Главный этап геосинклинального развития
Начало геосинклинального развития Горного Крыма связано с возникновением в его пределах глубокого геосинклинального прогиба, охватившего всю южную часть современного Крыма. Этот прогиб представлял лишь небольшой отрезок обширной впадины, именуемой Крымско-Кавказской геосинклиналью. В пределах Крыма она охватывала всю площадь его горной части и, видимо, южную половину Керченского полуострова, а на Кавказе — значительную часть Главного хребта. На западе геосинклиналь продолжалась в пределы восточной части Балканского горного сооружения, где в Восточной Старой Планине, в районе Котела, из-под мелового флиша выступают триасовые и нижнеюрские глинистые сланцы и песчаники, смятые в складки.
Крупные геосинклинальные прогибы всегда бывают ограничены глубинными разломами, и можно полагать, что система окраинных разломов Горного Крыма, отделяющих мегантиклинорий от Скифской плиты, и была создана при формировании Крымско-Кавказской геосинклинали, как ограничивающая с севера ее крымскую часть.
В значительно более гипотетической форме можно наметить разломы южного ограничения описываемого прогиба. Геофизические данные исследований последних лет позволяют высказать предположение, что участок с уменьшенной мощностью осадков, намечаемый под дном моря, соответствует южному ограничению прогиба, и, следовательно,, где-то вдоль края этого участка может быть показана зона его крыла.
Крымско-Кавказский геосинклинальный прогиб образовался в результате разламывания складчатого докембрийско-палеозойского основания и глубокого опускания участка, ограниченного разломами. В прогибе со времени его возникновения началось накопление осадков таврической серии. Их огромная мощность свидетельствует о значительной величине прогибания и в то же время о большой скорости этого опускания, так как эта толща накопилась только в течение части среднего и позднего триаса и ранней юры.
Таврическая серия с ее тонкоотмученными глинистыми породами, которые в ней преобладают, и прослоями глинистых сидеритов формировалась в условиях достаточно больших глубин, хотя вероятно недалеко от берегов, т. е. в условиях узкой, относительно глубоководной впадины, ограниченной островами — типичного геосинклинального прогиба. С островов, образовавших гряды — Кордильеры, в прогиб поступал обломочный материал песчаных и алевролитовых прослоев, а также галечников и глыбовых горизонтов, присутствующих в таврической серии. В составе глыб этих горизонтов, кроме песчаников, происходящих из прослоев в таврической серии, присутствуют разнообразные известняки: триасовые, нижнеюрские, а также палеозойские. Последние могли обваливаться в море с лежащей на севере суши, располагавшейся вдоль края геосинклинального прогиба, а затем оползать по илистому дну. Хотя процессы вулканизма не были в прогибе очень значительными, но в отдельных участках близ ограничивающих его с севера разломов они проявлялись весьма активно образованием пачек диабазов и спилитов и внедрением основных субвулканических и интрузивных тел.
В целом геосинклинальный трог с самого начала был разделен на более глубокие и более приподнятые участки. Осевая его часть может быть намечена в верховьях Марты и Бодрака. Как показывают геофизические данные, здесь глубина подошвы таврической серии опущена до 4 км от поверхности, поднимаясь к северо-западному краю области выходов таврической серии до 2—2,5 км.
С начала лейаса отчетливо наметилось разделение прогиба на более или менее опустившиеся участки, что подтверждается различием разрезов лейасовых отложений.
Обломочный материал поступал в Крымский геосинклинальный прогиб главным образом с севера, из поднятой области нынешнего равнинного Крыма, а также с юга, с поднятия, находившегося в пределах современного Черного моря, откуда принесена была пермская галька конгломератов района Ялты.
Близ северо-западной окраины прогиба уже в начале юры образовалось поднятие на участке между р. Салгиром у Симферополя и долиной р. Бодрака, где формировались мелководные песчаники и конгломераты эскиординской толщи, и, возможно, был перерыв в отложении осадков в среднем лейасе.
Между концом позднего лейаса и байосом в Горном Крыму, несомненно, происходили крупные поднятия, сопровождающиеся складчатостью, так как средняя юра ложится повсюду, где видно ее основание, «а размытую поверхность складчатой таврической серии. Отсюда также несомненно, что складки последней сформированы до байоса, т. е. либо между верхним лейасом и байосом, либо еще раньше, одновременно с формированием самой флишевой толщи.
Характер складчатости таврической серии позволяет считать вероятным, что складчатость, проявляющаяся в ней, связана, главным образом, с явлениями гравитационного порядка: смятием слоев при оползании отдельных пачек по дну бассейна; отделением и соскальзывав ,нием целых перемятых пакетов и смещением их по поверхности дна. Таким образом, эта складчатость, скорее всего, сингенетична (или почти сингенетична) образованию самой серии.
Наряду с мелкой складчатостью ко времени начала отложения среднеюрских! осадков были сформированы и более крупные структурные элементы антиклинальные поднятия и синклинальные прогибы, созданные тектоническими движениями. По краям многих из них, вдоль зон разломов, начались более сильные процессы вулканизма.
Наиболее обширное поднятие, сформировавшееся к эпохе отложения среднеюрских осадков, было, вероятно, на месте центральной *части Качинского антиклинория. О его возникновении свидетельствует мелководный, частью континентальный характер среднеюрских отложений на южном и юго-восточном его крыле. Здесь известны и угленосные -отложения средней юры. В то же время к северо-западу от этого поднятия шло накопление мощных глинисто-песчаных, конгломератовых и отчасти эффузивных толщ средней юры в полосе современных предгорий в долинах Альмы, Бодрака и Качи.
Второе, меньшее, поднятие намечается на месте современной антиклинали Сухая речка, где нет байосских пород и бат ложится непосредственно на таврическую серию.
Наличие третьего поднятия можно предполагать к югу от берегов Крыма (южнее Фороса), на что указывает вероятное происхождение галек среднеюрских конгломератов Южного берега.
Наконец, четвертую геоантиклиналь можно наметить в пределах Туакского поднятия. В осложняющих его строение складках в районе с. Рыбачьего участвуют среднеюрские породы, содержащие в самом основании только батскую фауну1. Батские песчаники здесь трансгрессивно перекрывают таврическую серию, что свидетельствует о существовании в начале средней юры и в байосе Туакского поднятия, выступавшего из-под уровня моря. С его восточным погружением и осложняющими это погружение разломами связаны вулканические излияния Карадага. На западе, по-видимому, в районе современного Чатырдага Туакская геоантиклиналь сливалась с Качинской геоантиклиналью, с которой в среднеюрское время они, по-видимому, составляли одно целое и, разделились позднее, уже в начале поздней юры.
Между перечисленными поднятиями обособились три частных геосинклинальных прогиба. Один из них — Бахчисарайский — протягивался в юго-западном направлении между палеозойским массивом равнинного Крыма и Качинским поднятием. Вдоль его южного борта на крае Качинской геоантиклинали в среднеюрское время происходили длительные подводные вулканические извержения, с которыми связано образование мощных эффузивных толщ, а также мелких интрузий мыса Фиолент, долины Бодрака и Альмы. Развитие вулканических излияний, вытянутых полосой, связано, очевидно, с наличием здесь продольных, по отношению к прогибу глубоких разломов. Возникновение их, вероятно, происходило в зоне сочленения области с опусканиями на севере, с областью преобладающих поднятий на юге. Продолжением этого прогиба на северо-востоке является участок, заполненный битакскими конгломератами.
Второй прогиб на месте современной юго-западной части Горного Крыма на юге, вероятно, ограничивался предполагаемой Форосской геоантиклиналью. В северном крыле прогиба вдоль края Качинской геоантиклинали происходило накопление байосских угленосных осадков верховьев рек Качи и Бельбека. Южнее формировались более мощные морские песчано-глинистые породы, а еще дальше к югу намечается полоса вулканических излияний Тессели — Голубой залив. Возможно, что она связана с южным крылом прогиба.
Вдоль северо-восточного края этого геосинклинального прогиба и вероятного его восточного замыкания протягивается полоса крупных интрузий изверженных пород Аюдага, Кастели, Ураги, которая вытянута в общем почти меридионально. Можно предположить, что внедрение интрузий связано здесь с зоной разломов, образовавшихся вдоль края или замыкания прогиба, и отделяющих его от соседней области одновременных поднятий.
Третий прогиб — Судакский — намечается в восточном Крыму, на месте Судакского синклинория. Он имел восточно-северо-восточное простирание, окаймляя с юга Туакскую геоантиклиналь; северо-восточное и юго-западное окончания его неизвестны. В этом прогибе происходило отложение очень мощных преимущественно глинистых осадков и местами вулканических пород (гора Карадаг, Планерское). Приуроченность вулканических очагов к северному борту Судакского прогиба, примыкающему к Туакскому поднятию, может служить указанием на то, что Туакское поднятие я Судакский прогиб были разделены разломом глубокого заложения. Поскольку Судакский синклинорий ныне почти целиком находится под водами Черного моря, остаются неизвестными его границы. Несомненно, однако, что прогиб достаточно далеко продолжался на юго-запад вдоль склона Туакского поднятия. Не исключено, что среднеюрские отложения, развитые на отдельных участках прибрежной полосы в западной части Южного берега (Кастрополь, Мелас, Тессели), являются фрагментами северного крыла этого синклинория, лежащего в основном под водами моря. Во всяком случае, фации средней юры в прибрежной полосе Южного берега (глины, флиш, мощные- эффузивные комплексы) очень сильно отличаются от фаций средней юры, залегающей вверху склона, где развиты преимущественно песчаники.
Четвертый прогиб располагался на месте синклинория восточного Крыма, под которым, видимо, имеются среднеюрские породы.
Развитие трансгрессии в батское время привело к расширению площади геосинклиналей, покрытых морем в байосе, и к их углублению. Происходило, видимо, общее опускание области Горного Крыма. В результате Качинская геоантиклиналь сильно сокращается по площади, а геоантиклинали Сухая речка и частью Туакская скрываются под уровнем моря. Расширяется к западу и, возможно, к северу и геосинклиналь Восточного Крыма.
В начале келловея происходит второе за рассматриваемый этап общее очень значительное поднятие Горного Крыма, с которым связано начало второй стадии развития. В результате регрессии морские осадки продолжают отлагаться только в наиболее прогнутых частях геосинклинальных прогибов — Судакского и Юго-Западного. В дальнейшем, в конце раннего или в среднем келловее вся территория современного Горного Крыма, кроме Судакского геосинклинального прогиба, оказывается приподнятой выше уровня моря. Осадки верхнего келловея — Оксфорда всюду ложатся с размывом, несогласно, на нижний келловей, доггер или на таврические сланцы. При этой регрессии была, в частности, приподнята вся Бахчисарайская геосинклиналь. Осадконакопление в ней в поздней юре не происходило, и только позднее она была перекрыта осадками мела.
Несогласие в основании верхней юры, налегающей на вполне сформированные антиклинальные поднятия и целые системы складок, сложенных таврической серией и среднеюрскими породами, указывает, что значительная часть крупных структурных элементов Горного Крыма была уже создана к началу позднеюрского времени, перед отложением оксфордских осадков.
В строении Качинского и Туакского антиклинальных поднятий, Леменско-Ялтинского поднятия и антиклинали Сухая речка участвуют породы среднеюрского возраста. Это позволяет довольно точно определить возраст упомянутых структурных элементов, перекрытых трансгрессивно залегающими оксфордскими отложениями. Они являются, очевидно, предоксфордскими по возрасту, и, таким образом, окончательное их оформление совпадает по времени с регрессией и развитием общих поднятий в Горном Крыму, которые происходили перед поздним келловеем — Оксфордом.
В связи с ростом и развитием антиклинальных поднятий среднеюрские отложения, слагающие их крылья, были смяты в мелкие складки. Последние в среднеюрских породах значительно проще, чем в таврической серии, но все же местами сильно осложняют строение крупных структурных элементов. Поднятие, предшествовавшее оксфордской трансгрессии, несомненно, сопровождалось складчатостью. Отложения средней юры, слагающие крылья растущих антиклинориев, оказались смятыми в довольно резкие складки, разорванные сбросами. Складки подверглись размыву и в дальнейшем были несогласно перекрыты отложениями Оксфорда.
Крупные поднятия конца среднеюрского — начала позднеюрского (келловейского) времени заканчивают начальную стадию геосинкли-нального развития Горного Крыма, .которая охватывает, как видно, поздний триас, раннюю и среднюю юру. Со второй половины келловея начинается следующая, зрелая стадия развития Крымского геосинклинального прогиба. Эта стадия, охватывающая позднюю юру и начало раннего мела, характеризуется известной перестройкой структурного плана и возникновением системы трех больших, но относительно плоских геосинклинальных прогибов: Судакского и Юго-Западного, которые унаследованы по отношению к среднеюрским, и Восточнокрымского, несколько смещенного к северу по отношению к среднеюрскому прогибу. Между Восточнокрымским и Юго-Западным прогибами возникло относительно узкое соединение на месте Чатырдага. Оно разделило Качинское и Туакское поднятия, которые были соединены до начала поздней юры седловиной.
По сравнению с отложениями средней юры и в особенности с отложениями таврической серии верхнеюрский комплекс осадков отличается большим разнообразием литологического состава, резкой изменчивостью фаций и мощностей. Разнообразие литологических типов верхнеюрских осадков, контрастность их фаций и мощностей, пришедшие на смену преимущественно песчано-глинистым породам средней юры и таврической серии, свидетельствуют о большом многообразии условий осадконакопления, существовавших в позднеюрском бассейне. Главной причиной этого следует считать усложнение характера тектонических движений, которые в позднеюрское время приобрели резко дифференцированный характер. Этот процесс начался уже в средней юре, когда произошло расчленение единого геосинклинального прогиба на несколько частных прогибов. В позднеюрское время произошло дальнейшее их усложнение с разделением унаследованных и вновь образованных прогибов на ряд фациальных зон, отражающих особенности различных условий осадкообразования. С поднятиями связано обмеление больших участков прогибов, образование островов и пестрота фациальных типов осадков.
В процессе образования верхнеюрского осадочного комплекса Горного Крыма немаловажная роль наряду с тектоникой принадлежала также климату и физико-географической обстановке позднеюрской эпохи. Появление среди отложений огромного количества разнообразных известняков, отсутствующих в средней юре, было вызвано изменениями в физико-географической среде, оказавшимися благоприятными для расцвета организмов, выделявших известь, и для процесса накопления карбонатного вещества в осадке.
В прогибе на месте Судакского синклинория в течение всего позднеюрского времени, как и в средней юре, продолжали накапливаться преимущественно глинистые осадки, сменившие без следов перерыва среднеюрские отложения. Глинистые отложения верхней юры здесь частью имеют флишевый характер из-за ритмичного чередования в них глин и горизонтов песчаников, обломочных известняков, глинистых сидеритов и др. Стратиграфический разрез верхнеюрских отложений Судакского прогиба отличается своей полнотой, непрерывностью и большой мощностью (свыше 3000 м). Перерыв между отложениями нижнего кимериджа и титона, характерный для других районов Горного Крыма, здесь отсутствует.
В настоящее время сохранился лишь незначительный участок северного крыла и осевой зоны прогиба, соответствующего Судакскому синклинорию, основная же его часть уничтожена морем. В позднеюрское время Судакский геосинклинальный прогиб, судя «по составу и характеру фаций развитых в нем отложений, протягивался на значительное расстояние к восток-северо-востоку и запад-юго-западу от современного Меганомского полуострова. На востоке в районе Карадага Судакский прогиб соединялся с восточной частью Восточнокрымского прогиба, где также происходило накопление преимущественно глинистых осадков флишевого типа. На геоантиклинали в районе Карадага в келловее в незначительных масштабах еще продолжалась вулканическая деятельность.
Северная граница Судакского прогиба в поздней юре в целом совпадала с границей области распространения глинистых фаций средней юры. Вдоль северного его борта в позднекелловейское — оксфордское время шло формирование крупных рифовых массивов, образовавших мощные линзообразные тела в толще глин (горы Хобакая, Сокол, Козья и др.). Цепь этих массивов четко оконтуривает с севера область накопления глинистых отложений верхней юры большой мощности и определяет северную границу Судакского прогиба. В качестве главных породообразующих организмов в позднеюрских биогермах Судакского прогиба выступают известковые водоросли и кораллы. Наибольшее развитие рифогенные образования получили в оксфордское время. Ряд данных свидетельствует о том, что рост этих рифовых массивов происходил в строгом соответствии и в прямой зависимости от развития как всего прогиба в целом, так и отдельных усложняющих его северное крыло складок и изгибов. Наряду с крупными рифовыми массивами большое распространение здесь получили также мелкие рифовые образования, содержащиеся в толще глин в виде отдельных линз и желваковых включений. В течение всего кимериджского времени в Судакском прогибе продолжалось накопление глинистых осадков. В конце кимериджского — начале титонского времени стали образовываться песчаники с углистыми остатками и конгломераты, которые сменились толщей глинистого флиша титона.
Таким образом, Судакский прогиб был областью устойчивых прогибаний на протяжении всей поздней юры.
К северу от Судакского прогиба в пределах зоны Судакско-Карадагских складок, расположенных на погружении Туакского поднятия, верхнеюрские осадки отлагались непосредственно на перемятых породах таврической серии. В отличие от Судакского прогиба здесь накапливались преимущественно мелководные осадки верхнего келловея и Оксфорда: конгломераты, разнообразные песчаники, известняки, песчанистые глины. Общая мощность их составляет не более 600—700 м.
В пространственном расположении отдельных фациальнных типов верхнеюрских пород в пределах области Судакско-Карадагских складок наблюдается известная закономерность, проявляющаяся в том, что определенные типы пород приурочены к определенным элементам складчатых структур (см. рис. 58). Эта закономерность может рассматриваться как свидетельство того, что развитие складчатых структур, вытянутых согласно общему простиранию восточного погружения Туакского антиклинория в восток-северо-восточном направлении, происходило здесь одновременно с процессом осадконакопления.
Восточнокрымский геосинклинальный прогиб начал заполняться осадками, начиная с Оксфорда. В течение всей позднеюрской эпохи он резко разделялся на две части: восточную и западную.
В восточной части прогиба в Оксфорде отлагались сравнительно маломощные конгломераты, песчаники, известняки, реже глины. Известняки чаще всего образовывали линзовидные включения внутри песчаников и конгломератов. Отложение этих осадков сменилось кратковременным перерывом, который проявился в конце кимериджа. Во время этого перерыва оксфордские и более древние слои были подняты, смяты в складки и размыты. Затем на них с несогласием и следами размыва стали отлагаться конгломераты и мощная толща терригенно-карбонатного флиша титона. Терригенный материал в большом количестве поступал во флишевый прогиб с юга, с Туакского поднятия, а также частично с севера, из области современного равнинного Крыма. Мощность титонского флиша в центральной части Восточнокрымского прогиба превышает 3000 м.
В западной части прогиба в течение всего оксфордского и титонского времени накапливались известняки. Область распространения известняков, среди которых присутствуют весьма разнообразные типы пород, занимала участок современного плато Караби, Демерджи и Долгоруковского нагорья. В основании известняков залегает маломощный и плохо выдержанный по простиранию горизонт лилово-красных, слабо сцементированных базальных конгломератов, состоящих из плохо окатанных обломков песчаников.
Зона известняковых осадков титона образовалась, кроме того, вдоль северного борта Восточнокрымского прогиба. Позднее она расчленилась на ряд изолированных массивов. Крупнейшим из них-является Агармышский массив.
Таким образом, областью наиболее интенсивных опусканий Восточнокрымского геосинклинального прогиба в поздней юре являлась его восточная часть, где шло накопление мощного комплекса флишевых пород титона. Западная часть прогиба характеризовалась более слабыми опусканиями и, соответственно, сравнительно меньшими глубинами, вследствие чего наиболее широкое распространение здесь получили различные карбонатные породы. Граница между этими частями, различающимися литолого-фациальным составом пород, связана с линией крупного, поперечного разлома и проходит по западному склону долины р. Тонас в ее верховьях.
В пределах западного замыкания Восточнокрымского прогиба в позднеюрскую эпоху шло интенсивное накопление мощных толщ конгломератов полимиктового состава. Наибольшее развитие конгломераты получили в районе горы Южная Демерджи, где их мощность достигает 1400 м. Снос обломочного материала, входившего в состав конгломератов, происходил в основном с юга, с крупного поднятия, располагавшегося в пределах современного Черного моря. Часть обломочного материала поступала, кроме того, с северо-запада.
Рост располагавшегося к югу от Восточнокрымского прогиба Туакского геоантиклинального поднятия, с которого в бассейн поступало* большое количество обломочного материала, привел к его расширению и смещению к северу геосинклинального прогиба, о чем свидетельствует трансгрессивное залегание титона на отложениях Оксфорда в пределах северных предгорий Главной гряды.
Геосинклинальный прогиб юго-западного Крыма, существовавший еще в среднеюрское время, в поздней юре стал целиком областью осад^ накопления лишь в Оксфорде. В келловее большая часть прогиба, за исключением только его крайней юго-западной оконечности, была приподнята выше уровня моря. Характер залегания оксфордских слоев, которые в районе нагорий Бабуган — Никитской яйлы трансгрессивно переходит в западном направлении на все более древние горизонты, свидетельствует о том, что развитие позднеюрской трансгрессии происходило как с востока, так и с юго-запада, со стороны келловейско-го прогиба.
Будучи в основном унаследованным по отношению к тому геосин-клинальному прогибу, который существовал в юго-западном Крыму в средней юре, позднеюрский прогиб расширился к северу и востоку. На это указывает трансгрессивный характер залегания верхнеюрских отложений на породах таврической серии, в пределах восточной окраины Бабугана и северных предгорий Главной гряды (район верхнего течения р. Бельбек).
Известковые осадки, накапливавшиеся в восточной части прогиба, отличались значительным однообразием: В центральной зоне восточной части прогиба в течение всей поздней юры отлагались тонкослоистые глинистые известняки и мергели большой мощности. Перерыв между отложением осадков кимериджа и титона, резко выраженный в более западных частях прогиба, здесь, по-видимому, не проявился совсем или проявился очень слабо. В пределах южного борта прогиба в Оксфорде сформировались крупные рифовые масоивы, образовавшие линзообразные тела в толще слоистых известняков. Часть этих массивов в настоящее время сохранилась в крутых известняковых обрывах Южного берега (массивы гор Ай-Петри, Ат-Баш, Мердвень-Каяссы, Челеби и др.).
Область эта характеризовалась накоплением карбонатных, частью рифовых отложений, в общем весьма мелководных. Именно здесь, а также по склонам поднятий (Сухая речка, Форосского и др.), начиная с Оксфорда и до титона, создавались, как указывает В. Ф. Пчелинцев, благоприятные условия для обитания моллюсков отряда рудистов, которые образовывали на мелководье обширные поселения. Обломочный материал поступал в восточную часть прогиба в весьма ограниченных количествах.
Иная картина наблюдается в западной части рассматриваемого прогиба.. Здесь вместе с известняками сравнительно небольшой мощности в оксфордское время накапливались мощные толщи конгломератов и песчаников. Основная часть обломочного материала поступала с геоантиклинального поднятия, располагавшегося в пределах Черного моря к юго-западу от антиклинали Сухая речка.
После накопления отложений Оксфорда западная часть прогиба- испытала кратковременные поднятия и интенсивный размыв, в результате чего титонские осадки (главным образом известняки) легли на весьма неровную поверхность оксфордских пород. В краевых частях прогиба здесь отлагались мелководные брекчиевидные и обломочные известняки титона. В центральной части прогиба, соответствующей современным Байдарской и Варнаутской долинам, шло накопление карбонатно-глинистого флиша. Обломочный материал, представленный в основном мелкообломочным карбонатом местного .происхождения, поступал в прогиб с окружавших его участков развития известняков, подвергшихся периодическим размывам.
Таким образом, развитие всех трех рассматриваемых прогиоов, из которых впоследствии сформировались Судакский, Восточнокрымский и Юго-Западный синклинории, шло более или менее сходно. Осадконакопление в них было разделено кратковременным перерывом, вызванным локальными поднятиями во второй половине кимериджского Бремени. После него в титоне происходило дальнейшее развитие трансгрессии, достигшей максимума в конце титона. К этому времени морской режим установился на территории почти всего современного Горного Крыма.
К концу позднеюрского времени в Горном Крыму достаточно отчетливо обособились, как видно, три флишевых прогиба, расширявшиеся в разные стороны. Обширная область их сочленения совпадает с современными центральными известняковыми нагорьями. К югу от них намечаются две геоантиклинали или Кордильеры, располагавшиеся кулисообразно: Леменско-Ялтинская на юго-западе и Туакская на северо-востоке.
Прогибы, сформировавшиеся в позднеюрское время, продолжали существовать и в раннемеловую эпоху. Однако перед началом мела, в самом конце юры, значительная часть Горного Крыма испытала крупные поднятия. В результате этого верхнеюрские известняки и другие породы выступили из-под уровня моря и стали подвергаться размыву. В области синклинория Юго-Западного Крыма, и, вероятно на северных склонах Чатырдага и нагорья Караби образовался довольно расчлененный рельеф. Последующие опускания в самом начале валанжина привели к чрезвычайно быстрому затоплению этого рельефа. Море не успело его срезать и он был покрыт глинистыми илами и сохранился под ними до нашего времени.
Поднятия на границе юры и мела не отразились в середине Восточнокрымского прогиба и здесь шло непрерывное накопление глинистых и флишеподобных осадков верхнего титона, валанжина и нижнего готерива (район Феодосии и Белогорска). Несомненно, в тесной зависимости от поднятий в горной части Крыма в конце юрского периода происходило образование ряда крупных сбросов. К их числу относится сброс, ограничивающий с юга ядро Качинского поднятия и обрезающий здесь распространение к северу среднеюрских пород, и сброс ограничивающий с севера верхнеюрские известняки Ай-Петринского, Никитского нагорий и Бабугана. Оба сброса к западу, в долине Бельбека, уходят под покров нижнемеловых отложений и их не пересекают. Такой же домеловой (доготеривский) сброс известен в долине р. Бодрака, недалеко от Бахчисарая, где он отделяет среднеюрские породы от таврической серии в северном борту Качинского поднятия. Возможно, что такой же возраст имеют сбросы, ограничивающие Салгирскую котловину и с севера — Туакское поднятие (в районе Демерджи-яйлы).
В конце готерива, в эпоху отложения мазанской свиты картина существенно изменилась. Непрерывное накопление глинистых осадков продолжалось только в восточной части Восточнокрымского прогиба близ Феодосии. В юго-западной части Горного Крыма позднеготеривское море распространилось к северу, перекрывая край Качинского антиклинального поднятия, и затопило южную часть равнинного Крыма. Поднятая горная страна, которая существовала на этом месте в течение позднего триаса и в начале юры, позднее значительно снивелированная, очевидно, начиная с конца готерива была частично опущена и покрыта морем. Сохранились только остатки поднятых массивов, выступавшие в виде островов, о которых свидетельствуют мощные накопления конгломератов в готеривских и барремских толщах района Белогорска и Старого Крыма.
В начале баррема площадь морского бассейна сильно сократилась. Непрерывное накопление осадков шло только в районе Феодосии и в полосе Белогорского прогиба, образовавшегося севернее осевой части титонского Восточнокрымского прогиба. В это же время образовалась Салгирская котловина, промытая среди верхнеюрских пород. Возможно,, что местоположение ее было определено разломами, связанными с поднятиями. Вся система сбросов, секущих Восточнокрымский синклинорий, возникшая до апта, очевидно, также была образована при этих поднятиях Туакской геоантиклинали. В юго-западной части Крыма также произошло поднятие и образование глубоких ложбин, заполненных позднее верхнебарремскими — аптскими и нижнеальбскими осадками.
В позднем барреме — апте — начале альба площадь бассейна несколько расширилась и море проникло в ложбины и депрессии, промытые во время раннебарремских поднятий. Затоплены были Салгирская и Куртлукская котловины, ложбины на месте Варнаутской и Байдарской долин и ряд депрессий в районе Старого Крыма и Балаклавы, где баррем-аптские глины лежат на титонских отложениях. В это же время почти весь равнинный Крым покрыло море. Регрессия в среднем альбе, очевидно, была связана с началом восходящих движений в Горном Крыму, которые вскоре привели к его поднятию. Предпозднеальбские поднятия являются третьей в истории Горного, Крыма эпохой, когда он весь или почти весь оказался приподнятым выше уровня моря. В равнинном Крыму с эпохой тектонических движений перед поздним альбом связано возникновение или оживление крупных разломов, вдоль которых начались проявления достаточно интенсивной позднеальбской вулканической деятельности. Разломы образовались, видимо, на юге Каркинит-ской впадины, вдоль Тарханкутского вала, а также на юге Сивашской впадины, близ Джанкоя. Шли движения и по разломам, ограничивающим Новоселовское поднятие и, возможно, Донузлавско-Войковский грабен. Таким образом, предпозднеальбская эпоха была важным этапом формирования структур равнинного и Горного Крыма.
Ко времени начала трансгрессии позднего альба и сеномана основные структурные элементы внутренней части Горного Крыма уже сформировались. Отложения, связанные с только что упомянутой трансгрессией, несогласно их перекрывают.
В результате общего предверхнеальбского поднятия Юго-Западный и Восточнокрымский прогибы превратились в обширные синклинории, осложненные мелкими складками и изгибами слоев.
С этого времени только что возникшие складчатые формы и более древние, начиная с остатков верхнелейасовых антиклинальных поднятий, вошли в структуру внутренней части массива Горного Крыма. Рост его как единого поднятия, начиная с конца альба или начала позднего мела, в результате объединения ряда добайосских частных поднятий привел к превращению их в ядро большой геоантиклинали Горного Крыма. Поднятия середины альба можно считать началом поздней стадии геосинклинального этапа развития Горного Крыма, продолжавшейся с конца альба до конца палеогена. В эту стадию на месте геосинклинального прогиба складывается крупное и постепенно растущее поднятие Горного Крыма с образованием на его месте в рельефе земной поверхности обширного Таврического острова.
Тектонические движения приводили попеременно Крымское поднятие то к некоторому погружению и к трансгрессии моря по его краям, то к сильному воздыманию над уровнем моря (рис. 69). На фоне этих вертикальных движений земной коры протекал процесс постепенного, хотя и скачкообразного разрастания площади геоантиклинали. Происходил ее постепенный подъем и расширение.
Сооружение Горного Крыма, поднятое в эпоху среднеальбской регресеии, сначала было захвачено опусканиями по периферии в конце альба. В результате позднеальбское море образовало ингрессии, внедрившись с севера в глубокие ложбины — Салгйрскую, Мангушскую, Зуйскую и другие, образованные эрозией в эпоху регрессии. Опускания, с которыми, очевидно, связана здесь трансгрессия среднего и позднего альба, захватили и край Горного Крыма.
Дальнейшие опускания, развивавшиеся в эпоху отложения сеноманских и туронских слоев, охватили равнинный и Горный Крым, привели к захвату трансгрессией уже значительной полосы северного края поднятия Горного Крыма. Трансгрессивное залегание туронских отложений свидетельствует о продолжении опусканий и в туронский век и, следовательно, о дальнейшем развитии трансгрессии к югу. Но и в эту эпоху, когда наибольшая площадь Горного Крыма была захвачена опусканиями и погрузилась под уровень моря, на юге его имелись значительные области размыва, с которыми связаны брекчии и конгломераты из перемытых нижнемеловых пород среди туронских отложений. Таким образом, уже в эту эпоху наметилось общее сводообразное строение Горного Крыма; периферия его была захвачена трансгрессией, а наиболее возвышенная осевая часть оставалась приподнятой.
По всей вероятности, в эту область, выступавшую из-под уровня моря в виде острова, входили как составные части Туакский и Леменско-Ялтинский антиклинории вместе с разделяющим их пространствбм центральной части Горного Крыма. В это пространство входит район Чатырдага, Алушты, Гурзуфа и прилегавшая к нему часть, ныне опущенная под уровень Черного моря.
Внутреннее приподнятое ядро имело сложную структуру. Из-за кулисообразного расположения Туакского и Форосского поднятий оно, вероятно, было изогнуто в виде буквы S, как изогнут и до настоящего времени Горный Крым (см. рис. 69).
В конце коньякекого времени геоантиклиналь Горного Крыма испытала поднятие. Оно отражается в перерыве в отложении осадков между коньяком и сантоном, в трансгрессивном залегании слоев сантона — кампана и в следах слабой эрозии в их основании, что наиболее проявлялось по краю Симферопольского поднятия.
После короткого поднятия Горного Крыма снова продолжалось его опускание. Трансгрессивное залегание осадков сантоиа, кампана и Маастрихта на подстилающих породах свидетельствует о постепенном развитии новых погружений.
Максимум трансгрессии и, следовательно, опусканий падает на эпоху кампана или начало Маастрихта. Со второй половины маастрихтского времени сооружение Горного Крыма испытывает новый подъем. Наибольшее поднятие происходит в конце Маастрихта или в датское время, когда формируются мелководные фации этих горизонтов со следами местных размывов. В связи с подъемом в это время площадь Таврического острова сильно расширяется.
После поднятий конца позднего мела происходит новое опускание Горного Крыма в палеоцене. Оно сказывается сильно лишь в; области современной восточной оконечности Горного Крыма и на западе по краю Альминской впадины. Опускание сменяется общими крупными поднятиями в конце палеоцена, которые обусловили перерыв в накоплении осадков, отделяющий позднемеловую — палеоценовую фазу от следующей эоцен-олигоценовой фазы развития Крыма.
Особенно крупными были эти поднятия в районе Симферополя, где происходит изгиб современного крыла мегантиклинория, о чем свидетельствует трансгрессивное налегание здесь эоцена на разные горизонты мела вплоть до альба и готерива. Как показывает угловое несогласие между верхним мелом и эоценом, полоса верхнемеловых отложений современной Предгорной гряды, будучи захвачена этими поднятиями, причленилась к геоантиклинали Горного Крыма. При последующих опусканиях она вела себя как край геоантиклинали, который хотя и был охвачен эоценовой Трансгрессией, но не являлся уже областью «крупных опусканий. Последняя оказалась смещенной к северу.
Таким образом, в результате предэоценовых поднятий площадь геоантиклинали Горного Крыма на севере значительно расширилась.
Начало следующей фазы развития связано с крупными опусканиям Горного Крыма, обусловившими эоценовую трансгрессию.
В среднем и позднем эоцене лишь центральная часть Крымского горного Поднятия не была покрыта водами моря. На востоке вся область, охватывающая современный Керченский полуостров и равнинный Крым, находилась под уровнем моря. Максимум опусканий был в позднем эоцене.
На рубеже эоцена и олигоцена происходит поднятие Горного Крыма, обусловливающее формирование нижнемайкопских песчаников и лесков. По периферии Горного Крыма несомненно в это время был перерыв в накоплении осадков, но следы его отсутствуют, так как прибрежные фации верхнего эоцена и олигоцена не сохранились, а севернее во впадинах перерыв не проявился. Во все время отложения глин майкопской серии Горный Крым, вероятно, испытывал слабое восходящее движение, обусловившее постоянное проявление денудации и вынос в морской бассейн илистого материала.
Заключительный этап геосинклинального развития
Образование мегантиклинория Горного Крыма. Начало заключительного или орогенного этапа развития Горного Крыма связано с крупными поднятиями, которые стали проявляться в конце олигоцена — начале миоцена. Они привели к резкому расширению площади Горного Крыма. Все области предгорий и Внешней, гряды в это время причленились к нему.
Предсреднемиоценовые поднятия захватили и большую часть современного Керченского полуострова, до этого являвшуюся областью прогибания и накопления осадков. Кроме всей современной Юго-Западной равнины, были приподняты и участки северной и восточной частей полуострова. Геоантиклинальное поднятие сильно расширилось, таким образом, не только в ширину к северу, но и в продольном направлении к востоку (см. рис. 69).
Вместе с тем здесь происходило образование систем узких сжатых складок в майкопских глинах Керченского полуострова, которые имеют досреднемиоценовый возраст. Поднятие Горного Крыма приобрело в это время уже структуру крупного мегантиклинория. Он выступал из-под уровня моря в виде обширного Таврического острова. Его поднятие сопровождалось образованием системы разломов — сбросов, .которые секут северное крыло мегантиклинория в районе Белогорска и Феодосии. Сбросы эти образовались до среднего миоцена, так как не затрагивают миоценовых отложений, разбивая все нижележащие слои вплоть до майкопской серии.
После крупных поднятий начала миоцена была фаза значительных опусканий мегантиклинория, обусловившая среднемиоценовую трансгрессию, без перерыва сменяющуюся сарматской. Трансгрессией было перекрыто северное крыло мегантиклинория, его восточная оконечность и часть ядра антиклинория Юго-Западной равнины.
Последовательное трансгрессивное залегание чокракских, караганских, каннских и нижнесарматских отложений указывает на постепенное опускание Горного Крыма. Максимум опусканий совпадает, очевидно, с периодом наибольшего проникновения трансгрессии к югу, т. е. со временем нижнего сармата. В это время Таврический остров сократился до размеров современной наиболее возвышенной части Крымских Гор, вероятно, вместе с прилегающей с юга полосой, ныне не сохранившейся (см. рис. 69).
С середины миоцена начинается интенсивное опускание ИндолоКубанского краевого прогиба, в котором накапливается мощная толща осадков. Этот прогиб, судя по мощности майкопской серии, наметился уже в середине олигоцена. Он образовался перед краем восточной части мегантиклинория Горного Крыма и западной части мегантиклинория Кавказа в связи с их ростом. В это же время в пределах Горного Крыма стали закладываться древнейшие элементы его рельефа.
Со среднего сармата начинается процесс нового подъема Горного Крыма. В конце среднего или начале позднего сармата он вместе с прилегающей частью Альминской и Индоло-Кубанской впадины и Тар-ханкутским валом оказывается приподнятым выше уровня моря. Это привело к соединению Таврического острова на относительно короткий срок с сушей материка Южной Украины. В это время, очевидно, оттуда и проникли в Крым гиппарионы и другие степные животные, остатки которых были описаны А. А. Борисяком из сарматских отложений Севастополя. Появление севастопольской фауны позвоночных, обитавших на обширных равнинных пространствах, легко связать с полным отступанием моря из области степного Крыма в конце сармата. После отступания сарматского моря в горной части Крыма началось образование древней речной сети и продолжалось формирование древнейших элементов его рельефа.
В области Керченского полуострова в эпоху предмэотических поднятий было закончено образование всех основных складчатых структур. Об этом свидетельствует несогласное налегание мэотиса на сарматские и среднемиоценовые породы, участвующие в строении складок (см. рис. 62). Складки существовали уже в эпоху среднего сармата, на что указывает отмеченное выше распределение винкуляриевых рифов по периферии антиклиналей в восточной части Керченского полуострова и исчезновение их в сторону мульд. Рост складок происходил постепенно, и перед мэотической трансгрессией они были уже в основном сформированы. Выше уже было отмечено, что рост складок Керченского полуострова, начиная с среднего миоцена, сопровождался интенсивной деятельностью грязевых сопок, причем накопление сопочной грязи происходило в отдельных глубоких, но небольших прогибах, осложняющих строение многих антиклиналей полуострова. В этих вдавленных синклинальных прогибах морские отложения среднего миоцена и сармата чередуются с накоплениями продуктов извержения грязевых сопок.
В мэотисе произошло новое опускание мегантиклинория Горного Крыма, которое прежде всего проявилось на его восточной окраине, по периферии Керченского полуострова. Опускание развивалось медленно, и море постепенно захватывало все большую площадь. В середине мэотического времени опускание привело к распространению трансгрессии на северный край меган-тиклинория. Горная часть Крыма снова превратилась в остров. Последний имел значительно более обширные размеры, чем в сарматское время, так как мэотическое море не проникало далее предгорий.
На Керченском полуострове в синклиналях сарматское море без перерыва сменилось мэотическим. Но в антиклинальных зонах море трансгрессировало, и мэотические осадки с размывом перекрывают крылья складчатых структур, сложенных сарматом и средним миоценом. Многие антиклинали в течение мэотического века поднимались и были островами, окруженными кольцом мшанковых рифов наподобие современных атоллов (рис. 70).
В конце мэотиса опускание довольно быстро сменилось новыми поднятиями предпонтического времени, которые сказались в подъеме не только северного края мегантиклинория, но и его восточного окончания. В связи с ними антиклинали Керченского полуострова былт приподняты выше уровня моря и лишь в глубоких синклиналях продолжалось непрерывное накопление морских осадков. Так же прогибалась, Индоло-Кубанская впадина, в которой накапливалась непрерывная толща сарматских и мэотических отложений.
Поднятия перед понтом вряд ли были длительными и значительными. Опускания следующего этапа, с которыми связано формирование понтических отложений, были также сравнительно небольшими. Многие антиклинали на Керченском полуострове даже не погрузились под уровень моря. Понтические слои трансгрессивно перекрывают только их крылья. Как показывает распределение фаций понтических отложений, более значительно это опускание сказалось в северной и юго-восточной частях Керченского полуострова, т. е. по крыльям восточного погружения мегантиклинория Горного Крыма (см. рис. 54).
В пределах северного крыла горной части Крыма опускание проявилось слабо. Понтическая трансгрессия проникла здесь только на северную окраину современной Внешней гряды, где понтические осадки с размывом ложатся на мэотические.
Наметившаяся в Горном Крыму во время позднесарматских поднятий речная сеть в мэотисе и понте, вероятно, продолжала слабо разрабатываться. Но вообще Таврический остров в это время по рельефу совершенно не был похож на современный Горный Крым. Кряж, протягивавшийся вдоль южного побережья острова, представлял собой низкую холмистую гряду округлых известняковых вершин, которая сменялась севернее плоской слегка наклоненной поверхностью предгорий, вдоль которых едва выделялись невысокие асимметричные возвышенности — зачатки будущих куэстовых гряд; их пологие длинные северные склоны омывались водами мэотического и понтического морей.
В конце понта началась новая эпоха поднятий, вследствие которых море отступило из области Предгорной гряды. В пределах склонов и подножий последней накопление морских понтических отложений сменилось формированием таврских пролювиальных отложений, включающих горизонты почв-красноземов. Только в Индоло-Кубанской впадине продолжали накапливаться морские глины, сменяющиеся без перерыва кверху киммерийокими отложениями.
Поднятиями конца понта и начала киммерийского времени объясняется отсутствие нижнего (азовского) горизонта киммерийского яруса в северо-восточной и восточной частях Керченского полуострова, т. е. на продолжении осевой части Крымского мегантиклинория. Эти поднятия сменились затем опусканиями, приведшими к трансгрессии киммерийского бассейна по периферии мульд Керченского полуострова, которые выполняют киммерийские отложения. В начале куяльницкого времени снова был краткий перерыв, после которого вновь продолжались опускания, вызвав трансгрессию куяльницкого и акчагыльского моря по краям синклиналей Керченского полуострова и Индоло-Кубанского прогиба. Последний продолжал прогибаться и заполнялся осадками куяльницкого и акчагыльского бассейна. Акчагыльский морской бассейн^занимал, видимо, всю Индоло-Кубанскую впадину и соединялся с бассейном, занимавшим Каспийскую котловину. Однако в Черноморском бассейне нет осадков акчагыльского моря. Им соответствуют там осадки гурийского бассейна, содержащие совершенно другую, озерную по характеру, фауну. Поэтому можно считать, что Керченский и Таманский полуострова, поднятые в верхнем плиоцене выше уровня моря, отделяли акчагыльское море на севере от гурийского озера, занимавшего место Черного моря.
Таким образом, со второй половины понтического века Крымский мегантиклинорий начал испытывать поднятие, продолжавшееся, перемещаясь с кратковременным погружением киммерийского времени и куялвницко-акчагыльского, до конца плиоцена. В ослабленном виде поднятие проявилось и в восточной оконечности мегантиклинория на Керченском и Таманском полуостровах. Очень вероятно, что одновременно с началом поднятий в конце понтического века или, быть может, несколько ранее, в конце миоцена, в южном крыле антиклинальной структуры Горного Крыма начался процесс погружения его под уровень Черного моря.
Весьма мелководный характер киммерийских осадков на дне Черного моря, к югу от Рыбачьего, Судака и Феодосии, в области континентального склона, указывает, что в эту эпоху здесь располагался шельф, прикрытый мелким морем. А севернее, в области современного шельфа, была, вероятно, еще суша. Таким образом, Область теперешней материковой отмели в киммерийское время и тем более в конце понта составляла еще часть Горного Крыма, где, возможно, выступали на поверхность древние породы ядра Крымского антиклинального сооружения. Их погружение под уровень моря началось только после позднего понта и, в соответствии с выводами А. Д. Архангельского, абразия и опускания развивались у берегов Крыма в основном во второй половине плиоцена. В начале четвертичного периода в чаудинекое время в районе Феодосийского залива абразия проникла до современной береговой линии в районе мыса Чауда, где сохранились осадки чаудинской морской террасы. Здесь море достигло уже в начале четвертичного времени осевой части Крымского антиклинального сооружения.
Таким образом, очень вероятно, что до понтического века мегантиклинорий Горного Крыма был представлен полностью и обладал хорошо выраженными двумя крыльями — северным и южным. Возможно, что в его ядре, к югу от современных берегов Крыма, выступали на поверхность палеозойские породы, и в том числе гранитные массивы. В течение плиоцена и четвертичного периода южная половина мегантиклинория в связи с расширением глубокой котловины, занятой Черным морем, опустилась ниже уровня вод. Основная часть Горного Крыма и Керченский полуостров были покрыты морем лишь незначительно по крайней периферии.
История формирования рельефа. Формирование рельефа в Горном Крыму началось сразу после выхода его из-под уровня моря. Как уже упомянуто выше, наиболее древними реликтами рельефа являются самые высокие вершины Крымских гор, имеющие досарматский, скорее всего раннемиоценовый возраст.
Плоские и слегка наклоненные к северу более низкие плато Яйлы представляют собой поверхности, выработанные морской абразией. Море срезало их в результате трансгрессии, развивавшейся достаточно длительное время. Рассматривая характер сглаженного рельефа нижних плато, очень слабо расчлененных эрозией и снивелированных до общего уровня, постепенно снижающегося к северу, соотношения их высоты и характера наклона с высотой и наклоном среднемиоценовых и сарматских отложений предгорной Внешней гряды, можно считать, что поверхность этих плато продолжается на север в виде поверхности основания Сарматских или среднемиоценовых отложений Предгорной гряды, хотя они разобщены сейчас размывом. Такое предположение подтверждается геоморфологическим профилем (рис. 71), который показывает, что эти поверхности действительно продолжают одна другую.
После того как сарматское море отступило, оставленные им рыхлые, отложения были быстро смыты с поверхности выработанных морем плато. Поверхность известняковых плато стала размываться реками,, которые, врезаясь, делили их на отдельные части. В это же время начались процессы образования карста. В настоящее время всхолмленная поверхность известняковых вершин Горного Крыма изрыта многочисленными карстовыми воронками. Некоторые воронки сливаются между собой, превращаясь в полья. Известняки сверху испещрены каррами, а в понижениях и воронках иногда покрыты красноземами, образовавшимися в результате растворения известняков. Все эти карстовые явления чрезвычайно типичны для известняковых массивов Крыма. Как показал Д. С. Соколов, следует иметь в виду, что такое широкое их развитие связано с большой длительностью карстового процесса, который, как видно, идет здесь с конца миоцена до наших дней.
После выработки сарматским морем плоских абразионных поверхностей началось образование широких плоских ложбин, врезанных в древний миоценовый рельеф нагорий. Эти ложбины формировались в течение раннего и среднего (плиоцена, а затем заполнились аллювиальным материалом.
Свидетелями плиоценового этапа развития рельефа на Южном берегу Крыма служат щебнистые массандровские накопления, перед формированием которых у южного края Крымских гор произошла выработка наклонных к югу эрозионных ложбин. Такие же ложбины образовались и на северном склоне. По этим ложбинам на предгорные равнины степного Крыма выносился мелкий материал таврских отложений, образовавших обширные конусы выноса. Формирование их прерывалось образованием почвенных горизонтов красноземов, указывающих на достаточно теплый переменный влажный климат времени образования этих отложений.
Эпохе формирования таврского горизонта и массандровских отложений в. Крыму соответствовало время отложения киммерийских слоев на дне Черного моря и на Керченском полуострове. Климатические условия, благоприятные для образования красноземов, способствовали выносу железистых соединений в море и накоплению их в заливах и бухтах в виде значительного слоя бурого железняка.
После киммерийского века в позднем плиоцене началась эпоха значительного поднятия Горного Крыма, которая продолжалась в течение всего четвертичного периода и привела к образованию глубокой и расчлененной современной речной сети Горного Крыма. Формирование этой эрозионной сети началось с конца плиоцена, когда поднятия привели к образованию ряда поперечных долин и выносу галечников нынешней шестой — Кизылджарской — террасы на предгорную равнину.
Поднятие конца плиоцена и четвертичного периода имело в целом сводовый характер, но шло несколько несимметрично: более сильно — в полосе гор, прилегающей к Южному берегу, и более слабо — в северных предгорьях. Суммарный итог поднятия Главной гряды с конца сарматского времени до наших дней составляет примерно 1000 м. Это величина, на которую в настоящее время поднята над уровнем моря абразионная поверхность нагорий, выработанная сарматским морем, т. е. образовавшаяся примерно 10—12 млн. лет тому назад.
Одновременно с развитием современного глубокого расчленения, рельефа Крыма, происходившего на фоне общего сводового поднятия, его горной части, возникла террасированность этого рельефа — образовалась система описанных выше речных террас и делювиально-пролювиальных террасовых уровней в речных долинах. Все поверхности, речных террас в Крыму сливаются с поверхностями морских (и озерных) террас Черноморского бассейна. Образование их связано с эпохами высокого положения уровня бассейна (трансгрессиями). Наоборот, уступы и размыв террас, врезание речных долин связано с эпохами регрессий Черноморского бассейна.
Наиболее древние террасовые уровни: кизылджарский (шестой), булганакский (пятый) — образуют обширные поверхности и широкие плоские водоразделы между поперечными долинами в предгорьях северного склона Крымских гор. Эти поверхности значительно снижаются к северу и северо-западу. Так, высота булганакского уровня над долиной близ Симферополя достигает 80—100 м, а на побережье, у Николаевки, снижается до 8—15 м.
Так же снижаются плоские водоразделы поперечных долин на южном склоне, соответствующие этим террасам, и останцы террас, как, например, остатки пятой (булганакской) террасы в окрестностях Судака и в заливе Чалка. Однако и террасы, и соответствующие им водораздельные гребни подрезаны морской абразией и сохраняют близ моря значительную высоту. Это свидетельствует о том, что в эпоху формирования кизылджарского и булганакского уровней, т. е. в конце плиоцена и начале четвертичного периода, береговая линия на южном побережье Крыма отстояла далеко к югу от современной.
Значительно снижается также по всем долинам северного склона поверхности четвертой (Манджильской) террасы, а также останцы ее, сохранившиеся по долинам южного склона (Алуштинская, Судакская долины и другие).
Поверхности судакского (третьего) уровня террас, как это видно по рекам Альме, Салгиру и Индолу, на северном склоне практически не снижаются. На южном склоне они сильно снижаются по долине Учан-Су у Ялты и Алуштинской долине.
Приведенные данные свидетельствуют о значительной величине новейших поднятий Горного Крыма в эпоху образования более древних террас. Поднятия происходили вплоть до времени формирования уступа Манджильской (древнеэвксинской) террасы, т. е., очевидно, до рисской эпохи плейстоцена. Различие в величине снижения поверхности более молодой — Судакской — террасы (соответствующей карангату) на северном и южном склонах свидетельствует скорее всего о дифференциальных движениях в полосе Южного берега.
В то же время формирование рельефа, образование морских и речных террас и пролювиально-делювиальных уровней в Крыму было связано со значительными колебаниями уровня Черноморского бассейна в конце плиоцена и четвертичном периоде. В этом отношении характерна форма древних ложбин, включающих Манджильскую и Судакскую террасы (см. рис. 49). Они были неглубоко врезаны и имели при этом широкое плоское дно. Такая форма ложбин позволяет связать их образование с быстрым, но кратковременным изменением уровня моря, а не с поднятием Горного Крыма, которое должно было бы сопровождаться длительным врезанием речной сети. Особенно ярко проявляется эта роль изменения базиса эрозии в тесной связи сильного переуглубления позднечетвертичных долин с новоэвксинской регрессией Черного моря и с последующим заполнением этих долин отложениями Садовой террасы в ходе древнечерноморской трансгрессии.
Все вышеизложенное позволяет сделать вывод, что развитие рельефа и формирование отложений в четвертичном периоде в Горном Крыму происходило на' фоне двух процессов. С одной стороны, шло медленное сводовое, но 'несимметричное поднятие Горного Крыма, наиболее сильное в полосе Главной гряды вдоль Южного берега. С другой — происходили колебания уровня Черноморского бассейна, вызванные изменением уровня Мирового океана, а также притоком избыточных талых ледниковых вод в Черное море. Террасированность речных долин и детали строения речной сети обусловлены не сводовым поднятием Крымских гор, а колебаниями уровня моря.
Примечания
1. В то же время в Судакском синклинории и в районе Карадага хорошо известны отложения байоса.