Горный Крым - это складчато-надвиговая область в составе Альпийско-Гималайско-Индонезийского пояса. Насчитывается более 50 вариантов районирования области с выделением разнообразных и разнопорядковых структур, которые обычно не подтверждались последующими исследователями. Детальное изучение тектоники в последние годы позволило существенно изменить представления о строении его основных элементов[1].
2.2 Структуры второго-третьего порядков
Наиболее четкой и очевидной структурой второго порядка в северном ограничении Горного Крыма является полоса слабодислоцированных толщ мелнеогенового возраста, которая названа нами Куэстовой моноклиналью (см. рис. 2.1.).
Вследствие разной прочности пластов и пологого их наклона к северу и северо-западу Куэстовая моноклиналь формирует две асимметричные гряды, прорезанные многочисленными реками. Северная (Третья, Внешняя) гряда сложена неогеновыми отложениями. Она возвышается до 200-350 м и имеет наименьшие наклоны пластов от субгоризонтальных до 3-50. Внутренняя или Вторая гряда, высотой до 500-738 м, сложена мел-палеогеновой толщей. Падение пластов здесь обычно 5-100. Однако, у юго-восточного основания гряды в меловых отложениях почти повсеместно выделяются небольшие субпослойные, реже секущие напластование надвиги, сопровождаемые локальными принадвиговыми складками. Крылья мелких складок наклонены под углами до 40-700. Есть основания полагать, что Куэстовая моноклиналь сформирована послойным срывом по пластичным толщам нижнего мела и с юга ограничена пологим кайнозойским надвигом северного падения (рис. 2.2.). О его современной активности свидетельствуют очаги редких землетрясений Предгорной сейсмогенной зоны, смещения русел субширотных оврагов и выраженность в рельефе.
Геологическое строение под моноклиналью отражалось весьма противоречиво (см. рис. 2.2.). По данным бурения и геофизики здесь выделялись различные структуры (грабен, моноклиналь, синклиналь и др.), сложенные среднеюрскими конгломератами и песчаниками Битакского краевого прогиба. По результатам последних исследований здесь намечена крупная поднадвиговая Симферопольская антиклиналь (см. рис. 2.1., 2.2.) [4,5,7].
Строение Горного Крыма, как видно на рис. 2.3., определяется надвигами северного падения, сопровождаемыми складками и хаотическими комплексами. Поэтому, из структур второго порядка, нами, здесь выделены лишь Предгорная и Горная структурные зоны. Восточнее по простиранию, на Керченском полуострове, различаются Южнокерченская зона с пологими неоген-четвертичными разрывами северного падения и Северокерченская - со встречным южным наклоном надвигов (ретронадвигов). Они формируют чешуи-дуплексы и пологие принадвиговые складки. Предгорная структурная зона ограничена на севере Куэстовой моноклиналью и на юге - Мраморным ретронадвигом.
Геологические разрезы Горного Крыма
Условные обозначения: 1 - флиш, 2 - песчаники; 3 - туфы и эффузивы; 4- известняки; 5 - меланжи: М1 - Южнобережный, М2 - Подгорный, М 3 - Соколинский, М 4 - Мартовский, М5 - Симферопольский, М 6 - Присутурный; 6 - Предгорная сутура; 7 - надвиги (достоверные и предполагаемые); 8 - послойные надвиги; 9 - гравигенные срывы в основании олистолитов; 10 - крупные кластолиты в меланжах и их состав.
По ее простиранию с запада на восток выделяются: Чернореченское поперечное опускание, Альминское поднятие и Салгирское поперечное опускание (см. рис. 2.1.). Границы между ними не резкие и связаны с более глубоким современным срезом Альминского поднятия, где у поверхности преобладают выходы позднетриассреднеюрского флиша таврической серии. В опусканиях обнажены более простые дислокации из верхнеюрско-нижнемеловых толщ. Характерно, что поперечные структуры в соседних продольных зонах не совпадают (см. рис. 2.1.). Это свидетельствует об отсутствии значительных поперечных разломов, пересекающих подразделения первого и второго порядков.
Горная структурная зона имеет еще более сложное строение, вследствие чего в ней можно разделить лишь Алуштинскую и Меганомскую подзоны. Отличие последней заключается в распространении у поверхности мощных толщ верхнеюрских конгломератов, которые слагают крупные изоклинальные складки, и в меньшем распространении хаотических комплексов[1].
2.3 Локальные структуры
Локальные структуры представлены преимущественно надвигами и принадвиговыми складками. В Равнинном Крыму это отдельные пологие антиклинали в мезозойско-кайнозойских отложениях, образованные вдоль субширотных взбросо-надвигов преимущественно южного наклона. С ними связаны несколько небольших месторождений нефти и газа. В Горном Крыму локальные структуры построены гораздо сложнее (см. рис. 2.2.). Они представлены в основном надвигами северного падения, чешуями и сильно сжатыми приразрывными складками южной вергентности. Размеры складок составляют от метров до сотен метров. Лишь в жестких толщах верхнеюрских конгломератов Меганомской подзоны наблюдаются более крупные пережатые антиклинали и чешуи-моноклинали, размерами до первых километров. Наиболее мелкие и интенсивные складки характерны для флиша таврической серии. В ней выделены не только изоклинальные лежачие, до ныряющих, но и ложные антиклинали, сжатые в 2-7 раз. Шарниры их обычно слабоволнистые. Субвертикальные шарниры, связанные со сдвиговой составляющей в надвигах, встречены лишь локально на реках Бодраке и Ангаре.
Детальное изучение форм и возраста горнокрымских складок и разрывов позволило поэтапно вернуть смятые толщи в доскладчатое положение-то есть, впервые провести палинспастическую реконструкцию. Она показала, что только за неоген-четвертичный период зона древнего осадконакопления в Горнокрымской структурной зоне и прилегающем шельфе, а также в пределах Керченского полуострова за счет горизонтального сжатия была сокращена не менее, чем на 50 км. Реконструкция юрско-нижнемелового сжатия показала, что за счет складок, надвигов и меланжей зона мезозойского осадконакопления сокращена не менее, чем на 100 км. Это позволило сделать вывод, что в 50-километровой полосе Горного Крыма и прилегающего шельфа в мезозое и кайнозое произошло более чем трехкратное сокращение зоны древнего осадконакопления, составляющее как минимум 150 км. Полученное значение на порядок меньше, чем по результатам палеомагнитных реконструкций (1,5-2 тыс. км). Такое несоответствие объясняется невозможностью анализа глубоко погруженных и срезанных денудацией структур, а также субдукцией большей части абиссальных осадков океана Тетис в Предгорной сутуре. Тем не менее, реконструкция складок и надвигов показывает, что все ныне смятые комплексы Горного Крыма находятся далеко от места своего первоначального образования[1].
2.4 Хаотические комплексы
Сложность строения Горного Крыма во многом обусловлена широким распространением эндогенно-тектонических микститов - меланжей и экзогеннотектонических (оползневых) - олистостром. Аналогичные образования широко распространены в Альпийско-Гималайском и других горно-складчатых поясах мира. Обычно они приурочены к фронтальным участкам крупных надвигов и, несмотря на очевидность выделения, часто пропускались при геологическом изучении до последнего времени. Районы распространения хаотических комплексов и очень разные размеры слагающих их элементов (от сантиметров-метров до десятков километров) не укладываются в рамки упорядоченных тектонический структур. Поэтому они рассматриваются отдельно, как внепорядковые.
Меланжи. Сместители крупнейших надвигов представляют собой не плоскости, а весьма мощные зоны дробления пород, называемые меланжами. Они состоят из полностью перетертого матрикса и разновеликих глыбкластолитов, оторванных при смещении, от вмещающих крыльев разрыва. Чем больше амплитуда смещения и сложность строения крыльев, тем разнообразнее состав глыб. Если на геологических картах очень мелкого масштаба такие разрывы показываются линией, то на крупномасштабных - зоны меланжей занимают широкие полосы и отражаются как отдельные тела. В последние годы в Крыму нами выделены 9 региональных и несколько мелких локальных меланжей (см. рис. 2.2.) [8]. В плане, они имеют вид извилистых ветвящихся полос, частично перекрытых более молодыми образованиями (см. рис. 2.3.).
Присутурный меланж вскрыт скважинами вдоль Предгорной сутуры. Его глыбы, размерами до десятков-сотен метров, состоят из песчаников, известняков, различных магматических пород от среднего и основного до ультраосновного составов. Последние локально образуют фрагменты серпентинитового меланжах [4,6]. Матрикс состоит из динамометаморфических милонитизированных хлорит-серицит-тальковых и других сланцев с обилием жил белого кварца, смятых в хаотические лежачие складки. Единственное место, где фрагмент меланжа доступен непосредственному наблюдению, расположено в обрывах берега моря в 10 км к юго-западу от г. Севастополя. Комплекс геофизических и геологических данных свидетельствует, что микстит формировался очень длительно и непрерывно в течение юры и частично раннего мела. Он полого наклонен на ССЗ и подстилается мощной дислоцированной толщей юрских конгломератов и песчаников Битакского краевого прогиба[1].
Симферопольский меланж - второй по величине и сложности строения[4]. Он наклонен к северу и прослеживается вдоль Предгорной сутуры широкой (1-6 км) полосой через весь Горный Крым (см. рис. 2.2., 2.3.). Матрикс представлен интенсивно перетертыми и смятыми фрагментами таврического флиша, а также глинами от средней юры до нижнего мела включительно. Глыбы, размерами от метров до первых сотен метров, состоят из песчаников, известняков, конгломератов и различных магматитов.
Наиболее древние из кластолитов имеют раннекаменноугольный и пермский возраст и не встречаются в коренном залегании у поверхности. Другие глыбы датированы триасом, юрой и ранним мелом. Симферопольский меланж хорошо обнажен в центральной части Горного Крыма (см. рис. 2.3.). Юго-западнее комплекс почти полностью перекрыт меловыми толщами и выходит лишь в глубоко врезанных эрозией долинах рек. Восточнее он переходит в тектоногравитационный микстит нижнего мела, что наблюдается в обнажениях и на профилях сейсморазведки. В основании меланжа развиты сильно сжатые складки, запрокинутые к ЮВ, и надвиги ССЗ падения во флише таврической серии. Формирование этого комплекса происходило длительно и непрерывно с конца ранней юры до раннего мела включительно[1].
Мартовский меланж выделен в нижнем течении р. Марты и на р. Каче, где ширина его выхода достигает 3 км (см. рис. 2.2., 2.3.). Восточнее он прослеживается более узкой полосой до сотен метров на р. Альме. Западнее р. Качи меланж перекрыт меловыми отложениями и, судя по субширотному простиранию, видимо, сливается с Симферопольским. Кластолиты, размерами до десятков метров, сложены обломочными породами позднего триаса-средней юры. Кроме того, в бассейне р. Марты давно известны глыбы экзотических пермских известняков. Матрикс представлен перетертым флишем таврической серии. Тело микстита подстилается интенсивно смятыми складками южной вергентности и надвигами (см. рис. 2.2.) [1].
Соколинский меланж выделен в обнажениях на берегах р. Коккозки ниже с. Соколиное. Здесь, в 4-километровой полосе, под лежачими складками из флиша таврической серии выходит тектонически перетертый хаотический комплекс с обрывками флиша и глыбами более молодых песчаников и диабазов средней юры. Несмотря на хаотичность и разный (от сантиметров до десятков метров) размер обломков, наклон мелких разрывов, кливажа и кластолитов свидетельствует о ССЗ падении зоны меланжа. Сходная картина наблюдается по простиранию в обнажениях на р. Каче, Альме и истоках Ангары, но там не обнажены кластолиты из магматитов (см. рис. 2.2). Микстит подстилается запрокинутыми к ЮЮВ складками и надвигами в толще таврической серии. На востоке он перекрыт гравигенными массивами верхнеюрско-нижнемеловых известняков, что свидетельствует о более древнем возрасте микстита[1].
Рис. 2.3. Хаотические комплексы Крыма.
Условные обозначения: 1 - меланжи: а - тектонические с крупными кластолитами, б - гравигенно-тектонические (по майкопской серии); 2 - контуры меланжей под осадочными толщами; 3 - крупнейшие олистолиты и олистоплаки: 1 - Ушаковский, 2 - Чембала, 3 - Гасфорта, 4 - Чернореченский, 5 - Тубака, 6 - Ласпи, 7 - Кокиябель, 8 - Айпетри-Бабуган, 9 - Басман, 10 - Кошка, 11-Айтодор, 12 - Чатырдаг, 13 - Караби-Долгоруковский, 14 - Демерджи, 15 - Халычбурук, 16 - Кабарга, 17 - Бучина, 18 - Агармыш, 19 - Маски, 20 - Сандыккая, 21 - Лягушка, 22 - Судак; 4 - Предгорная сутура.
Подгорный меланж прослеживается полосой 1-2 км вдоль всего Горного Крыма. На востоке он перекрывается интенсивно смятыми в крупные складки толщами верхнеюрских конгломератов севернее мыса Меганом. Его непосредственным продолжением является Щебетовский и Карадагский меланжи, выявленные в 1998 г. в 10-15 км к юго-западу от г. Феодосии (см. рис. 2.3.). В отличие от выше описанных, эти меланжи четко выражены в рельефе, располагаясь под Главной грядой Крымских гор. Хаотически расположенные кластолиты, от дециметров до десятков метров, сложены песчаниками, конгломератами, реже известняками, датируемыми от позднего триаса до поздней юры. На крайнем востоке, в Щебетовском меланже, глыбы кроме того, состоят из меловых и даже кайнозойских пород. В районе г. Алушты среди них есть крупные тела магматических пород. Матрикс представлен полностью перетертым флишем таврической серии, среднеюрскими терригенными толщами, а очень локально - и глинами нижнего мела. Из-за пологого северного наклона и сильно расчлененного горного рельефа, выход микстита в плане весьма извилистый. С ним связано аномальное развитие оползней, современных медленных эндогенных смещений, а также наличие высокотемпературных вторичных минералов: кварца, хлорита, алуштита, кальцита и др. Все это свидетельствует о неогенчетвертичном возрасте меланжа, активного и в настоящее время. Подстилающие структуры из флиша таврической серии имеют очень сложное строение. Здесь выделяются изоклинальные, лежачие до ныряющих складки южной вергентности. Они сопровождаются надвигами, в которых развиты локальные зоны мелких меланжей, число которых значительно больше, чем отражено на рис. 2.3. [1].