Морфоскульптура

Речные долины

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

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

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

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

Таблица 1.

Характеристика рек северо-западного склона Крымских гор

№	название реки	длина, км	площадь водосбора, км2	средний месячный расход воды, м3/с	годовой сток, млн.м3
1.	Западный Булганак	49	180	0,05	1,55
2.	Альма	79	635	1,2	37,5
3.	Кача	64	573	1,24	39,0
4.	Бельбек	55	505	2,08	65,5
5.	Чёрная	34	436	1,7	56,0

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Таблица 2.

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

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

* относительные высоты водораздельных галечников

** относительные высоты позднеплиоценовой поверхности выравнивания

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

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

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

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

Селевые потоки

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

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

Основными факторами, определяющими особенности Крымских селей являются:

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

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

• разреженность или отсутствие растительности,

• густая эрозионная сеть с крутыми уклонами тальвегов.

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

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

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

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

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

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

Таблица 4.

Характеристика селевых районов Крыма (Клюкин, 2007)

Районы	Подрайоны	Типы бассейнов	Механизмы формирова­ния	Типы селей	Объем выносов, тыс. куб. м	Повторяе­мость, лет	Селеактив-ность
Северный	Северо-Западный Предгор­ный	1; 2; VU; U 7	Э; П Э	ВК (НС) ВК (НС)	п*0,1- 10 п*0,1- 1	30- 50 50- 100	Слабая Очень слабая
Южный	Юго-западный Юго-восточный Восточ­ный	1; 2; 5; 8; V; UV 1; 2; 4; VU; U 1; 2; 3; 6; VU; U	Э; O Э; O; П Э; O; П	ВК; ГК (НС); ГК (СВ) ВК (НС) ВК; ГК (НС); Г; ГК (СВ)	п*0,1- 10 п*0,1- 10 п*0,1- 1	30- 50 10- 15 30-100	Слабая Средняя Очень слабая

Условные обозначения:

Типы склоновых селевых бассейнов:

1 -во флишевых, флишоидных отложениях и глинах;

2- во флишевых, флишоидных отложениях, песчаниках, конгломератах и известняках;

3- во флишевых, флишоидных отложениях, известняках и вулкани­тах;

4- в песчаниках и конгломератах;

5- в известняках;

6- в вулканитах;

7-е мергелях и известняках;

8- в суглинисто-крупнообломочных отложениях.

Типы до­линных селевых бассейнов: V - в V- образных долинах; VU- в переходных от V- к U-образным долинах; U- в U- образных и переходных к корытообразным долинах.

Ме­ханизмы селеобразования: Э - эрозионный; О - оползневой; П - прорывной.

Типы селей по составу: ВК - водокаменные; ГК - грязекаменные; Г- грязевые.

Типы селей по структуре: (НС) - несвязные; (СВ) - связные.

Начиная с пятидесятых годов прошлого столетия, в Крыму активно проводят противоселевые мероприятия (Олиферов, 2007; Рудько, Ерыш, 2006).

Карстовые явления

Горный Крым является одним из наиболее изученных карстовых районов Европы. Здесь происходило зарождение и становление Украинской карстологии и спелеологии. Интересен исторический и литературный факт, что первое упоминание о пещерах Крыма относится к началу новой эры, когда Овидий Назон в поэме «Цеикс и Гальциона» писал: «Есть в стане киммерян пустая гора с каменистой мрачной пещерой, издавна там сон обитает ленивый …» (цит. по В.А. Жуковскому, 1954, с. 241.).

В 1915 г. вышла в свет знаменитая монография А.А. Крубера «Карстовая область Горного Крыма», ознаменовавшая собой новую эпоху в Украинской карстологии. Однако широкое и всестороннее исследование карста Крыма и Украины в целом началось только с 1958 г., когда на базе Института минеральных ресурсов (г. Симферополь) была создана Комплексная карстовая экспедиция (ККЭ) АН УССР (рук. Б.И. Иванов, В.И. Дублянский), объединившая специалистов различных направлений - геологов, геоморфологов, геофизиков, гидрогеологов, палеонтологов, зоологов и археологов. Если к концу 1957 г. в Крыму было известно всего 82 пещеры общей длиной 15250 м и суммарной глубиной 970 м (и только для 25 пещер были выполнены топографические съемка), то уже к 1977 г. их общее количество достигло около 800, общая длина - 32 000 м, а суммарная глубина превысила 15 000 м (Дублянский, 1977).

В пределах карстовой провинции Горного Крыма выделяется Горно-Крымская (включающая 16 районов) и Предгорно-Крымская (с 4 районами) карстовые области (Вахрушев, 2009). В таблице 5 приведена карстологическая характеристика наиболее закарстованных районов Крыма.

Таблица 5

Общая характеристика карста Горного Крыма

Карстовый район	Количество форм, шт.			Суммарные размеры подземных форм					Плотность, шт/км2
	Повер-хност-ные		подзем-ные	Протяжен-ность, м	Глубина, м	Пло-щадь, м	Объем, м3		Поверх-ностные	Подзем-ные
Горно-Крымская карстовая область
Байдарско-Балаклавский	*		21	1516	475	1420	15210		0,1	0,3
Ай-Петринский	1828		327	24741	9513	33429	293400		7,7	1,1
Ялтинский	244		24	1134	502	22075	17020		2,8	0,3
Никитско-Гурзуфский	195		4	308	68	55	40		4,2	0,1
Бабуганский	476		32	1222	762	1020	10990		7,0	0,5
Чатырдагский	771		137	11761	3678	39970	352010		16,8	1,6
Долгоруковский	139		35	22420	1125	71355	280890		1,2	0,3
Демерджинский	331		16	1554	390	2170	13630		4,5	0,2
Карабийский	1549		256	18968	8830	51627	743111		7,2	1,2
Восточнокрымский	*		10	782	258	860	4990		—	0,01
Агармышский	43		5	133	110	42	320		—	0,1
Южнобережный	*		5	162	124	73	450		—	0,1
Всего	5553		880	84701	25835	224096	1732061		6,2	0,5
Предгорно-Крымская карстовая область
Севастопольский		*	4	74	21	4		210	—	0,1
Бахчисарайский		*	15	849	203	20		6522	—	0,1
Симферопольский		*	16	768	109	2100		7210	—	0,1
Белогорский		*	38	1151	266	4305		21158	—	0,2
Всего		—	73	2842	599	8457		35100	—	0,1

Карст относится к литоморфному типу рельефа, для возникновения которого необходимо наличие растворимых в воде горных пород (известняков, гипсов, солей и др.) и достаточного количества агрессивных движущихся вод.

В пределах Главной гряды карстующиеся породы представлены в основном верхнеюрскими оксфорд-кимеридж-титонскими и в меньшей мере нижнемеловыми - валанжинскими - известняками. В Предгорных грядах карст развивается в верхнемеловых и палеоген-неогеновых известняках и мергелях. Наиболее хорошие карстуются массивные и толстослоистые известняки (содержание СаСО₃ 97-98%). Общая мощность известняков Главной гряды достигает 1300 м, определяя здесь глубинный диапазон развития карста.

В пределах Главной гряды карстующиеся породы слагают яйлинские массивы. Их водоупорный цоколь, состоящий из пород таврической свиты и средней юры, расположен значительно выше уровня моря, и только на юго-западе (мыя Айя) и отчасти на юго-востоке (мыс Караул-Оба) карстующиеся известняки опускаются ниже его уровня. Карстующиеся породы Предгорных гряд полого погружаются к северу под некарстующиеся отложения, обеспечивая переток карстовых вод в гидрогеологические бассейны Равнинного Крыма.

Водопроницаемость известняков ниже эпикарстовой зоны (зоны коры выветривания - 10-20 м мощности) определяется тектонической трещиноватостью, которая в основном контролирует развитие глубинного карста.

Карст Крыма развивается под влиянием инфильтрации и инфлюации поверхностных вод, а также конденсации в недрах карстовых массивов, которая может достигать 15% от общей суммы атмосферных осадков. Объемный модуль конденсационного стока колеблется от 3,5 до 47,9 л/с км³ (Вахрушев, 2001).

Горный Крым - это область развития классического средиземноморского среднегорного карста. Преобладают задернованный и голый, а в Предгорных грядах - покрытый тип карста. Наиболее закарстованы платообразные поверхности Крымских яйл.

Среди поверхности карстовых форм широко представлены карры, рвы, воронки, котловины, долины.

Карры образуются в результате стекания воды по обнаженной поверхности известняков. Морфологически представлены лунками, расширенными коррозией трещинами, бороздами, желобами, разделенными острыми гребнями различной конфигурации. Их длина редко достигает 3-5 м, а глубина -2 м. Как правило, это чисто коррозионное образование, когда поверхностный сток переходит в струйчатую форму стекания тонких пленок воды. На Карабийском и Чатырдагском карстовых массивах они образуют целые карровые поля площадью в сотни квадратных метров, превращая известняковую поверхность в карстовые «бедленды».

Карстовые рвы представлены линейно вытянутыми вдоль крутых склонов и обрывов углублений с ответными бортами. На их днищах развиты обвально-осыпные накопления и узкие трещины, забитые рухнувшими глыбами. Они образуются в результате раскрытия трещин разгрузки и бортового отпора (коррозионно-гравитационные), а также при сейсмических воздействиях (карстово-сейсмогравитационные). Некоторые рвы имеют тектоническую природу. Карстовые рвы расположены на высотах от 540 до 1250 м. Сверху вниз их количество уменьшается: 32% рвов располагаются на высотах более 1000 м; 28% - на 1000-900 м; 20% - на 900-800 м; по 10% - на более низких стометровых по высоте отрезках. Это свидетельствует о заложении рвов преимущественно на более высоких обрывах. Карстовые рвы чаще всего расположены на расстоянии от 1 до 20 м от бровки обрыва. Но встречаются рвы, удаленные от нее на расстояние до 200 м. Объяснить столь нетипичное расположение можно только сейсмическими причинами. Длина карстовых рвов колеблется от 3 до 800 м ( в среднем 86 м). Видимая глубина составляет 30 м (средняя 6,0 м). Материалы о карстово-гравитационных полостях, начинающихся с днища рвов, свидетельствуют, что их глубина может достигать более 100 м. Лихенометрические исследования, выполненные для определения возраста рвов, показали их хорошую сопоставимость с хронологическим рядом крымских землетрясений (Вахрушев, 2001)

Карстовые воронки и котловины. Это одни из наиболее распространенных форм поверхностного карстового рельефа – их количество достигает 5085 штук. Совместно с карстовыми долинами и пещерами они определяют основные морфогенетические черты карстового рельефа Крымских гор. Они относятся к коррозионному, нивально-коррозионному, коррозионно-гравитационному, коррозионно-суффозионному и коррозионно-эрозионному классам.

Размеры и формы воронок и котловин тесно связаны с возрастом, геолого-геоморфологическими условиями их заложения и климатом. В наиболее благоприятных условиях диаметр воронок может достигать 40 м, глубина около 10 м, а котловин - до 100-150 м при глубине 20-25 м. На карстовые воронки и котловины приходится 90% от числа всех карстовых форм яйл. В связи с этим одним из показателей развития карста является коэффициент площадной закарстованности К (отношение площади карстовых воронок и котловин к площади расчетного участка, выраженное в процентах).

В таблице 6 приведены результаты морфометрических различий закарстованности Крымский яйл по основным литолого-стратиграфическим ярусам карстующихся известняков по стометровыми высотными интервалам (Вахрушев, 2002). Из нее видно, что наиболее закарстованными являются титонские и берриасовые известняки, развитые в диапазоне высот от 1000 до 1200 м. Это связано с благоприятными литолого-структурными условиями, сочетающимися здесь с высоткой активностью экзогенных факторов: нивальной коррозией среднегорья и обильным увлажнением. Этой зоне соответствует самый высокий площадной коэффициент закарстованности для Крымских яйл – К=18.0.

Таблица 6

Закарстованность Крымских яйл по высотным зонам и

литолого-стратиграфическим горизонтам

Высотный интервал, м	Кср. , %				Кмакс., %	Количество форм на 1 км2
	І3ох	І3ох-km	І3t1-2	I3t-k1b
1600 1500 1400 1300 1200 1100 1000 900 800 700 600 500 400 Среднее значение	- 0,9 0,3 0,3 - - - - - - - - - 0,5	- 1,4 0,4 0,6 0,3 0,09 0,001 0,001 0,001 0,001 0,9 0,06 - 0,34	- - 1,0 0,6 0,3 1,4 1,2 1,1 0,2 0,04 0,1 0,3 0,04 0,57	- - - - - 18,0 4,4 3,5 2,3 1,7 0,3 0,2 0,03 2,89	- 1,4 1,0 0,6 0,3 18,0 4,4 3,5 2,3 1,7 0,9 0,3 0,04 2,87	- 46 27 70 80 100 73 75 20 30 14 5 2 45,3

*К_ср. – средний коэффициент, К_макс. – максимальный коэффициент

Карстовые долины являются сложными полигенетическими формами карстового рельефа. Они могут возникать в результате преобразования речных, гляциально-нивальных и овражно-балочных долин. В ряде случаев они образуются в результате слияния крупных карстовых котловин и воронок, расположенных цепочкой вдоль тектонических нарушений. На высоких яйлах Ай-Петри, Бабугана и Чатырдага карстовые долины унаследованно развиваются из нивально-гляциальных образований. Крупнейшая из подобных долин расположена на карстовом массиве Бабуган-яйлы в районе вершины Зейтин-Кош. Ее длина достигает 5-6 км. Она разбита на широкие плоскодонные карстовые котловины с наложенными воронками, с многочисленными понорами в их днищах, поглощающими талые снеговые воды.

Долины являются важнейшим элементом карстового рельефа. Они могут достаточно четко, даже на количественном уровне, показывать соотношение карстовых, эрозионных и гляциальных форм, отражающих стадийность развития горно-карстового рельефа Крымских яйл.

В кадастре карстовых полостей Украины в карстовой провинции Горного Крыма насчитывается 1128 полостей общей протяженностью 93862 м, среди которых 150 шт. крупных полостей длиной более 100 м и глубиной более 50 м (Климчук и др., 2008).

Все карстовые полости Крыма подразделяются по рельефообразующему и моделирующему процессу на коррозионно-гравитационные, нивально-коррозионные, эрозионно-коррозионные и коррозионно-образионные формы (Дублянский, 1977) (рис. 6).

Коррозионно-гравитационные полости заложены по трещинам разгрузки и бортового отпора, вдоль склонов речных долин, бровок структурно-денадуционных уступов и южнобережных обрывов Крымских яйл. Они представлены трещинами, колодцами, шахтами и наклонными пещерами. Известно более 35 таких пещер. Их суммарная протяженность составляет 3013 м, глубина 1243 м, объем 46421 м³. Крупнейшие из них - Гремучая и Сююрю-Кая - имеют глубины 102 и 100 м соответственно.

Нивально-коррозионные полости образуются под действием высокоагрессивных вод тающих снежников, расположенных в их днищах и привходовых частях. Чаще всего заложены в днищах карстовых долин и на широких водоразделах. Это наиболее многочисленная группа карстовых полостей Крыма (более 600 шт.). Их суммарная протяженность 10520 м, глубина 7673 м, объем 126040 м³. Они представлены цилиндрическими и сложными, иногда каскадными, колодцами и шахтами. Крупнейшая из них шахта Курюч-Агач на Караби-яйле глубиной 90 м и протяженностью 115м. Время их образования хорошо корректируется с ледниковыми стадиалами Восточно-Европейской равнины (Дублянский, 1977).

Коррозионно-эрозионные полости являются наиболее крупными подземными формами Горного Крыма. К ним относится длиннейшая в Восточной Европе и Украине в известняках пещера Красная на Долгоруковской яйле (протяженность более 23 км) и глубочайшая карстовая шахта Солдатская на Караби-яйле (глубина 514 м). Они могут объединяться в грандиозные карстовые пещерные водоносные системы. Начальным звеном такой системы являются пещеры, колодцы и шахты - поноры, поглощающие поверхностный сток. Центральные части систем состоят из древних транзитных галерей и залов, вскрытых более молодыми шахтами и колодцами (вскрытые пещеры). Конечное звено пещерной системы - пещеры-источники. Располагаются на склонах карстовых массивов или речных долин. К ним приурочены крупнейшие карстовые источники: Краснопещерный, Аянский, Карасу-Баши, Пания и др. Опытами по трассированию подземных вод установлена глубинная структура наиболее крупных из гидрогеологических пещерных систем: система полья Бештекне (Ай-Петри) – пещера-источник Узунджа – р. Черная (длина 13,6 км по прямой линии, скорость движения воды 2,7 км/сут.); система – шахта-понор Каскадная (Ай-Петри) – источник Хастабаш (4,8 км, 1,5 км/сут.); система – шахта-понор Провал (Долгоруковская яйла) – пещера-источник Красная (7,6 км, 3,8 км/сут.); система - шахта-понор Солдатская (Караби-яйла) – пещера-источник Карасу-Баши (21км, 3,5 км/сут.). Их формирование происходило на протяжении неоген-четвертичного времени. Однако наиболее крупные из них унаследованно развиваются с раннемеловой эпохи.

Коррозионно-абразионные полости известны в районе мыса Айя, в скалистых известняковых мысах Южного берега Крыма (мысы Ай-Тодор, Адалары, Дженевез-Кая, Пушкинская скала, г. Дива и др.) и в Юго-Восточном Крыму (мыс Капчик, Караул-Оба и др.). Они образуются в результате волновой деятельности моря и коррозии морскими и пресными водами в местах их субмаринной и поверхностной разгрузки на побережье. Длина полостей этого класса в Крыму редко превышает 30 м.

В целом, главными факторами, определяющими различия в закарстовании Крымских яйл, в порядке значимости, можно отметить следующие: литология, уклоны поверхности, рельеф (платообразные или склоновые участки), степень увлажнения. Трещиноватость имеет несколько подчиненное значение.

Основным фактором асимметрии воронок и котловин, развитых в слоистых известняках, являются условия залегания пород, в массивных – направление ветров и связанное с ними перераспределение снега. Тектонические нарушения определяют направление рядов воронок. В морфологии самих воронок и котловин трещины играют второстепенную роль, по сравнению с первыми двумя факторами. Карстовые подземные формы, напротив, в большей своей части контролируются неоднородностью геологической среды, связанной с тектоническими разрывами. Западные яйлы получают в два раза больше осадков, чем восточные, что приводит к большому выносу карбонатного материала. Этим объясняется прослеженная при сравнении коэффициентов закарстования и плотности карстовых форм закономерность – воронки и котловины западных яйл имеют больший диаметр и глубину, чем восточные, а также общее уменьшение значений карстовой денудации с запада восток (таблица 7).

Таблица 7