Неотектоника, поверхности выравнивания и

Материал взят из: Вахрушев Б.А. Крымские горы/ Рельеф Украины.- Киев:Слово, 2010.-С.432-486.

Крымские горы

Крымские горы являются западной частью Крымско-Кавказской горно-складчатого региона. Располагаясь на юге Крымского полуострова, они состоят из трех параллельных друг другу гряд: Главной гряды (южной) и двух Предгорных (Внутренней и Внешней), слагающих северный макросклон Крымских гор. Их общая площадь около 6000 км², длина с юго-запада на северо-восток - 180 км, максимальная ширина в центральной части 45-50 км.

Главная града Крымских гор воздымается над Южным берегом Крыма мощным, высотой от 100 до 600 м, эскарпом верхнеюрских известняков. Она протягивается пологой дугой от Караньских высот и мыса Айя близ Балаклавы на западе до Феодосийского залива на востоке. По характеру рельефа ее чаще всего разделяют на западный, центральный и восточный участки.

Западный участок гряды между мысом Айя и Ай-Петринской яйлой с высотами от 100 до 600 м имеет протяженность около 30 км. Здесь Главная гряда состоит из ряда изолированных горных массивов и невысоких известняковых гряд, разделяющих крупные межгорные котловины: Балаклавскую, Варнаутскую, Байдарскую и Узунджинскую и др.

Центральная часть Главной гряды от Байдарского перевала на западе и до долины р. Танасу на востоке представляет собой ряд платообразных горных массивов, вершинная поверхность которых носит местное название «яйла» (с тюркск. – пастбище). С запада на восток выделяются Ай-Петринская, Ялтинская, Никитско-Гурзуфская, Бабуганская (с высшей точкой Крымских гор – г. Роман-Кош, 1545 м), Чатырдагская, Демерджинская, Долгоруковская и Карабийская яйлы. Это область развития классического среднегорного карста средиземноморского типа. На Долгоруковской яйле расположена длиннейшая в известняках карстовая пещера Украины и Восточной Европы Красная (более 23 км), а на Караби-яйле – глубочайшая карстовая шахта Украины – Солдатская (-514 м).

Восточный участок Главной гряды протягивается на 75 км от долины р. Танасу до Феодосийского залива. Он имеет несколько иной морфологический облик. Здесь преобладают низкогорные узкие хребты, небольшие горные массивы, иногда увенчанные скалистыми известняковыми гребнями. В условиях разнообразного литологического состава горных пород, слагающих территорию, большую роль в рельефообразовании сыграла избирательная денудация. Водораздельное положение на участке занимают горы Кок-Таш (804 м н.у.м.), Ливаз-Кая (872 м), Сургут-Оба (954 м), Эчки-Даг (670 м). К востоку водораздел несколько смещается от моря к северу и проходит по хребту Туар-Алан (784 м). Не доходя до Феодосии, Главная гряда заметно снижается и распадается на ряд изолированных холмов и холмистых гряд: Янышарский (195 м), Тете-Оба (289 м) и др.

Примечательными орографическими элементами Восточной части Главной гряды являются Карадагская вулканическая группа приморских эрозионно-денудационных гор (575 м) и Агармышский горный массив верхнеюрских известняков (727 м).

Предгорные гряды – Внутренняя и Внешняя (или вторая и третья), сложенные верхнемеловыми и палеоген-неогеновыми известняками и мергелями, на протяжении 120 км окаймляют с севера Главную гряду. Их ширина составляет 20-30 км. Генетически и морфологически они представляют собой куэсты с обрывистыми южными (аструктурными) и пологими (структурными) северными склонами. От Главной гряды и друг от друга они отделяются продольными долинами или депрессиями, имеющими холмистый эрозионно-денудационный рельеф. Между Главной и Внутренней грядами располагается Южная, а между Внутренней и Внешней грядами – Северная продольные депрессии.

Внутренняя предгорная гряда начинается от Инкерманских высот и заканчивается у Старого Крыма, севернее горного массива Агармыш. Наибольшую выраженность в рельефе она получила в районе Бахчисарая, где ее высота достигает порядка 500-550 м, а также к северо-востоку от Белогорска – г. Белая скала (343 м) и г. Кубалач – высшая точка Внутренней гряды (739 м). В районе Бахчисарая развиты платообразные останцовые горы: Мангуп-Кале (583 м), Чуфут-Кале (564 м) и др.

Внешняя предгорная гряда начинается от мыса Фиолент и Сапун-горы (близ Севастополя). Восточнее Симферополя она постепенно снижается, распадаясь на ряд изолированных возвышенностей, и в районе Белогорска практически сливается с предгорной равниной. У Бахчисарая она достигает высоты 352 м при средней высоте 250 м. Южный склон обрывистый, однако менее выражен, чем во Внутренней гряде, северный пологий с падением 3-4⁰ и соответствует структуре куэстовой моноклинали.

Морфологию Внутренней и Внешней предгорных гряд осложняют долины рек, стекающих с Главной гряды. Пересекая Южную продольную депрессию, их долины расширяются, оформляются террасовыми комплексами. При пересечении куэстовых предгорных гряд они приобретают ущелевидный облик и носят название «долины прорыва».

На южном макросклоне Крымских гор в диапазоне высот от 0 до 700-800 м н.у.м. располагается Южный берег Крыма (ЮБК). Отпрепарированные денудацией интрузивные горы (Аю-Даг, Кастель, Чамны-Бурун, Плака и др.), известняковые хребты, круто спускающиеся к морю и образующие скалистые мысы (Могаби, Ай-Тодор, Никитский, Лименский и др.), огромные смещенные известняковые массивы (Парагильмен, Адалары, Красный камень, Дженевез-Кая, Кошка и др.) на фоне эрозионного мелкогорья и возвышающегося на севере известнякового бастиона Главной гряды, создают неповторимую пейзажность его рельефа. Начинаясь у мыса Айя и заканчиваясь у Карадага, Южный берег Крыма имеет ширину от 2 до 20 км.

Горный Крым отличается густой речной сетью. Реки южного склона короткие, имеют большие уклоны русла и высокие скорости течения. Продольные профили не выработаны, часто встречаются водопады. Наиболее крупными реками являются: р. Хастабаш (3,7 км), р. Учансу (7 км) с самым высоким не только в Украине, но и в Восточной Европе одноименным водопадом (98 м) и р. Дерекойка (9 км), впадающие в Ялтинский залив; р. Авунда (7,6 км) в Гурзуфе; р. Улу-Узень западный (12 км) с водопадом Головкинского и р. Демерджи (13 км), впадающие в море у Алушты; а также Улу-Узень восточный с водопадом Джур-Джур (12 км) у Солнечногорского и др.

Реки северного склона более крупные. В центральной части Крымских гор берет свое начало (после слияния рек Ангары и Краснопещерной) главная река полуострова – Салгир (204 км). К западу от долины р. Салгир стекают реки Альма (79 км), Кача (64 км), Бельбек (55 км), Черная (35 км). К востоку – реки Зуя (49 км), Бурульча (76 км), наиболее полноводная река Крыма Биюк-Карасу (86 км), Индол (22 км).

Сток рек неравномерен, характерен паводковый режим. Часть рек формируют селеопасные бассейны.

 

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».

 

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.

 

Морфоскульптура. Речные долины

Большинство исследователей (Благоволин, 1974; Андрияш, 1990; Олиферов, Тимченко, 2005 и др.) отмечают, что общий рисунок гидрографической сети Крыма отражает особенности его морфоструктуры. Выделяется две системы речных долин: северного и южного склонов Крымских гор.

На северном склоне развиты более крупные долины с полным спектром речных террас и относительно пологим продольным профилем с падением, не превышающим 60-70 м/км. Их сток более полноводен, хотя наблюдаются резкие колебания водности по сезонам. Характерен паводочный режим.

На северном склоне по морфологическим особенностям и характеру стока выделяется три группы рек: северо-западная, центральная и северо-восточная. Подобное деление обусловлено тем, что общий рисунок гидрографической сети северного макросклона сформировался под влиянием эндодинамики трёх сопряжено развивающихся структур: Симферопольского поднятия в центре, Альминской тектонической впадины на западе и Индоло-Кубанского прогиба на востоке.

На северо-западном склоне Крымских гор располагается самая значительная по протяжённости и водности группа Крымских рек: Западный Булганак, Альма, Кача, Бельбек и Чёрная (табл. 1).

Таблица 1.

Характеристика рек северо-западного склона Крымских гор

№	название реки	длина, км	площадь водосбора, км2	средний месячный расход воды, м3/с	годовой сток, млн.м3
1.	Западный Булганак			0,05	1,55
2.	Альма			1,2	37,5
3.	Кача			1,24	39,0
4.	Бельбек			2,08	65,5
5.	Чёрная			1,7	56,0

 

С учётом притоков длиной более 5 км число рек, входящих в группу, увеличивается до 50. Густота речной сети достигает 0,3 км/ км2.

Начинаясь на северо-западных склонах Главной гряды Крымских гор, уже ниже Предгорной куэсты они поворачивают на запад и текут почти параллельно друг другу. В верхнем течении – это типичные горные реки с порожистым руслом, V-образным поперечным сечением долин, местами переходящие в каньоноподобные ущелья. Здесь они принимают большое количество притоков.

При пересечении Внутренней гряды реки образуют живописную «долины прорыва», в среднем и нижнем течении оформляются террасами, притоки практически отсутствуют. В меженный период в устьевых частях большинство рек пересыхает.

В центральной части северного склона доминирует р. Салгир и её притоки, которые образуют самую большую в Крыму речную систему. Она занимает 15 % площади полуострова. Длина реки Салгир - более 200 км, а с 14 притоками, непосредственно впадающими в него, равна 923 км. Площадь водосборного бассейна - 3750 км2, меженный расход - 1,29 м3/с, максимальный - 118 м3/с, средний многолетний – 1,68 м3/с. Густота речной сети в бассейне р. Салгир - 0,25 км/ км2. Верховья р.Салгир и его притоки: Ангара, Краснопещерная, Аян, Малый Салгир и др., носят характер горных рек. В среднем течении (Равнинный Крым) притоки не всегда доносят свои воды в главное русло. Здесь р. Салгир принимает свой наиболее крупный приток - самую многоводную реку Крыма Биюк-Карасу со средним многолетним расходом 2,02 м3/с) (Олиферов, 2005).

Реки северо-восточного склона Крымских гор стекают с Главной гряды, пересекают Южную продольную депрессию и Внутреннею гряду, чаще всего теряют сток, не донеся его до залива Восточный Сиваш. Наиболее крупными являются реки: Восточный Булганак (длина 44 км, площадь водосбора 485 км2, объём годового стока - 20 млн.м3); Мокрый Индол (49 км, 324 км2), Сухой Индол (54 км, 156 км2), Субаш (36 км, 276 км2).

Группа рек Южного берега Крыма имеет, в большинстве своём, карстовое питание и начинается от источников, расположенных у подножья Крымских яйл. Их длина лимитируется шириной Южного берега. Площадь водосборов редко превышает 20-60 км2. Им характерны большие градиенты падения - до 250 м/км, сокращённое число речных террас. Верховья рек ЮБК - это, как правило, узкие ущелье с порожистым днищем, прерываемым каскадов водопадов. Наиболее крупная река этой группы - Таракташ, протекающая через г. Судак, имеет длину 22 км, площадь водосбора около 100 м2.

Важным элементом речных долин являются надпойменные террасы. Речные террасы после Н.И. Андрусова (1912) изучали Б.А. Федорович, М.В. Муратов, Н.И. Николаев, Г.А. Залотарёв, Д.С. Кизевальтер, П.К. Заморий, Н.С. Благоволин, Н.И. Лысенко, А.А. Клюкин и др. Первое обстоятельное обобщение материалов исследования террас всех главнейших речных долин Крыма было внесено В.И. Бабаком (1959, 1961).

В Крыму выделяется до пяти надпойменных террас. Шестая терраса (кизилджарская) чаще всего рассматривается как внедолинная, полигенетическая поверхность выравнивания позднеплиоценового возраста. В верховьях рек преобладают эрозионные и цокольные террасы, в среднем течении доминируют аккумулятивные. При выходе на предгорную равнину древний аллювиий перекрывается отложениями более молодых террас (ножницы Мирчинка). В зонах эрозионно-тектонических депрессий (Салгирская, Варнаутская, Байдарская и др.) преобладают аккумулятивные террасы.

Первая надпойменная терраса (садовая) имеется практически во всех речных долинах Крыма. Её высота над руслом – 2-5 м.

Буровые работы, выполненные в устьях южнобережных рек, показали значительное переуглубление (до 20-30 м ниже уровня моря) их коренного ложа. В настоящее время они заполнены аллювиальными отложениями. Это объясняется понижением уровня Черного моря в первой половине новоэвксинского времени до 80-90 м. Во второй половине новоэвксинского и в течение древнечерноморского времени уровень моря постоянно повышался, переуглублённые долины заполнялись галечниками. В максимум древнечерноморской трансгрессии её уровень на 2-3 м превышал современный. С ним и с соответствующей древнечерноморской морской террасой связано образование поверхности первой надпойменной террасы.

Вторая надпойменная терраса чаще всего осложняет рельеф третьей террасы, образуя на её уступе чёткую выраженную ступень. Её высота колеблется от 6-7 до 8-10 м (табл.2). Образование террасы – конец карангата – начало новоэвксинского времени. Обусловлена временной приостановкой понижения уровня новоэвксинской регрессии.

Третья надпойменная терраса (судакская). Хорошо представлена в речных долинах Крыма. Относительная высота колеблется в пределах 18-30 м. Это важнейший геоморфологический уровень речных долин Горного Крыма. В верхних и средних частях речных долин она имеет морфологию цокольной террасы, выработанной в коренных породах. Северней Внешней гряды она постепенно снижается и перекрывает аллювий первой террасы. Между образованием судакского и четвёртого (манджильского) уровней существовал значительный перерыв. В это время происходило развитие и углубление речной сети, были созданы все основные элементы речных долин Горного Крыма, их притоки и крупнейшие овражно-балочные системы (Муратов, 1973). Возраст террасы устанавливается по соответствующей ей Судакской континентальной террасе, привязанной к карангатской морской аккумулятивной поверхности и, соответственно, имеет позднеплейстоценовый возраст.

Четвёртая надпойменная терраса (манджильская) имеется практически во всех речных долинах. Однако последующее поднятие и связанный с ним эрозионный цикл обусловили интенсивный размыв террасы. Она чаще всего представлена эрозионными останцами с относительными высотами от 40 м в предгорье до 90-100 м в горной части. Её возраст сопоставляется с древнеэвксинско-узунларским временем среднего плейстоцена.

Пятая надпойменная терраса (булганакская) образует высокие широкие выровненные поверхности древних днищ долин рек Северного склона Главной гряды. В ряде крупных долин рек (Салгира, Бельбека, Индола и др.) в ней выработаны системы более молодых речных террас. В Южной предгорной депрессии пятой террасе соответствуют водоразделы между консеквентными пересекающими депрессию реками. Её относительная высота колеблется от 230 м (Главная гряда) до 100 м (Предгорные гряды).

Таблица 2. Относительные высоты плейстоценовых террас рек северного склона Крымских гор, м (Благоволин, 1974)

Местоположение участка долины	Террасы
I	II	III	IV	V	VI
Главная гряда	2- 3	6-7	17- 20	35- 45	85- 100
Южное продольное понижение	3- 5	8- 10	24- 30		60- 80	—
Северная продольная долина	4- 5	8- 10	25- 30	40- 45	75- 100	—
Внешняя гряда	1,5- 3	6- 7	18- 25	30- 35	50- 60 *	160- 170**
Низовья (Равнинный Крым)	2-3	—	Сливается с террасой I	—	—	—

* относительные высоты водораздельных галечников

** относительные высоты позднеплиоценовой поверхности выравнивания

 

На северных склонах Внешней куэсты галечники пятой террасы образуют обширные поля на водоразделах, стекающих к морю рек. Н.С. Благоволин и В.М. Муратов (1964) время образования террасы относят к чаудинскому времени (ранний плейстоцен).

Принимавшаяся в качестве рабочей описанная 5-6 членная схема строения террасовых комплексов рек Крыма подверглась в последнее время определённому пересмотру. В Крыму, как и в других регионах Альпийской складчатой области Евразии, наметилась тенденция к увеличению числа речных террас и омоложению ранее выделенных высотных уровней (Веклич, 1984; Кожевников, 1985; Борисенко, 1982 и др.). В некоторых схемах в пределах Горного Крыма насчитывается 11-12 террас, в том числе не менее 9 плейстоценовых. Террасы больших высот (XI-VII) имеют позднеплеоценовый- раннеплейстоценовый возраст и относительные высоты 120, 100 и 80 м. Террасы средних высот (VI-V) имеют среднеплейстоценовый возраст, отличаются значительной шириной и мощным валунном аллювием, свидетельствующим о нивальном и фирново-ледниковом питанием рек. Они коррелируются с глыбовыми обвально-дефлюкционными шлейфами, обрамляющими Главную гряду.

Низкие террасы (IV-I) сформировались в позднем плейстоцене – голоцене. Из них V и III террасы образовались в перегляциальных условиях и связаны с солифлюкционно-делювиальными шлейфами, а I и II - с условиями послеледникового оптимума. В утвержденной УРМСК схеме стратиграфического расчленения плиоцена и плейстоцена Украины (Веклич, 1984), разделение четвертичных и эоплейстоценовых отложений Главной гряды Крыма, в т.ч. речных террас, выполнено по немногочисленным данным главным образом северных Предгорных гряд и Южного берега. Кроме того, трудность заключается еще и в том, что верхние их уровни представлены цокольными террасами и денудационными уступами и с трудом идентифицируются как эрозионные формы рельефа (рис. 3). Наблюдается определенная синхронизация уровней речных террас и этажей крупных карстовых полостей Крыма (Дублянский, Вахрушев и др., 2002).

Проблемы, связанные с террасовыми комплексами речных долин Крыма, нуждаются в дальнейших исследованиях.

 

Селевые потоки

Сели Крыма зарождаются в крутых руслах временных и постоянных водотоков, при поступлении в них значительных масс рыхлых отложений и воды. Им свойственна кратковременность проявления, большая скорость, резкий подъем уровня, волновой характер движения и высокая насыщенность наносами. Они являются влажным фактором, ускоряющим преобразования флювиального рельефа Крымских гор. Объемы селевых выносов могут достигать за несколько часов сотни тысяч, а иногда и миллионы куб. метров. Обычным паводкам для этого понадобились бы десятки-сотни лет.

Первые описания селевых потоков в Крыму относятся к концу 19 - началу 20 веков (Н.И. Клепинин, 1899, Д.И. Шербаков, 1912, газета «Русская Ревъера», 1914 и «Ялтинский вестник», 1911 и др). Но только в шестидесятые годы прошлого века после прохождения в долинах рек Учан-Су (1949), Абаза (приток р. Альмы, 1961 г.), Кутлак (1964 г.), Шелен, Ворон и Ай-Серез (юго-восточный Крым, 1956 г.) и др. разрушительных с человеческими жертвами селей началось их планомерное исследование (рис. 4). В 1961 г. в Институте минеральных ресурсов Мингео УССР был создан отдел карстологии и селей (рук. Б.Н. Иванов), а в 1964 г. организован первый в Украине селевой стационар «Ворон». Опубликованы обобщающие работы профессора А.Н. Олиферова (1968, 2007), посвященные селям Крыма и Карпат. Результаты современных исследований селевых потоков Крыма отражены в работы А.И. Шеко (1980), А.О. Олиферова (2007), Г.И. Рудько и И.Ф. Ерыша (2006), А.А. Клюкина (2007) и др.

Основными факторами, определяющими особенности Крымских селей являются:

· наличие легко разрушаемых глинистых и глинисто-сланцевых отложений таврической свиты, верхнеюрских песчано-глинистых и конгломератовых пород, меловых мергелей, глин и песчаников;

· малое количество осадков, выпадающих в виде ливней высокой интенсивности, и возможность формирования поверхностного стока в зависимости от величины осадков и инфильтрации в почво-грунты. Эксперименты в юго-восточном Крыму показали, что на склонах крутизной 200, покрытых задернованными почвами при интенсивности дождя 1,8 мм/мин поверхностный сток появляется через 7 минут, интенсивность стока составляет 0,34 мм/мин., а инфильтрация 1,42 мм/мин. Кроме того, причиной образования селей могут быть длительные обложные дожди;

· разреженность или отсутствие растительности,

· густая эрозионная сеть с крутыми уклонами тальвегов.

Однако существующие природные условия в целом определили невысокую селеактивность Крымских гор, ограничивая вертикальные и горизонтальные проявления селевых процессов абсолютными высотами от 0-200 и 400-500 м, и отрезками русел протяженностью до трёх километров (Клюкин, 2007). Выделяются сели, образующиеся в долинных и склоновых селевых бассейнах.

По структуре крымские сели подразделяются на несвязанные и связанные, по составу селевой массы несвязанные бывают водокаменными, а связанные - грязекаменными и грязевыми. Первым для движения необходимы уклоны более трёх, а вторым более восьми градусов. В Крыму характерны очень мелкие, мелкие и средние по объему выносов дождевые водокаменные сели (рис. 5). Ливневые дожди в Крыму редко охватывает весь долинный бассейн. Поэтому в их пределах сели формируются реже, чем в склоновых бассейнах (Клюкин, 1966). Экстремальные суточные осадки, вызывающие образования селей, имеет обеспеченность 10%. Селеформирующие дожди обладают интенсивностью от 25 мм и более. Наиболее опасным сезоном является лето. Зимние сели вероятнее в юго-западной части Крымских гор.

Селевые бассейны имеют чаще всего древовидный рисунок расчленения. В связи с этим характерной особенностью крымских селей является их возникновение в узлах слияния водотоков высоких порядков. Наиболее важны те узлы, где параметры жидкого и твердого стока резко возрастают, создавая тем самым условия для образования селя. Пример подобного явления описан А.А. Клюкиным (1966) - в 1964 г. в бассейне р. Кутлак (юго-западный Крым) в ночь с 12 по 13 августа в результате выпадения интенсивного, но кратковременного ливня, охватившего только верхнюю часть бассейна (в связи с этим, не зарегистрированного находящимися рядом метеопостами), и дружного добегания паводочной воды до места слияния главных притоков (4 порядка) произошло резкое, до 2,5 м, поднятия уровня. Возник грязекаменный разрушительный сель с расходом 66 м³/с и скоростью потока 1,9 м/с. Сель вышел из русла, затопил пойму шириной до 100 м, образовал промоины глубиной до 2 м и покрыл её наносами толщиной до 0,5 м. Поток перемещал глыбы песчаника массой более 8 тонн. В береговой зоне он образовал конус выноса объёмом более 50 тыс. м³, шириной 100 м и на 60 м выступающий в море. Было повреждено и уничтожено более 30 га виноградников и садов, ряд инженерных сооружений. 9.07.1967 г. в этой же долине селевой поток накрыл грузовую автомашину, перевозившую людей. Погибло более 20 человек. В этот день на метеостанции «Ворон» был зарегистрирован локальный ливневый дождь слоем 47,6 мм.

Для понимания региональных особенностей крымских селей кратко приведем морфодинамику одного из мощных селевых потоков последних десятилетий. Он был обследован нами спустя нескольких дней после события и описан в работе А.А. Клюкина (2007). 11 августа 1997 г. после ливневого дождя слоем 93,1 мм средней интенсивности 1,0 мм/мин. в русле р. Демерджи (близ г. Алушты) паводком высотой до 2,0 м была сорвана волунно-глыбовая русловая отмостка (крутизна русла 10-150). Вследствие размыва, достигшего 10-20 м³/ пог. метр длины русла в сток поступило около 6 тыс. м³ наносов. Образовался селевой вал высотой 2,5 м, который скатывался вниз по руслу со скоростью 4,0-4,4 м/с. Сель углубил русло на 0,5-1,5 м, повалил деревья, переместил глыбы массой 4-5 тонн.

Вдоль русла образовались валунные селевые гряды высотой 0,5-1,5 м. В среднем течение р. Демерджи, в условиях подпора стока, произошел сброс обломочного материала - образовался внутридолинный конус выноса и сель преобразовался в паводок. Однако ниже в узле слияния однопорядковых притоков его расход резко увеличился. Размыв дно и отложения перегородившего русло вала выдавливания активного оползня, он вновь трансформировался в водокаменный сель несвязанного типа. Его вал высотой 3 м и расходом 145,7 м³/с (насыщенность наносами 150 кг/м³) со скоростью 4,7 м/с стремительно покатился вниз по долине, захватывая глыбы массой 11,8 тонн, размывая русло до 10-12 м³/погонный метр. При впадении в Кутузовское водохранилище, расположенное в средней части р. Демерджи, поток отложил конус выноса объемом 20-30 тыс. м³. Расчеты показали, что конус был создан за 20-30 минут. Из-за резкого подъема воды в водохранилище из него через шахтный водоспуск и нижний бьеф был сброшен поток воды с расходом 100 м³/с. В результате размыва русла (до 30 м³/пог. метр), ниже платины вновь возник техногенный водокаменый сель высотой около 3 м. В полукилометре ниже поток распластался по широкой пойме, занятой виноградниками, и образовал конус выноса толщиной 0,3-0,5 метров. Овободившись от наносов, он снова преобразовался в катастрофический паводок, который подтопил часть г. Алушты и нанес городскому хозяйству большой материальный ущерб. Обеспеченность подобных селей в Крыму - один раз в сто лет.

В таблице 4 дана краткая характеристика селевых районов Горно-Крымской селевой области, где по условиям формирования селей выделены два селевых района, которые в свою очередь подразделены по селеактивности и особенностям морфодинамики на 5 селевых подрайонов.

 

Таблица 4. Характеристика селевых районов Крыма (Клюкин, 2007)