Неотектоника, поверхности выравнивания и история развития рельефа

Особенностью неотектонического развития Горного Крыма, согласно большинству исследователей (Николаев и др., 1964, Благоволин, 1965, 1968, Бабак, 1961 и др.) является унаследованное развитие основных его морфоструктур, заложенных еще в раннеальпийское (триас-юра) время. Позднеорогенный (неотектонический) этап развития территории начался в конце раннего – начале среднего плиоцена. Он отмечен красноцветными раннеплиоценовыми глинами, алевролитами и галечниками таврской свиты Равнинного Крыма и массандровскими брекчиями Южного берега.

Однако морфогенетический анализ поверхностей выравнивания Горного Крыма, наличие мощных глинистых толщ нижнего мела, перекрывавших в течение мел-палеогена Крымские яйлы и препятствовавших поступлению обломков верхнеюрских известняков в коррелятные толщи, позволяют говорить о более ранних поднятиях в центральной части Крымского орогена.

Наиболее древняя (позднеюрская) поверхность выравнивания образует верхний геоморфологический уровень Крымских гор. Она располагается на высоких плато Главной гряды (южная часть Ай-Петри, Бабуган, верхнее плато Чатырдага, Тырке, плато Каратау на Караби и др.). Ниже нее находится денудационная поверхность нижних яйл, наиболее хорошо выраженная на Чатырдагском, Долгоруковском и Карабийском массивах. М.В. Муратовым (1960) она рассматривается как абразионная платформа сарматского моря. Однако отсутствие в сарматских отложениях обломков верхнеюрских известняков не позволяет поддержать эту точку зрения. Уровень этой поверхности значительно древней. Она сформирована на рубеже поздней юры – раннего мела в условиях длительного (более 4 млн. лет) континентального перерыва. Главная гряда в это время представляла собой невысокую (до 400-600 м н.у.м.) островную сушу. В условиях влажного тропического климата широкое развитие получили эрозионно-денудационные и карстовые процессы.

В результате начавшейся уже в середине берриаса новой трансгрессии раннемеловая поверхность выравнивания оказалась погребенной под глинистой толщей нижнего, а возможно, и верхнего мела-палеогена. Отсутствие в позднемеловых и палеоген-миоценовых отложениях Предгорного Крыма обломков верхнемеловых известняков говорит о том, что последующие регрессии и связанные с ними эрозионные циклы не приводили к вскрытию древнего известнякового рельефа. И только в начале плиоцена, в результате активизации неотектонических движений, Горный Крым был поднят в виде асимметричного свода, и к середине плиоцена достиг высоты 900-1000 м (Бабак, 1961). В конце миоцена - начале плиоцена произошло откапывание из-под меловых отложений рельефа раннемеловой поверхности выравнивания. Отдельные пятна нижнемеловых глин, выполняющие древние эрозионные и карстовые формы раннемеловой эпохи, сохранились на высотах от 650 до 900 м на севере нижних плато Чатырдага, Караби, Карадагской долины Ай-Петри и др. Они датируются руководящей фауной аммонитов и белемнитов берриаса и раннего валанжина (Лысенко, Вахрушев, 1974).

В связи с этим впервые за орогенный этап в континентальных отложениях плиоцена появляются обломки верхнеюрских известняков. Усилившееся в конце плиоцена – начале плейстоцена поднятие активизирует денудацию Главной гряды. Нахождение в пещере Алима, заложенной в нуммулитовых среднеэоценовых известняках Внутренней куэсты у Симферополя, окатанных обломков кремней из верхнемеловых мергелей указывает на распространение этих пород в прошлом далеко к югу, в пределы Главной гряды.

В Предгорном Крыму накапливаются песчано-глинистые и галечниковые континентальные отложения николаевской толщи (Кизилджарская терраса по Н.И. Лысенко, 1965). Здесь формируется позднеплиоценовая поверхность выравнивания (Благоволин, 1974). Она коррелируется с шестой речной террасой (по Бабаку, 1959), представленной пологими вершинными поверхностями высоких водоразделов северного склона Главной гряды. Поверхность полигенетична. Ее денудационная часть срезает различные отложения сармат-мэотиса и особенно хорошо развита на Внешней гряде, на междуречьях Бельбека, Качи, Альмы и Салгира. Располагается на высотах от 300 до 150 м. На востоке в междуречье Кучук-Карасу и Восточного Булганака она имеет отметки 320-180 м. Севернее денудационная поверхность переходит в аккумулятивную часть, представленную континентальными галечниками николаевской толщи.

Современный облик северного макросклона Крымских гор тесно связан с развитием продольных (по простиранию главных геологических структур региона) и поперечных (вкрест простирания) элементов гидрографической сети. В результате использования речными долинами поперечных тектонических депрессий и зон субмеридиональных долгоживущих разломов были заложены все основные долины магистральных рек северного макросклона. Это наиболее древние части речной сети Горного Крыма, унаследованно развивающиеся с миоцена. Внутренняя и Внешняя куэстовые гряды и разделяющие их Южная и Северная продольные депрессии сформировались значительно позже. Об этом можно судить по соотношению днищ продольных понижений с речными террасами поперечных консеквентных долин в местах их пересечения.

Днище Южной продольной депрессии по высоте совпадает с уровнем пятой террасы Салгира, Альмы и Бельбека, и, таким образом, датируется концом плиоцена – ранним плейстоценом. Его образование генетически связано с развитием долин субсеквентных рек, впадающих в магистральные реки. Значительная часть Южной продольной депрессии заложена вдоль субширотного глубинного разлома или продольной коллизионной сутуры. В связи с этим, нет данных считать эту депрессию долиной крупной продольной реки. Больше оснований предполагать наличие продольной речной долины, несущей свои воды в Черное море, в Северной продольной депрессии. Морфология долины сходна с речной, ее днище полого падает в западном направлении. На днище Северной продольной депрессии, соответствующий водоразделам пересекающих её рек, находятся галечники, четвёртой террасе.

Время возникновения Южной продольной депрессии следует относить к концу раннего плейстоцена. Об этом свидетельствуют позднеплеоценовые галечники николаевской толщи, развитые на северном склоне Внешней куэсты. В противоположном случае продольная река перехватила бы весь обломочный материал, выносимый из Горного Крыма. Распад Северной продольной речной долины произошёл уже во вторую половину плейстоцена. На это указывает наличие третьей, реже четвёртой, речных террас в долинах, пересекающих Внешнюю гряду.

Рассматривая денудационные и аккумулятивные геоморфологические уровни Крымских гор, нельзя оставить без внимания развитые в Восточном Крыму, и особенно в окрестностях Судака, системы континентальных террас. Они во многом отражают хронологию развития рельефа Горного Крыма в четвертичную эпоху.

Возрасту и морфологии террас посвящены работы Н.И. Андрусова (первое описание в 1912 г.), Б.Л. Личкова (1932), М.В. Муратова (1954, 1960) и П.Ф. Федорова (1963). Наибольшее морфологическое выражение они получили у подножий гор, окружающих Капсельскую бухту к северо-востоку от Судака. Здесь можно наблюдать систему ярусных денудационных наклонных поверхностей, покрытых маломощным чехлом щебнисто-суглинистых отложений.

Наиболее высокое гипсометрическое положение (155–180 м) занимают плосковершинные останцы, выработанные в келловейских глинистых породах, перекрытых с поверхности чехлом пролювиально-делювиальных отложений. Они названы Н.И. Андрусовым «Большие столы». Их поверхности полого наклонены в сторону моря. Возраст «Больших столов», по всей видимости, раннеплейстоценовый, так как они и их аналоги в других районах Крыма, расположены между раннеплиоценовой поверхностью выравнивания и четвертой надпойменной террасой.

Большую площадь, в виде обширной слабонаклонной подгорной равнины, обрамляющей Судакскую долину, занимает ниже расположенный денудационный уровень Манджильской террасы. Её абсолютные отметки снижаются в сторону моря от 140 м до 50-60 м. С поверхности она также перекрыта чехлом континентальных четвертичных отложений. На основании корреляционной связи Манджильской поверхности с уровнем четвёртой надпойменной террасы устанавливается её эвксинско-узунларский среднеплейстоценовый возраст. Ещё более низкий геоморфологический уровень соответствует слаборасчленённой равнине, спускающейся с высоты 90 м в предгорьях и до 10 м у берега моря. Н.И. Андрусов (1912) выделил в его пределах две континентальные террасы: Перчемскую и Судакскую. В последующем М.В. Муратов (1973) на основании анализа изменения наклонов поверхности и ее высотных отметок объединил их в один денудационный уровень, сохранив за ним название Судакской террасы. Возраст террасы, ввиду налегания суглинков, покрывающих ее поверхность, на отложения карангатской морской террасы, устанавливается как позднеплейстоценовый.

Этот факт, подкреплённый палеонтологическими датировками (в судакских суглинках и верхней части карангатских песков близ Нового Света обнаружены орудия мустьерского века раннего палеолита (А.А. Формозов, Е.Н. Невеский и др.), согласно П.К. Замория (1963), имеет важнейшее значение для стратиграфии террасовых комплексов Крыма.

Н.И. Андрусов (1912) связывал образование континентальных террас и перекрывших их отложений с эпохами иссушения климата и господством аридных условий. Однако П.К Заморий (1963, с. 85) считает, что - «…утворення кліматичних терас Н.І. Андрусова, які є головним чином делювіальними в нашому розумінні, треба пов'язувати не зі змінами клімату, а як і річкових - з епейрогенічними рухами земної кори».

Вместе с тем, подгорные террасы Восточного Крыма по ряду признаков можно считать педиментами. Начиная с раннего плейстоцена в Горном Крыму, а тем более в его восточной части, устанавливается аридный континентальный климат, т.е. возникают условия для формирования педиментов. В процессе отступания склонов в условиях достаточно стабильной тектонической обстановки и трансгрессий Черного моря в межледниковые эпохи формировались наклонные террасовые поверхности, покрытые сравнительно маломощными щебнистыми отложениями. Скорость отступания денудационных склонов, сложенных аргелито-подобными глинами, в современных условиях достигает в среднем 8,9 мм/год. В эпохи тектонических поднятий и морских регрессий, связанных с соответствующими оледенениями Восточно-Европейской равнины, происходило эрозионное расчленение поверхностей педиментов. Современная скорость денудации приводораздельных склонов достигает 4,1 мм/год, а притальвежных - 9,5 мм/год (Клюкин, 2007)

Таким образом, геологическая история рельефа Горного Крыма тесно связана с развитием его морфоструктуры, геологическим строением, литологии, климатом, обусловивших проявление определённых процессов экзоморфогенеза.

Здесь можно выделить пять крупных геоморфологических этапов.

Первый (мел-палеогеновый) - формирование раннемеловой морфоструктуры Горного Крыма, заложение в пределах Главной гряды продольных эрозионно-тектонических депрессий, позднеюрской и раннемеловой поверхностей выравнивания с эрозионно-карстовым рельефом, возникновение первичных карстовых полостей и гидрогеологических структур в недрах известняковых массивов.

Второй (миоцен - ранний плиоцен). Начало неотектонического этапа в развитии Горного Крыма, важнейшей чертой которого явилось сохранение и унаследованное развитие всех основных особенностей раннеальпийской морфоструктуры Главной гряды. На этот этап приходится заложение структурно обусловленных консеквентных долин Горного Крыма, обособивших горные яйлинские массивы; уничтожение меловых глинистых покровов и откапывание рельефа раннемеловой поверхности выравнивания нижних яйл; начало современного развития карстовых процессов (Вахрушев, 2001а); формирование предгорных континентальных шлейфов, сложенных таврскими красноцветными галечниками и песками.

Третий (средний плиоцен - начало плейстоцена) - обособление Главной гряды с морфоструктурами яйлинских горных массивов (с высотами 900-1000 м) и южнобережного педимента с массандровскими красноцветными брекчиями и гигантскими смещёнными массивами верхнеюрских известняков; образование Южной продольной депрессии и куэсты Внутренней гряды; развитие предгорного аллювиально-пролювиального шлейфа николаевской толщи; формирование позднеплейстоценовой полигенетической поверхности выравнивания, шестой и пятой надпойменных террас; максимальное проявление сейсмических процессов, нашедших выражение в рельефе (сейсмодислокации); интенсивное развитие карстовых процессов.

Четвёртый (средний плейстоцен) - образование Северной предгорной долины и возникновение на некоторых её участках продольного речного стока, ускорившего формирование куэсты Внешней предгорной гряды; образование южнобережных амфитеатров (Алуштинского, Гурзуфского, Ялтинского, Симеизского, и др.), разделённых поперечными хребтами, сложенными смещёнными известняковыми массивами; развитие на высоких яйлах гляциально-карстового рельефа; формирование четвёртой и третьей надпойменных и соответствующих им континентальных террас.

Пятый (конец плейстоцена - голоцен) - интенсивное врезание молодых речных и овражно-балочных долин на южном и северном склонах Крымских гор с образованием первой и второй надпойменных террас; перехваты и оформление современных гидрографических систем; широкое развитие эрозионных, карстовых, обвально-оползневых, селевых и др. процессов экзоморфогенеза.

Таким образом, интенсивные тектонические поднятия неоген-четвертичного времени, геолого-структурные и литологические особенности территории на фоне меняющегося климата и селективной денудации обусловили присутствие в современном морфологическом облике Горного Крыма широкого спектра генетически разнообразных форм рельефа.