Общая характеристика карстовых массивов горного крыма, физико-географические и геолого-геоморфологические условия формирования эпикарста

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 (на юге) и двух Предгорных (Внутренней и Внешней), слагающих северный макросклон Крымских гор. Их общая площадь около 6000 км², длина с юго-запада на северо-восток более 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, эcкарпом верхнеюрских известняков. Она протягивается пологой дугой от Караньских высот близ Балаклавы и мыса Айя 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 300 м имеет протяженность около 30 км. Здесь Главная гряда состоит из ряда скалистых гребней и нешироких горных известняковых гряд, разделяющих крупные межгорные котловины: Балаклавскую, Варнаутскую, Байдарскую и Узунджинскую.

Центральная часть Главной гряды от Узунджинской котловины и до долины р. Танасу представляет собой ряд платообразных карстовых массивов, вершинная поверхность которых носит местное название яйл (с тюрск. – пастбище). С запада на восток выделяют Ай-Петринскую, Ялтинскую, Никитско-Гурзуфскую, Бабуганскую (с высшей точкой Крымских гор – г. Роман-Кош, 1545 м), Чатырдагскую, Демерджинскую, Долгоруковскую и Карабийскую яйлы. Это область развития классического среднегорного карста средиземноморского типа. На Долгоруковской яйле расположена длиннейшая в известняках карстовая пещера Украины и Восточной Европы Красная (215 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 и имеет несколько иной морфологический облик. Здесь преобладают низкогорные узкие хребты, небольшие изолированные горные массивы, иногда увенчанные скалистыми известняковыми гребнями. В условиях разнообразного литологического состава горных пород, слагающих территорию, большую роль в рельефообразовании сыграла селективная денудация. Не доходя Феодосии Главная гряда заметно снижается и распадается на ряд изолированных холмов и холмистых гряд: Янышарский (195 м), Тете-Оба (289 м) и др. На восточном окончании Главной гряды несколько смещенный от ее осевой части к северу находится Агармышский карстовый массив.

Предгорные гряды – Внутренняя и Внешняя (или вторая и третья), сложенные верхнемеловыми и палеоген-неогеновыми известняками и мергелями, на протяжении 120 км окаймляют Главную гряду с севера. Их ширина составляет 20-30 км. Генетически и морфологически они представляют собой куэсты с обрывистыми южными и (аструктурными) и пологими (структурными) северными склонами.

Изучение карста Горного Крыма было начато в начале XX в. А. А. Крубер (Карстовая область Горного Крыма. – М., 1915 – 319 с.) заложил основы современных представлений о характере и интенсивности закарстования Главной гряды. В 1920-1940 гг. были изучены геологические предпосылки его развития. В 1950-1970 гг. детальные комплексные исследования карста выполнил ИМР Мингео УССР (Дублянский В.Н. Карстовые пещеры и шахты Горного Крыма. – Л.: Наука, 1977. – 182 с.). По их результатам опубликованы сотни научных работ и несколько монографий. Начиная с 80-х годов прошлого столетия и до настоящего времени изучение карста Крыма имеет, в основном, тематический характер и касается проблем геоморфологии, инженерной геологии, гидрогеологии, сейсмики, рекреационного и др. освоения закарстованных территорий.

В пределах региона выделяются Горно-Крымская (1755 км² , 16 районов) и Предгорно-Крымская (634 км² , 4 района) карстовые области Здесь развит среднегорный и низкогорный карбонатный карст.

Потенциальные возможности и интенсивность развития карста определяются наличием и характером карстующихся пород, степенью их водопроницаемости, наличием движущихся вод и их агрессивностью

В Горном Крыму карстуются в основном верхнеюрские (оксфорд-кимериджские и титонские), верхнеюрские – нижнемеловые (титон-берриасовые и барремские), верхнемеловые – палеогеновые (туронские, датские, палеоцен-эоценовые) известняки. На отдельных участках они чередуются в разрезе и по простиранию с карбонатным флишем, мергелями и песчаниками.

Карстующиеся породы имеют имеют инженерную мощность от 100-200 м (западная часть Ай-Петринского, Восточно-Крымский район, Пердгорно-Крымская область и до 1000-1300 м (центральная и восточная части Ай-Петри, Чатырдагский, Демерджинский, Долгоруковский, Карабийский, Бабуганский, Ялтинский районы). В пределах Главной гряды они слагают моноклинально-блоковые карстовые массивы, водоупорный цоколь которых повсеместно (кроме ее юго-западной оконечности) приподнят выше уровня моря. Предгорные гряды представляют собой известняковые моноклинальные структуры, перекрывающиеся к северу некарстующимися породами палеоген-неогена.

Карстуемость известняков довольно резко отличается для их генетических и петрографических разновидностей, которых насчитывают в Крыму более 50. Лучше всего карстуются массивные и толстослоистые органогенные известняки, т.к. с увеличением мощности слоя известняка в нем возрастает содержание Са СО₃ и убывает содержание нерастворимых компонентов

Водопроницаемость известняков ниже эпикарстовой зоны при незначительной открытой пористости 1-3 % зависит в основном от их тектонической трещиноватости. Развитие поверхностных и подземных карстовых форм определяют преобладающие взаимосвязанные системы трещин с простиранием 120-130º -- 300-310º и 40-50º -- 200-250º, 0-10º -- 180-190º и 80-90º -- 260-270º. Модуль трещиноватости (количество открытых трещин на один погонный метр, в среднем 1,62) резко возрастет в приразрывных зонах, причем максимум соответствует опущенным блокам. Участки обводненности и основные карстовые полости располагаются в 10-100м от тектонических нарушений. Плоскости нарушений обычно брекчированы, глинизированы и представляют естественные барражи, разделяющие блоки с различными гидролого-гидрохимическими показателями.

Карст горного Крыма формируется под влиянием инфильтрационных, инфлюационных и конденсационных вод. В Предгорно-Крымской области выпадает 450-600 мм. осадков за год, в Горно-Крымской – от 500-700 (восточные районы) и 600-900 (западные районы) до 800-1200 мм. за год (центральные районы). 50-60 % от этой величины расходуется на испарение, 40-50 % - на инфильтрацию. Инфильтрация особенно велика на участках голого карста в пределах развития неслоистых и толстослоистых известняков. На участках задернованного карста на слоистых известняках на 20-30 % возрастает величина испарения. Инфлюационное питание в Горном Крыму наблюдается на периферии площадей, сложенных карбонатным флишем (западная часть Ай-Петринского, Долгоруковский, восточная часть Карабийского районов). В Предгорном Крыму инфлюация отмечена в долинах р.Черная (потери стока до 40 % при 1,9 м³/с), р.Бельбек карстующихся пород. Инфильтрационное и инфлюационное питание осуществляется в основном в холодный период, а в теплый период – только после ливней. Конденсационное питание составляет 12-15 % от разности годовых величин осадков испарения и наблюдается в теплый период, обеспечивая постоянный меженный сток и непрерывность карстового морфогенеза. Инфильтрационные, инфлюационные и конденсационные воды Крыма имеют невысокую температуру (0-12º С) и низкую минерализацию (10-50 мг/л), что обеспечивает их значительную карбонатную агрессивность. Таким образом, современные климатические условия благоприятствуют развитию карста. Палеогеографический анализ свидетельствует, что еще более благоприятными они были в конце плиоцена и, в особенности, в периоды похолодания в антропогене, совпадающие с оледенениями на Восточно-Европейской равнине. В это время резко увеличивалось количество осадков и повышалась их агрессивность.

Современный морфологический облик Крымских гор обусловлен историей развития и геодинамикой крупных морфоструктур региона – Скифской эпигерцинской платформы 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 Пчелинцева В.Ф. (Киммериды Крыма. – М.: Наука, 1966.- 125 с.), Муратова М.В, (Геология СССР: т. 8, Крым.- М.: Недра, 1969. – 575 с.) и др., считается, 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 выделяется два структурных этажа – нижний, представленный глинисто-песчанистыми с определенной степенью метаморфизма флишоидными породами таврической серии (T₃-J₁), глинистыми песчаниками, конгломератами и интрузивными породами средней юры; и верхний, сложенный преимущественно известняками поздней юры, терригенными отложениями раннего мела, известняками и мергелями раннего мела и палеоген-неогена.

В пределах сохранившейся части ядра мегантиклинория располагается ряд крупных глыбово-складчатых структур – антиклинориев и синклинориев. Породы таврической серии и верхней юры 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 предгорья северного склона мегантиклинория.

Различия в литологии и физико-механическом составе горных пород предопределили инверсию рельефа. Синклинории, сложенные верхнеюрскими известняками, представлены в рельефе наиболее возвышенной частью Крымских гор – карстовыми массивами Главной гряды, а антиклинории – сниженными участками южного берега и северного макросклона Главной гряды.

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. С зоной Салгиро-Октябрьского разлома связаны крупные среднеюрские интрузии, образующие в современном рельефе структурно-денудационные интрузивные горы: Кастель, Чамны-Бурун, Урага, Лозовские интрузии и др. Активизация разлома в раннемеловое время обусловила смещение Чатырдагского карстового массива к северу (амплитуда горизонтального смещения более 20 км) и заложение Салгирской эрозионно-тектонической котловины. 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 южной части полуострова. Более мелкие продольные и поперечные разрывы (второго порядка) определяют разделение Главной гряды на отдельные карстовые массивы, а также создают в их пределах внутреннюю сеть разрывов третьего и четверного 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 структуре. Горизонтальные движения возможны только в зонах единичных глубинных разломов, и в целом носят блоковый характер (концепция фиксизма).

В последние десятилетия, в связи с развитием современной теории тектоники литосферных плит и актуалистической геодинамики, произошло определенное переосмысление имеющихся материалов более чем столетних геологических исследований Горного Крыма (В.В. Юдин. Геологическое строение Крыма на основе актуалистической геодинамики.- Симферополь, 2001. – 47с.). Согласно этим представлениям, Горный Крым является складчато-надвиговой зоной (террейном), сформированной в мезо-кайнозойское время, геотектоническую эволюцию которой можно рассматривать как последовательное причленение к Евразийскому континенту ряда микроплит и террейнов: Украинской, Скифской и Крымии, происходившее в результате закрытия древних океанов Палеотетиса, Мезотетиса и Паратетиса. Эти процессы определили особенности геологического строения и тектонического устройства полуострова, контролировали накопление осадочных толщ, проявление магматизма, образование надвигов, меланжей, олистостром и различных видов тектонических деформаций (Юдин, 2001).

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 карстовые массивы Крымских яйл.

Орогенические движения неоген-четвертичного времени, связанные с субдукционными поддвигами по Южнокрымской сутуре, определили достаточно высокие темпы неотектонических поднятий крымских гор. Их результатом в совокупности с селективной денудацией явилось выделение в рельефе морфоструктур трех гряд и отдельных карстовых массивов Крымских гор.

Анализ рассмотренных концепций показывает, что наибольшие отличия касаются истории развития геологических структур региона, и, в меньшей мере, литологии, тектонических нарушений (хотя их генетическая трактовка различна) и скорости неотектонических движений на рельеф, в том числе и на развитие карстовых явлений и эпикарстовой зоны карстовых массивов. Тем не менее, в настоящее время не существует геотектонической концепции, которая удовлетворительно объясняла бы все геолого-структурные особенности Крымских гор, а также палеогеографические условия развития карста, в том числе и эпикарстовой зоны.

Эпикарстовая зона горных массивов Крыма, как особый вид коры выветривания, в своем развитии связана, с одной стороны, с горными породами (химический состав, структурно-текстурные особенности, трещиноватость и др.), с другой – с климатом, рельефом, почвенно-растительным покровом.

Для более детального представления об особенностях развития эпикарстовой зоны, рассмотрение этих факторов проводилось сопряжено с анализом распространения карстовых воронок и котловин по высотным зонам и литолого-стратиграфическим горизонтам отдельных карстовых массивов Главной гряды Крымских гор. Это связано с тем, что карстовые воронки и котловины являются одной из наиболее распространенных поверхностных карстовых форм (90% от их общего числа) (Дублянский В.Н., Зенгина С.Н. Региональные особенности развития карста Горно-Крымской карстовой области// Физическая география и геоморфология.- 1970.-№4.-С.74-91). Карстовые воронки и котловины являются зонами локализации очаговой инфильтрации, а в определенных случаях и очаговой инфлюации (Вахрушев Б.А.,Дублянский В.Н. Поверхностные карстовые формы Западного Кавказа как индикаторы типа питания карстовых вод// Карстолого-спелеологические исследования, использование и охрана закарстованных территорий и пещер Зап. Кавказа.- Сочи, 1988.- С. 48-49). Увеличение плотности карстовых воронок и котловин увеличивает интенсивность поступления поверхностных вод в эпикарстовую зону, что, несомненно, влияет на ее внутреннюю морфологию, фильтрационные свойства, а отсутствие достаточной буферной адаптации обусловливает низкую защищенность подземных вод на этих участках. В то же время морфогенетические особенности, плотность и пространственное распределение карстовых воронок и котловин несут в себе информацию об эпикарстовой зоне массивов, т.к. являются в определенной мере ее производной.

Из морфометрических показателей карстовых воронок использовались: размеры, вытянутость по определенным направлениям, крутизна бортов разной экспозиции, количество форм по высотным зонам и литолого-стратиграфическим подразделениям. Эти данные сопоставлялись с направлением тектонической трещиноватости, условиями залегания и литологией известняков, текстурными особенностями и направлением господствующих ветров. Результаты были получены для всех карстовых массивов Горного Крыма: отдельно по каждому и в сопоставлении как между собой, так и со средним статистическим значением по Горному Крыму. Для определения степени закарстования территории и активности протекания карстовых процессов использовался коэффициент площадной закарстованности (введен в карстологическую практику Л.В. Голубевой, (Максимович Г.А. основы карстоведенья.- Пермь: ПГУ, 1963.- 444 с.) - отношение площади расчетного участка (Р) к площади поверхностных карстовых форм, расположенных на нем (Р₁), выраженное в процентах.

Этот показатель применялся нами как наиболее употребимый, т.к. позволяет сопоставить при анализе степень закарстованности и особенности эпикарстовой зоны территорий с различной площадью. Исследования охватывают высоты от 400 м до 1545 м, выполнены для интервалов, проведенных через 100 м, и характеризуют поверхностное закарстование по выделенным литолого-стратиграфическим ярусам карстующихся известняков: оксофордский; (J₃ox), оксфорд-кимериджский (J₃ox-km), нижне-среднетитонский (J₃t_1-2), верхнетитонский -берриасовый (J₃ t ₃- k₁b ).

Учитывая литолого-стратиграфические, орографические и климатические различия, исследования проводились на одиннадцати участках Крымских яйл: Западно-Ай-Петринский, Центрально-Ай-Петринский, Восточно-Ай-Петринский, Ялтинский, Никитский, Гурзуфский, Бабуганский, Чатырдагский, Демерджинский, Долгоруковский, Карабийский. Кроме геолого-структурных факторов, литологии и орографии, в развитие эпикарстовой зоны и связанного с ней поверхностного и подземного карста вносят свою специфику и элементы погодно-климатических условий, а также микроклиматические особенности яйл, которые имеют заметную вариабельность.

В связи с этим, вначале рассмотрим климатические характеристики Крымских яйл, как одного из регуляторов карстовых процессов в эпикарстовой зоне и поверхностного закарстования.

Все компоненты погодно-климатических условий оказывают непосредственное влияние на эпикарстовую зону: количество, характер выпадения, вид атмосферных осадков, увлажнение, облачность, температурный и ветровой режимы и др. Они определяют количество влаги на поверхности и проникающей вглубь эпикарстовой зоны карстующегося массива.

При характеристике климатических особенностей Крымских яйл есть возможность опираться на данные ряда метеостанций и метеорологических постов: Ай-Петри, Учан-Су, Красный Камень, Бабуган-Яйла, Роман-Кош, Демерджи, Караби-Яйла и Каратау. В целом, целесообразно рассматривать климатические условия Главной гряды, отдельно для западных яйл, которые представляет метеостанция Ай-Петри, и восточных, где имеется метеостанция Караби. Это старейшие метеостанции Крыма, которые имеют наиболее продолжительные, а следовательно, и более точные, ряды наблюдения.

Различия в региональных циркуляционных характеристиках атмосферы и орографии западных и восточных яйл отразились на климате. Метеорологические наблюдения показывают, что климат восточных яйл является более континентальным, с меньшим количеством атмосферных осадков, чем западных. Осредненные суммарные климатические показатели следующие:

► фактическое число часов солнечного сияния 2272; средняя продол­жительность дня от 8 часов до 15; на Караби-Яйле (974 м над уровнем моря) отмечено наибольшее число часов солнечного сияния в Крыму - 2505 час/в год; наибольшие суммы продолжительности солнечного сияния зимой отмечается в горных районах Ай-Петри (летом - наоборот); поглощённой солнечной радиации незначительно - 3884 М Дж/год м²; суммарная радиация на яйлах также незначительна; отражательная способность поверхности - альбедо от 17% летом до 40% зимой -1938 М Дж/год м² ; на Ай-Петри - минимальная сумма турбулентного теплообмена подстилающей поверхности с атмосферой -770 М Дж/год м². Наиболее продолжительный период с отрицательным радиационным балансом - более двух месяцев - отмечается на Ай-Петри (декабрь, январь). Сумма радиационного баланса 1937 М Дж/год м² - Ай-Петри, 2488 М Дж/год м^{2 -} Караби. Всего яйлинские массивы получают в среднем 3240 М Дж/год м² прямой солнечной радиации, около половины - за три летних месяца (Бабков И.И. климат.- Симферополь.- Крым, 1966.- 66 с.; Агроклиматический справочник по Крымской области.- Л.: Гидрометеоиздат, 1959.- 128 с.)

Таблица 7. Средние температуры по месяцам и за год для метеостанций

Ай-Петри и Караби ( Ежегодник осадков, температуры воздуха, почвы и запасы продуктивной влаги в почве за 1965 г. по Крымской области.- Симферополь, 1965.- 159 с.)

Ай-Петри	I	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII	год
	1	-4	4	10	11	15	18	20	15	12	7	-1	9
Караби	I	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII	год
	1	-3	5	11	8	17	19	21	15	13	9	-0	10

Таблица II. Температура воздуха (1965 г.) по данным