогена, уже в неогене, в связи со схождением Африканской и Евроазийской плит, было полностью подавлено. Произошло оформление Западночерноморской и Восточночерноморской глубоководных впадин с субокеанической корой. На их краях формируется поддвиговые аккреционные структуры за счет субдукции океанической коры под Крым и Анатолию. Такие структуры хорошо прослеживаются на сейсморазведочных профилях на шельфе и континентальной склоне к югу от Крыма (рис. 2).

Латеральное сжатие более чем на 50 км привело к тектоническому скучиванию и формированию в пределах современных Крымских гор и континентального склона Черного моря хаотических комплексов пород: эндогенно-тектонических микситов – меланжей, и экзогенно-тектонических (оползневых) олистостром. В начале позднего мела с предрифтового поднятия, располагавшегося в осевой части современного Черного моря, были смещены и надвинуты гигантские пластины верхнеюрских известняков, ныне слагающие в пределах Главной гряды горные массивы Крымских яйл.

Орогенические движения неоген-четвертичного времени, связанные с субдукционными поддвигами по Южнокрымской сутуре мезо-кайнозойских комплексов пород, определили достаточно высокие темпы неотектонических поднятий. Их результатом в совокупности с селективной денудацией явились морфоструктуры трех гряд Крымских гор.

Согласно рассмотренной неомобилистской схеме, важнейшую роль в формировании рельефа, главных морфоструктур и сейсмичности региона играют горизонтальные тектоничские движения, реализуемые по тектоническим швам – сутурам. В их зонах происходили коллизионно-субдукционные процессы смежных подвижных элементов земной коры. Здесь выделяют: Северокрымскую (палеозойскую), Предгорную (мезозойскую) и Южнокрымскую (кайнозойскую ) сутуры (рис. 1).

Такое положение вещей позволяет по-другому представить принятые схемы общего сейсмического районирования Крыма (ОСР-2004).

Северокрымская сейсмогенная зона шириной 20-40 км протягивается вдоль одноименной сутуры через северную присивашскую часть полуострова. С ней связаны небольшие перепады современного рельефа, а также, несмотря на свою древность, редкие и слабые очаги землетрясений.

Предгорная сейсмогенная зона обусловлена унаследованными движениями вдоль одноименной мезозойской сутуры, расположенной в районе современного куэстового Предгорья. В Крыму эта сутура отражает субдукцию юрского времени, завершившуюся раннемеловой коллизией островодужного террейна Крымии с Евразией. Хотя к началу позднего мела коллизия была завершена, но структура до сих пор сохраняет повышенную тектоническую активность (Юдин, Герасимов, 1998). Это находит отражение в повышенной сейсмической активности у Севастополя и Старого Крыма, а также наличии сейсмодислокаций в рельефе Внутренней и Внешней предгорных гряд. Южнокрымская главная сейсмогенная зона полуострова отличается проявлением разрушительных землетрясений с интенсивностью до 9 баллов (Ялтинское землетрясение 1927 г.). Она генетически обусловлена разрядкой тектонических напряжений в Южнокрымской сутуре, расположенной у основания континентального склона и современными субдукционными коллизиями коры Черного моря под Крым. В целом отличительной чертой сейсмичности Крыма является длительный этап подготовки мощных разрушительных 9-балльных землетрясений (обеспеченность один раз в тысячу лет). Но, как гласит известная японская пословица – «черепаха живет 300 лет, но это не значит, что та черепаха, которую ты купил вчера, не умрет сегодня». В этом вся опасность Крымских землетрясений. Владимир Васильевич, это я просто так, для юмора.

Анализ рассмотренных концепций показывает, что наибольшие отличия касаются истории развития геологических структур региона, и, в меньшей мере, влияния литологии, пространственного положения крупных тектонических нарушений (хотя их генетическая трактовка различается) и скорости неотектонических движений на рельеф.

Тем не менее, в настоящее время не существует геотектонической концепции, которая удовлетворительно объясняла бы все геологические и морфоструктурные особенности Крымских гор. В этой ситуации основными факторами выделения морфоструктур в пределах Крымских гор могут быть различия геологического, структурно-тектонического устройства и реально существующего рельефа отдельных его частей.

Морфоструктурой первого порядка может рассматриваться весь Горный Крым. Морфоструктурами второго порядка являются Предгорно- Крымская, Горно-Крымская и Южнобережная структуры, отличающиеся геологическим строением, выраженностью в рельефе и особенностями геоморфодинамики.

Предгорно-Крымская блоково-моноклинная морфоструктура представлена куэстовым рельефом Внутренней и Внешней предгорных гряд и разделяющих их предгорных депрессий. Внутренняя гряда – это типичная куэста, бронированная датскими и среднеэоценовыми известняками. Ее южный склон поднимается крутым, обрывистым уступом высотой 50-150 м над Южной продольной депрессией. В западной части Предгорной гряды субсеквентные, ресеквентные и обсеквентные долины - притоки магистральных консеквентных рек (Бодрак, Кача, Бельбек и др.) отчленяют от нее останцовые платообразные массивы Чуфут-Кале, Мангуп-Кале, Эски-Кермен и др. Развиты гравитационные, обвально-осыпные, сейсмогравитационные, оползневые и карстовые процессы. Северный склон Внутренней гряды пологий (структурный) и совпадает с наклоном моноклинали (3-5⁰). Внешняя гряда поднимается над Северной продольной долиной невысоким (40-50 м), но местами крутым уступом. Она сложена мергелями и известняками среднего миоцена и сармата.

В районе Симферопольского поперечного поднятия герцинского фундамента Скифской плиты куэсты практически исчезают в рельефе. И только вблизи Белогорска Внутренняя гряда вновь воздымается грандиозным 100 м обрывом верхнемеловых мергелей и среднеэоценовых нуммулитовых известняков. На севере ровная слегка наклонная поверхность Внешней гряды постепенно переходит в пластово-аккумулятивную возвышенную равнину Степного Крыма.

Возникшая в результате сводового поднятия Крымских гор в осадочном чехле моноклиналь чередующихся денудационно-стойких и податливых пород обусловила в дальнейшем развитие горного куэсто-грядового рельефа.

Южная граница Предгорно-Крымской морфоструктуры проходит в основании уступа Внутренней гряды и пространственно совпадает с предгорным Крымско-Кавказским глубинным разломом (предгорной сутурой мезозойского заложения). В пределах Предгорно-Крымской морфоструктуры выделяются морфоструктуры более низкого порядка.

Горно-Крымская глыбово-моноклинальная морфоструктура выражена в рельефе Главной грядой Крымских гор. Гряда имеет асимметричное строение. Склон, обращенный к Южному берегу Крыма, на большей своей длине представлен грандиозными обрывами верхнеюрских известняков высотой до 600 м. Северный – широкий до 25-30 км. Здесь развито эрозионно-денудационное средне- и низкогорье, плавно переходящее в Южную предгорную депрессию. Депрессия представляет собой морфоструктуру третьего порядка, осложнившую северный склон Главной гряды и соответствует тектонической зоне, отделяющей гряду от Предгорно-Крымской морфоструктуры. Вершинная поверхность Главной гряды сложена верхнеюрскими известняками и образует ряд средневысотных интенсивно закарстованных нагорных плато.

Южным ограничением Горно-Крымской морфоструктуры является Подгорный надвиг трассирующийся меланжевой зоной (рис. 1), интенсивно дезинтегрированных и нарушенных горных пород таврической свиты.

В пределах Горно-Крымской морфоструктуры выделяется ряд морфоструктур более низкого порядка.

1 - Байдарско-Балаклавская морфоструктура со структурно-денудационным и моноклинально-блоковым низкогорьем с межгорными эрозионно-тектоническими котловинами. В геологическом строении участвуют среднеюрские терригенные и верхнеюрские и нижнемеловые (берриасские) известняковые отложения. Территориально охватывает юго-западное окончание Главной гряды. Здесь между мысами Айя и Фиолент верхнеюрские известняки, слагающие Крымские яйлы, по сложно дислоцированной системе сбросовых ступеней погружаются ниже уровня моря. На северо-западном окончании морфоструктуры в районе Балаклавы и хребта Гасфорт в рельефе выделяются невысокие известняковые горы, образованными отпрепарированными рифовыми массивами позднеюрского времени. Сбросовые движения определили образование эрозионно-тектонических Варнаутской и Байдарской котловин. Находящиеся в их основании разбитые на разнопорядковые блоки верхнеюрские известняки перекрыты мощной толщей нижнемеловых глин. Наличие субмаринной разгрузки из известняковой толщи в основании обрывов мыса Айя и прилегающей акватории Черного моря говорит об ее интенсивной подземной закарстованности.

2 - Южно-Яйлинская морфоструктура представлена Ай-Петринским, Ялтинским, Никитско-Гурзуфским, Бабуганским яйлинскими горными массивами. На их платообразной вершинной поверхности развит структурно-денудационный и карстовый рельеф. Верхнеюрские оксфорд-титонские известняки залегают на терригенных породах нижнего структурного этажа (таврическая свита, средняя юра и частично верхняя юра - келловей) с резким несогласием.

Яйлинские известняки – это в основном хорошо карстующиеся, средне- и толстослоистые и массивные породы, имеющие общие падение на северо-запад, включающие мощные рифогенные тела. Геологическая структура этой части Крымских яйл в продольном сечении в целом представляется системой залегающих друг на друге и последовательно выклинивающихся вниз по падению в западном направлении вначале оксфордских массивных, затем среднеслоистых нижнекимериджских и далее титонских известняков. Поверхность яйл представлена карстовым рельефом, практически полностью переработавшим древне-эрозионные формы. Северный борт морфоструктуры, обращенный к Качинской тектонической структуре, разбит сбросами и интенсивно расчленен с образованием отдельных горных массивов верхнеюрских известняков – Бойка (с юга ограничен Большим каньоном Крыма), Орлиный залет, Басман и др.

3 - Качинско-Курцовская морфоструктура со структурно-денудационным эрозионным средне- и низкогорьем на складчато-глыбовом основании из таврического флиша и среднеюрских терригенных пород. Занимает северный макросклон западной и центральной части Главной гряды. Генетически и пространственно совпадает с крупнейшим структурным элементом Горного Крыма – Качинским тектоническим поднятием (антиклинорием по М.В. Муратову, 1973).

С севера и северо-запада она ограничена Предгорно-Крымской, а с востока - Салгирско-Октябрьской зонами глубинных разломов. В ядре структуры выходят на поверхность смятые в складки аргиллиты, алевролиты и песчаники таврического флиша. На крыльях развиты среднеюрские терригенные породы, перекрытые на юге позднеюрскими карбонатными толщами, а на севере меловыми и палеогеновыми отложениями Предгорных гряд. Породы сильно дислоцированы и разбиты системой взбросов, сбросов, надвигов на ряд разнопорядковых изометричных блоков. Наблюдается достаточно четкий структурный контроль в развитии эрозионного рельефа. Широкое участие в геологическом строении территории легко размываемых пород определило развитие эрозионно-денудационного рельефа речных долин верховий рек Бельбека, Качи, Альмы и др. Долины отделены друг от друга низко- и среднегорными хребтами (Конек – 1200 м, Словенский - 720 м, Ускудорский - 820 м, Абдуга - 710 м и др.), останцовыми горами (Куртлер – 1011 м, Чабанчик – 567 м, Мулга – 629 м, Ольховая – 607 м, Черная – 1307 м), переходящими к северу в эрозионное холмогорье Южной межгрядовой депрессии.

4 – Восточно-Яйлинская морфоструктура со структурно-денудационным платообразным средне- и низкогорьем на верхнеюрских известняках, карбонатном флише и конгломератах орографически соответствует участку Главной гряды от перевала Кебит-Богаз, расположенного к западу от Чатырдага, и до долины р. Танасу на востоке. Включает Чатырдагский, Демерджинский (с г. Южная Демерджи), Долгоруковский, Карабийский горно-яйлинские массивы. От Западной яйлинской морфоструктуры она отделена поперечной тектонической зоной Салгирско-Октябрьского глубинного разлома, выраженного в рельефе Салгирской эрозионно-тектонической котловиной и интрузивными массивами Кастель, Чамны-Бурун, Петропавловки, Лозового и др.

Геологическое строение территории сравнительно простое: яйлинские массивы сложены полого падающими к северо-западу оксфордскими, кимериджскими и титонскими хорошо карстующимися известняками. Массивы отделены друг от друга тектонически предопределенными долинами рек Ангара, Бурульча, Курлюк-Су.

Чатырдагский блок, втянутый в зону Салгирско-Октябрьского разлома, несколько обособлен от других яйл и отделен от Долгоруковского и Демерджинского горно-яйлинских массивов долиной реки Ангары. К северу платообразные поверхности Долгоруковского и Карабийского массивов переходят в низкогорные грядово-холмистые междуречья рек северного склона. На поверхности яйл развит рельеф карстовых долин, котловин, воронок. Многочислены подземные карстовые формы. Южные склоны яйлинских массивов обрывистые, осложнены сбросовыми уступами и обвально-осыпными накоплениями.

5 – Восточно-Крымская морфоструктура. Представлена структурно-денудационным эрозионным низкогорьем, осложненным горст-антиклинальными и моноклинальными грядами и грабен-синклинальными котловинами, на верхнеюрских и нижнемеловых конгломератах, песчаниках, глинах и известняках. Протягивается от Молбайской котловины и р. Танасу на западе и до Феодосии на востоке. Характерны долины рек, разделенные узкими хребтами, выработанными в терригенных породах и увенчанными скалистыми останцовыми гребнями верхнеюрских известняков.

Район характеризуется сложной складчатостью, обилием разрывных нарушений, в грубообломочных и флишоидных породах. Системой пересекающихся взбросов, сбросо-сдвигов и надвигов разбит на ряд крупных тектонических блоков. Среди них выделяется Агармышский горный массив в верхнеюрских известняках.

К Феодосии высоты резко снижаются, и в рельефе преобладают плосковершинные и холмисто-моноклинальные гряды, разделенные котловинами и продольными долинами.

6 – Южнобережная морфоструктура территориально занимает Южный берег Крыма, а также прилегающий шельф и континентальный склон Черного моря, где ограничивается тектонической зоной Южно-Крымской сутуры. В структурном отношении Южный берег соответствует зоне резко контрастных разнонаправленных новейших движений. В настоящее время это сравнительно узкая прибрежная полоса шириной от нескольких до 20 км низкогорного сильно расчлененного рельефа, выработанного в глинистых и песчанистых отложениях таврической свиты и средней юры. В эрозионном рельефе резко выделяются отпрепарированные интрузивные горы Аю-Даг (570 м), Кастель (436 м), Чамны-Бурун (1100 м) и др. и смещенные массивы верхнеюрских известняков – Парагильмен (857 м), Ласпи (681 м), Кошка (260 м) и др.

Вдоль берега простирается широкая полоса шельфа с выровненным рельефом. От мыса Меганом до меридиана Ялты его ширина 6-15 км, далее к западу она достигает 25-35 км. От береговой линии на расстоянии 1,0-1,5 км глубина резко возрастает до 50 м, а затем уклон дна снижается. Его поверхность в основном представлена слегка холмистой абразионной платформой. С отметки 150-200 м наблюдается резкий свал глубин, и ровная платформа круто обрывается континентальным склоном к глубоководной части моря. На траверсе Гурзуфа на протяжении 3,5 км глубина увеличивается на 1600 м. Склон рассечен глубоководными каньонами, сбрасывающими обломочный материал к континентальному подножью. Наблюдаются выраженные в рельефе сбросовые ступени, подводные оползни. Имевшие место в плиоцен-четвертичное время изменения уровня Черного моря обусловили формирование морских террас.

В течение антропогена уровень Черного моря четыре раза опускался до отметок минус 30-70 м (Q₂¹-Q₂²; Q₂²; Q₂²–Q₃³; Q₃²- Q₄²) и два раза - ниже отметок 100-110 м (Q₂²- Q₃¹; Q₃³). На шельфе сохранились следы береговых линий древнеэвксинского и карангатского морей.

В западной части Южного берега развито эрозионно-денудационное низкогорье с отпрепарированными эффузивными и интрузивными массивами и смещенными блоками верхнеюрских известняков. Характерен эрозионно-оползневой рельеф. На ряде водоразделов располагаются известняковые красноцветные гравитационно-оползневые брекчии, включающие гигантские смещенные массивы верхнеюрских известняков, известные в литературе как массандровские отложения раннеплиоценового возраста (Муратов, 1960). Местами они образуют поперечные Главной гряде горные хребты, в виде гигантской ступенчатой лестницы спускающиеся к берегу моря – Лименский, Могаби-Ай-Тодорский, Массандровский и др. Они ограничивают с запада и востока горные южнобережные амфитеатры – Гурзуфский, Ялтинский, Симеизский и др. Имеют место сейсмогравитационные формы рельефа: рвы, блоковые оползни, провалы вершин, сколы на склонах, обвальные тела и др.

Восточная часть Южного берега отличается эрозионно-денудационным рельефом, представленным низкогорьем и холмогорьем на таврическом флише и среднеюрских песчано-глинистых породах. Она структурно связана с Туакским поднятием нижнего структурного этажа Крымских гор. Полоса Южного берега здесь расширяется до 25 км. В основании склонов Главной гряды расположены огромные обвально-гравитационные тела. Наиболее мощным из них является Демерджинский обвал объемом 4 млн. м³.

На большей части территории развит сложный эрозионно-грядовый рельеф, для которого характерны узкие извилистые полого-холмистые ступенчатые водоразделы, вытянутые от края яйлы к морю. Водоразделы расчленены боковыми притоками магистральных рек, образующими глубоко врезанные селеопасные долины с крутыми склонами, перекрытыми в основании делювиальными и коллювиальными маломощными шлейфами. Крупные смещенные массивы верхнеюрских известняков и интрузивные формы здесь отсутствуют.

7 – Судакское эрозионно-денудационное низкогорье и холмогорье на породах средней, верхней юры и таврическом флише. В структурном отношении связано с Судакско-Карадагской складчатой надвиговой зоной. Речные долины, наложенные на систему сопряженных антиклиналей и синклиналей, вытянутых в близком к субширотному направлении, создают сложно расчлененный рельеф. Рифогенные верхнеюрские известняки, залегающие в ядрах синклиналей, образуют живописные вытянутые в широтном направлении группы скалистых гребней и остроконечных вершин (Чукур-Кая, Легенер и др.), а также приморские массивы (Караул-Оба, Сокол, Крепостная и др.).

Эрозионные формы приуроченные к выходам легко размываемых песчано-глинистых пород, развитых в антиклинальных зонах, формируют обращенный рельеф «антиклинальных долин и синклинальных возвышенностей».