Геолого-геоморфологическая эвоюция Горного Крыма и развитие карста
История развития Горного Крыма как альпийских возрожденных гор, возникших на эпикиммерийской платформе, очень сложна и до конца не расшифрована. Существенный вклад в ее изучение могут внести материалы комплексных исследований карста региона. В образовании карстовых форм и эпикарстовой зоны карбонатных массивов принимает участие широкий спектр геологических, тектонических, геоморфологических, климатических и др. природных факторов. Для полного развития карстового процесса необходим достаточно длительный континентальный этап (не менее 3-4 млн. лет.
Карст относится к геоморфологическим процессам, обладающим (в зависимости от изменения или прекращения, а затем возобновления основных условий его образования) ярко выраженной способностью унаследованного развития от более древних эпох к более молодым. Морфология пещер несет в себе информацию о геоморфологических и гидрогеологических событиях и условиях их формирования, которые могут быть реконструированы на основе знаний о спелеогенезе и миграционных процессах в карстовой среде. С переходом пещер в реликтовое состояние в них преобладают процессы аккумуляции разнообразных отложений, причем стабильные условия пещерной среды в таком состоянии способствуют сохранности пещерных осадков в течение миллионов лет. В последние десятилетия все более осознается огромное значение пещер как универсальных депозитариев информации о природных условиях прошлого. Эпикарстовая зона является, как правило, обязательным структурным и гидрогеологическим горизонтом карстовых массивов. Она развивается в условиях экспонирования известняков на дневную поверхность, и в своих морфогенетических особенностях запечетлевает палеогеографические условия прошлых эпох.
О возрасте эпикарстовой зоны и связанных с ней карстовых форм Горного Крыма нет единого мнения. В. Ф. Пчелинцев (В. Ф. Пчелинцев Киммириды Крыма М., 1966.- 126 с.) предполагал, что многоэтажность некоторых крупных пещер Крыма, наличие разрушенных пещер и кальцитовых натечных кор на поверхности яйл является свидетельством карста мезозойского времени. М. В. Муратов и Н. И. Николаев, коррелируя пещеры и речные террасы, придавали ему четвертичный возраст ( из пром. Отчета). Однако в дальнейшем, реконструируя образование Варнутской, Байдарской и Салгирской котловин, М.В. Муратов пишет уже о титонском карсте ( из пром. отчета). И. Г. Глухов( из пром. отчета), полагал, что карст в Крыму начал развиваться с конца раннего мела, но наибольшая его активизация произошла в конце неогена. М.В.Чуринов ( из пром. отчета), связывал развитие карстовых процессов с поднятиями позднего миоцена, плиоцена и антропогена. Как минимум пять этапов: поздняя юра - ранний мел, средний альб - средний миоцен, поздний миоцен - поздний плиоцен, ранний плейстоцен - голоцен в истории развития карста Крыма выделял В. Н. Дублянский ( из пром. отчета).
Вахрушев ( из пром. отчета), в истории развития Крыма выделяет два крупных этапа - геологический и геоморфологический. Во время первого образовались толщи карстующихся пород и заложились основные структурные и гидролого-карстологические элементы современного рельефа, что было обусловлено не только тектоническим планом территории, но и наличием континентальных перерывов, когда могли существовать условия для развития карста, обеспечивших унаследованное развитиекарста от древнейших эпох к современным.
На втором этапе, на фоне усиливавшейся денудации, активизация тектонических поднятий в условиях изменяющегося климата определила свою периодизацию геоморфологического развития региона. В ее основу можно положить признак доминирования того или иного комплекса экзогенных и эндогенных процессов.
Геологический этап
Здесь можно выделить несколько эпох карбонатного осадкообразования: позднеюрскую, позднемеловую-палеоцен-эоценовую и среднемиоценовую-раннеплиоценовую, в пределах которых имели место длительные континентальные перерывы. В это время возникали условия, необходимые для достаточно активного развития эпикарстовой зоны. Обращает на себя внимание факт снижения интенсивности карбонатного осадкообразования от древних к более молодым эпохам.
Позднеюрская эпоха. Она охватывала период с начала оксфорда и по ранний берриас нижнего мела и длилась более 20 млн. лет. За этот период в условиях жаркого тропического климата (из пром. отчета), были сформированы толщи органгенных (коралловых, водорослевых и хемогенных) известняков, слагающих Главную гряду Крымских гор. В данную эпоху следует отметить три крупных континентальных перерыва, связанных с оксфорд-кимериджской (рорак-секванской), позднекимеридж-раннетитонской и позднетитонской-ранневаланжинской регрессиями. В течение первых двух, в условиях невысокой холмистой суши, была сформирована маломощная эпикарстовая зона, поверхностные и небольшие подземные карстовые формы, выполненные в настоящее время песчано-глинистым материалом и бокситоносными отложениями. Они вскрыты при проходке Ялтинского гидротоннеля ( из пром. отчета), и обнаружены в юго-западном Крыму ( из пром. отчета). В этой части Главной гряды с поверхностными карстовыми формами связаны небольшие месторождения бокситов. Их происхождение дискуссионно. Одни исследователи считают, что это своеобразная кора выветривания лузитанских известняков ( из пром. отчета), другие связывают их образование с переотложением позднеюрской коры выветривания, формировавшейся на метаморфических сланцах, магматических и вулканогенно-осадочных породах средней юры ( из пром. отчета).
Геоморфологическим следствием позднекиммерийской (андийской) фазы горообразования явилось формирование позднеюрской поверхности выветривания. В настоящее время она представлена фрагментарно на разных гипсометрических уровнях. Ей соответствуют наиболее приподнятые участки яйлы, располагающиеся на отметках 1350-1525 м ( из пром. отчета). Здесь могут располагаться фрагментарные участки древней эпикарстовой зоны, которые требуют пристального изучения.
Позднетитонская—ранневаланжинская регрессия ознаменовалась формированием нижнемеловой поверхности выравнивания. Эта поверхность широко распространена в Горном Крыму. Она располагается гипсометрически ниже первой и отделена от нее уступом высотой 250-300 м. Местами поверхность фиксируется железистой корой выветривания мощностью 10-15 см. Кора сохранилась от разрушения только там, где на корродированной поверхности титонских известняков залегают валанжинские глины (северные склоны Чатырдага, Караби и пр.). С этой эпохой связаны более мощные коры выветривания и эпикарстовые зоны, местами унаследовано сохранившиеся в современном рельефе.
Последняя позднетитонская-ранневаланжинская регрессия сыграла более значимую роль в карстовом морфогенезе рассматриваемой эпохи и во многом определила особенности подземного закарстования Крымских яйл. Анализ соотношения условий залегания позднеберриасских и ранневаланжинских глин на корродированной, эрозионно расчлененной поверхности титонских известняков северной части Чатырдага и Караби ( из пром. отчета), позволяет говорить о том, что карстующиеся известняки, слагавшие гористую сушу, были подняты не менее чем на 300-400-метровую высоту. Учитывая длительность континентального перерыва (3-4 млн. лет), жаркий тропический климат, ливневый характер атмосферных осадков, наличие близкого базиса карстования (морское побережье) и достаточно высоко поднятой суши, сложенной хорошо карстующимися известняками, - в этот период были заложены основные элементы древней карстовой подземной гидрографии и геоморфологии. Унаследованное развитие, уничтожение и переработка созданных в этот период подземных и поверхностных карстовых форм - дело всех последующих эпох карстового морфогенеза. В эту эпоху были сформированы древнейшие звенья пещерных систем Мраморной, Эмене-Баир-Хасар, Бездонной, Красной, крупных пещер Караби, Ай-Петри и др. Отсутствие мощной зоны вертикальной циркуляции карстовых вод определило формирование субгоризонтальных или пологонаклонных (5-10°) карстовых галерей, залов и практического отсутствия вертикальных полостей. В связи с этим большинство из них унаследованно развивались, проходя этапы консервации и последующей активизации, начиная с позднетитонского времени, и к началу раннего плиоцена уже имели достаточно крупные размеры. Однако интенсивная химическая денудация поверхности закарстованных известняков, обусловленная весьма агрессивной средой влажного тропического климата, сокращает мощность эпикарстовой зоны этой эпохи.
С конца берриаса территория нынешнего Горного Крыма начинает втягиваться в область опусканий. Наступает эпоха терригенного осадкообразования, охватившая практически весь верхний мел. Глинистые отложения покрывают большую часть Горного Крыма, консервируя ранее созданные карстовые формы. В межгорных эрозионно-тектонических котловинах позднетитонского-раннеберриасового времени накапливаются мошные толщи глин и песчаников валанжин-альба.
Верхнемеловая-палеоцен-эоценовая эпоха карбонатного седиментогенеза продолжалась 40-45 млн. лет, и ей свойственны более медленные темпы карбонатного осадкообразования. Широкое распространение получили переходные слабокарстующиеся разности карбонатных пород. В эту эпоху были сформированы основные структурные элементы Внутренней и Внешней предгорных гряд. В это время терригенные и карбонатные осадки мел-палеогеновых морей, проникая далеко в пределы современной Главной гряды, перекрыли мощным чехлом карстующиеся известняки. В период поднятий Главная и Внутренняя гряды и межгорная долина между ними представляли собой пенеплензированную слегка всхолмленную равнину. Наиболее значимые континентальные перерывы этого времени отмечены на рубежах коньяка, дата, конца палеоцена и эоцена. В это время в Крыму существовали влажно-тропические и субтропические условия. Температуры воздуха составляли 18-220 (турон-коньяк), 20-260 (палеоцен), 22-230 (эоцен). Можно предполагать, что во время континентальных перерывов в местах выхода на дневную поверхность известняков процессы карстогенеза и развития эпикарста продолжались. Об этом свидетельствует наличие известняковых кор (калькретов) в кровле датского и кремневых кор (силькретов) в кровле инкерманского ярусов раннего палеоцена (). О перекрытии вернеюрских известняков карстовых массивов Главной гряды толщами терригенных осадков свидетельствуют материалы геохимических и термохронологических (apatite fission track thermochronology – AFT) исследований ( из пром. отчета).
Некоторые даты указывают на послекиммерийский термальный сигнал (AFT-возраст от 74,1 ±7,3 до 22,1 ±1,6 млн. лет). Их интерпретация позволяет предположить о погребении киммерийских структур толщей осадков нижнего мела – эоцена мощностью до 4 км. Большинство дат попадают в интервал между средним и поздним эоценом, что отражает наступление неотектонических поднятий, вызванных коллизией Аравийской плиты и Евразии. Самый молодой термальный сигнал указывает на импульс в раннем миоцене.
Выход юрских карбонатных отложений из-под мел-палеоценового покрова началась в позднем эоцене. С это времени начался переход водонапорной системы Главной гряды на инфильтрационный этап развития. Началось постепенное вытеснение минерализованных седиментационных вод из верхней части каронатной верхнеюрской толщи и вторичный промыв ранее сформированных полостей, происходивший в напорных условиях. Предположительно, к этому времени относится формирование конкордантных поверхностей растворения по древним натекам и породе, отмечаемых в ряде крупных пещер Чатырдага и Караби.
В позднем мел-среднем миоцене на Главной гряде наблюдалась активная гидротермальная деятельность. Ее индикаторами являются кальцитовые жилы, имеющие протяженность по простиранию до 1 км и мощность - до 10 м. Они встречены на нижних плато Ай-Петринского, Бабуганского, Чатырдагского, Долгоруковского, Карабийского массивов, а также в рифовых телах Восточного Крыма (массив Алчак). Изучение газово-жидких включений более 500 образцов кальцитов из этих жил, проведенное Ю.Дублянским [16], показало, что их образование происходило в шесть стадий, отвечающих шести этапам раскрытия тектонических трещин, при постепенном снижении температур минералообразаующих растворов от 200 до 30°С. Согласно современным физико-химическим представлениям, при восходящем движении слабокислых гидротермальных растворов их растворимость по отношению к СаСОз вначале возрастает (до глубины 500-250 м от поверхности), а затем резко снижается. Таким образом, в карбонатных массивах формируются две физико-химические зоны: растворения и отложения. В первой из них происходило образование шарообразных и щелевидных гидротермокарстовых полостей, во второй - образование кальцитовых жил. В ходе тектонических поднятий верхняя часть кальцитовых жил была срезана денудацией, а в зону отложения вошли гидротермокарстовые полости, в которых началось образование кристаллов исландского шпата ( из пром. отчета).
Таким образом, главными событиями описываемой эпохи явились: образование карбонатных пород Предгорных гряд, развитие гидротермокарстовых процессов, частичная, а местами и полная денудация глинистых отложений, перекрывающих низкие яйлы Главной гряды.
На границе палеогена и неогена большая часть Крыма испытывала интенсивное прогибание - накапливалась толща (до З км) глинистых пород майкопского времени, отделившая последнюю эпоху карбонатного седиментогенеза от более ранних. Трещинные эпикарстовые зоны в кровле эоценовых и датских известняков, ныне слагающих карстовые массивы Внутренней гряды, подверглись интенсивной кальматации сульфатаси кальция и др.
Среднемиоценовая-раннеплиоценовая эпоха, длительностью менее 10 млн. лет, ознаменовалась неустойчивым карбонатным осадкообразованием. В пределах Главной гряды продолжился размыв нижне- и верхнемеловых глин и карбонатных пород. Территория Горного Крыма вступала в геоморфологический этап своего развития.
В начале этапа Главная гряда представляла собой невысокие платообразные массивы, на поверхности которых в переменно-влажных субтропических условиях формировалась красноцветная кора выветривания ( из пром. отчета). В среднем плиоцене начались дифференцированные блоковые поднятия с максимальной амплитудой до 800-1000 м в центральной части гряды ( из пром. отчета). В это время происходит очередное омоложение древних карстовых полостей, заложенных ещё во время позднетитонского-раннеберриасского континентального перерыва, а также фрагментарно сохранившихся эпикарстовых зон. Наличие разноуровневых (с высотой заложения от 1250 до 350 м) пещер-источников на южных обрывах Главной гряды является веским доводом против существования Понтиды. Во всяком случае, уже с позднего плиоцена Горный Крым имел двухсторонний подземный сток с собственных (автохтонных) питающих водосборов. Об этом же свидетельствует минералогический состав водных механических отложений пешер Крыма ( из пром. отчета).
В пределах современных Предгорных гряд Крымских гор в позднем миоцене - раннем плиоцене сформировалась поверхность выравнивания и соответствующие им эпикарстовые зоны( из пром. отчета). Они развились в основном на породах верхнего мела. Но коры выветривания отмечены также на отложениях таврической серии и средней юры (междуречье Бельбека и Альмы), конгломератах верхней юры (междуречье Альмы и Малого Салгира), известняках палеогена (междуречье Бештерека и Бурульчи). В настоящее время она располагается на высотных отметках 750-450 м. В центральной части полуострова на ней сохранилась кора выветривания, представленная ожелезненными продуктами гумидного гипергенеза (скопления железомарганцевых конкреций и стяжений, красно-бурые глины и суглинки, железистые конгломераты и железные руды). Развитие подземного карста на этом этапе происходило по гипогенной модели.
Геоморфологический этап
В начале этапа основным экзогенным фактором геоморфологического развития Горного Крыма являлся комплекс эрозионно-денудационных и подчиненных им карстовых процессов, протекавших на фоне активных тектонических поднятий.
Эрозионно-денудационная геоморфологическая эпохаплиоцен-раннеплейстоценового времени. В эрозионной сети продолжается интенсивный размыв оставшихся небольших участков покровных нижнемеловых глин. В речных долинах транзитных рек развивается система подрусловых полостей. В это время происходит распад эрозионной сети на изолированные водосборы (котловины). В тяготеющих к ним карстовых полостях найден зоопалеонтологический материал, датируемый позднеплиоценовым возрастом, что позволяет считать время их образования ранее плиоценового ( из пром. отчета). На периферии карстовых массивов происходила проработка конечных звеньев карстовых водоносных систем - закладываются пещеры-источники. К концу этапа древние карстовые полости полностью освободились от глинисто-галечникового заполнителя. Микрофауна раннемелового (берриас-валанжинского) возраста пока обнаружена в заполнителе одной небольшой пещеры Догоруковского массива ( из пром. отчета).
В связи со сводовым поднятием Горного Крыма происходило оформление геоморфологических систем внутренних и внешних куэст Предгорных гряд и образование продольной предгорной депрессии. Об интенсивном размыве верхнемелового карбонатного комплекса, располагавшегося южнее современного положения Внутренней куэсты, говорит нахождение типичных турон-кампанских кремневых стяжений, вмытых в русловые поноры пещеры Алима, заложенной в эоценовых нуммули-товых известняках окрестностей г. Симферополя.
Гляциально-нивально-карстовая геоморфологическая эпохаохватывает период с конца раннего плейстоцена и до голоцена. В эту эпоху Главная гряда была выведена на абсолютную высоту 1200-1500 м. Поднятие и общее похолодание, связанное с периодическим оледенением на Русской равнине, способствовали установлению холодного умеренного климата со снежными зимами ( из пром. отчета). Вопрос о существовании оледенения на Главной гряде до сих пор относится к числу остро дискуссионных. Новейшие исследования свидетельствуют, что во время днепровского оледенения режим рек, стекающих с Главной гряды, существенно отличался от современного. Они были многоводны и нагружены обломочным материалом. Террасы средних высот отличаются значительной шириной и мощным валунным аллювием. В верховьях рек они связаны с обвально-дефлюкционными шлейфами, обрамляющими Главную гряду ( из пром. отчета). Рассчитанная депрессия снеговой линии для днепровского и валдайского оледенений позволяет говорить, что снеговая граница в Крымских горах находилась на высоте 1200-1300 м. Это позволяет предполагать наличие на ней обширных фирновых полей и небольших ледников (Вахрушев Б.А., Амеличев Г.Н. К вопросу о возможности олединения Крымских гор// Физическая география и геоморфология.- Киев, 2001.- вып.40.-С. 134-153). Карстологические данные подтверждают это предположение. На верхних и нижних плато формируются многочисленные нивально-коррозионные котловины, наложенные на эрозионные и коррозионно-эрозионные водосборы низших порядков.
В конце эпохи за счет усиления фронтальной деятельности увеличилось количество осадков, выпадающих в зимнее время. На верхних плато Караби, Чатырдага, Бабугана, Ай-Петри располагаются мощные перелетовывающие снежники и небольшие ледники плоских вершин. Наиболее крупные из них находились на северо-восточном окончании Бабуганского карстового массива и верхнем плато Чатырдага. В отличие от горно-долинных и карровых ледников, развитых в пределах карстующихся пород Западного Кавказа (Фиштинский, Гагринский и Бзыбский хребты) и образующих типичные глинисто-валунные морены, ледники Крымских гор не могли формировать подобные морены. Это объясняется их небольшими размерами, слабыми гляциодинамическими движениями, преобладанием нивации над экзарационными процессами. Это обусловило лучшую сохранность эпикарстовой зоны от экзарационного разрушения.
Интересен факт распределения карстовых поглотителей талых вод. Как и на Западном Кавказе, они тяготеют к бортам гляииальных котловин, где происходит поглощение талых ледниковых вод, поступающих с глетчера. Кроме того, крупные водоносные системы, связанные с поглощением талых снеговых и ледниковых вод, возникли в основании па верхних плато Чатырдага и Караби.
На нижних плато устанавливаются перегляциальные условия, свидетельством которых являются флюкционные-делювиальные шлейфы, связанные с IV и III террасами речных долин ( из пром. отчета). В эту геоморфологическую эпоху продолжалось унаследованное развитие субгоризонтальных галерей и залов древних карстовых полостей, многие из которых оказались вскрытыми вертикальными полостями нивально-коррозиального генезиса. Особенностью эпикарстовой зоны нижних яйл, развивающихся в эту эпоху, является ее хорошая коррозионная проработка талыми агрессивными водами.
Современная геоморфологическая эпоха.Развитие рельефа Крымских яйл происходит в открытых условиях под воздействием карстовых, нивальных с подчиненным значением оползневых, гравитационных и комплексно-денудационных процессов. В позднем плейстоцене-голоцене в прибровочной части плато Главной гряды и на обрывах куэст Внутренней гряды началось образование коррозионно-гравитационных полостей. Известны случаи формирования коррозионно-гравитационных пещер в крупных известняковых отторженцах (г. Кошка над Симеизом), либо смещения ранее сформированных коррозионно-эрозионных полостей вместе с глыбовыми оползнями (западный склон Чатырдага). В прибрежной зоне образуются коррозионно-абразионные пещеры протяженностью до 100 м (мыс Капчик, Караул-Оба, Пушкинская скала, пр.). Все эти образования уверенно коррелируются с IV-III речными или морскими террасами. В позднем плейстоцене-голоцене на нижних и верхних плато продолжается образование поверхностных микро- и наноформ рельефа. Карстовые воронки формируются как наложенные на водоразделах, склонах и днищах карстовых котловин, часто вскрывая купола более древних гидротермальных полостей (Караби, Карабийский массив). Карры в свою очередь, накладываются как на элементы первичного структурно-денудационного или карстово-эрозионного рельефа (здесь они часто образуют карровые поля), так и на элементы вторичного, эрозионно-карстового и карстового рельфа. Под крупными карровыми полями начинается формирование наиболее молодых коррозионно-эрозионных полостей, образующихся за счет концентрации подземного стока по крупным трещинам в основании эпикарстовой зоны. Несмотря на активное поднятие Главной гряды (современная скорость 2 мм/год), при одновременном опускании Южного берега (примерно с такой же скоростью), в карстовых полостях очень редко наблюдаются неотектонические деформации продольного или поперечного профилей. Они зафиксированы в основном около крупных разрывов (Красная пещера, Джур-Джур). Это свидетельствует о поднятии горных массивов на протяжении плейстоцена-голоцена en block. В то же время в карстовых районов отмечены признаки сейсмических дислокаций (раскрытие трещин бортового отпора, смещение блоков, образование и разрушение коррозионно-гравитационных полостей, разрывы и смещения натеков и др.).
В целом развитие рельефа и эпикарстовой зоны карстовых массивов происходило под воздействием коррозионных, нивально-гляциальных, гравитационных, комплексно-денудационных, действующих одновременно или сменяющих друг друга по времени, процессов. На представленных карстолого-геоморфологических картах нижнего плато Долгоруковского карстового массива хорошо прослеживается развитие карстового рельефа. Карты иллюстрируют известный геоморфологический закон: «закономерная смена форм рельефа в пространстве (т.е. наличие парагенетического ряда форм) имеет ту же последовательность смены форм рельефа и во времени». С рельефом тесно связано и развитие эпикарстовой зоны массива.
В эрозионно-денудационный этап (рис.1 Вахрушев Б.А. картографирование карста Украины// Культура народов причерноморья.- 2001.- №20.- С. 13-18.) основные распределение различных типов эпикарста зависело от морфологии речных долин, связанных с подрусловым стоком. В нивально-карстовый период (рис. 2) начинается распад речных долин, формируются широкие котловиноподобные понижения, закладываются первые крупные участки очаговой инфильтрации и инфлюации. Начинается активная коррозионная проработка эпикарстовой зоны агрессивными талыми и ледниковыми водами, как в приделах широких водоразделов так и в нивально-гляциальных долинах уноследовано развивающихся от эрозионных долин первого этапа. На рис. 3 (денудационно-карстовый этап) показан рельеф, где эпикарстовая зона первого этапа уже достаточно переработана, ее гидрологические характеристики испытали значительные изменения. Практически отсутствует инфлюационное поглощение в руслах водотоков, т.к. они утратили русловой сток. В то же время большая часть питания эпикарстовой зоны осуществляется за cчет площадной инфильтрации, очаговой инфильтрации и инфлюации.
Выполненный предварительный палеогеографический анализ эпикарстовой зоны карстовых массивов Горного Крыма показывает, что эпикарст есть продукт природных условий той или иной эпохи. Он имеет свойство унаследовано развиваться от одной эпохи к другой. Его эволюция, так же как и, в целом , эволюция карста , хорошо описывается высказыванием французского исследователя Ж. Нико: «Его современная эволюция – это лишь ретушь на ландшафтах, созданных морфогенетическими системами прошлого, в свою очередь определяемыми последовательной сменой климатических…» и, добавим от себя, тектонических фаз.