Южнобережный меланж выделен вдоль крутого южного берега Горного Крыма (см. рис. 2.3.). Видимо, он развит и в прилегающей прибрежной полосе, вследствие чего ширина его выхода больше, чем на суше (0,5-1 км). Как и одноименный надвиг, меланж полого падает к ССЗ (см. рис. 2.3.), четко выражен в рельефе, сопровождается сейсмичностью, аномальным распространением оползней, обвалов, селей, активной абразией берега и имеет кайнозойский возраст. Кластолиты достигают размеров десятков, реже сотен метров. Они состоят из песчаников, известняков, фрагментов флиша и, локально, магматических пород (горы Аюдаг, Кастель, Плака и др.). Возраст пород кластолитов датирован от позднего триаса до поздней юры. Матрикс сложен полностью дезинтегрированными песчаниками и алевролитами таврической серии. Как и для других, главным признаком выделения Южнобережного меланжа является отсутствие нормальных пород и невозможность выделить среди разноориентированных обломков даже небольшие структуры. Здесь широко развиты мелкие гидротермальные щетки кварца, хрусталя, реже кальцита, а также алуштит, цеолиты и другие минералы. Температура их образования достигала 200-2400. Меланж подстилается флишем таврической серии, смятым в мелкие интенсивные до лежачих складки с многочисленными надвигами в основном ВСВ простирания. Их можно наблюдать лишь в узких локальных участках у г. Алушта, а также у пос. Лазурное и Рыбачье[1].
Белогорский гравитационно-тектонический меланж значительно менее масштабен и развит в основании Внешней гряды гор. Он связан с послойным срывом по пластичным глинам майкопской серии олигоцена и прослеживается от г. Белогорска до пос. Грушевки, а локально также в долинах рек Альмы и Качи (рис. 2. 3.). Между полого падающими на ССЗ жесткими известняками палеогена и неогена, в глинистой толще майкопа наблюдаются аномальная дислоцированность и разномасштабные хаотически расположенные глыбы известняков с углами наклона до 40-800. Важно отметить, что такое несоответствие в залегании фиксируется и на глубине по данным сейсморазведки и бурения, а это невозможно объяснить чисто оползневыми процессами, присутствующими у поверхности. Зона хорошо выражена в рельефе, а севернее нее местами развиты бездействующие грязевулканические сопки-курганы, подтверждающие современное послойное смещение. Относительно широкая и извилистая в плане зона выхода этого маломощного микстита связана с пологими углами его падения, составляющими 3-100 и довольно контрастным рельефом. В зоне выклинивания майкопских глин по простиранию контакта меланж отсутствует и наблюдается лишь маломощная зона брекчирования.
Олистостромы. В отличие от меланжей, олистостромы формируются при оползневом смещении по склону очень крупных масс пород. Такие образования широко распространены во многих горно-складчатых областях мира и в большинстве случаев связаны с разрушением фронтальных частей надвиговых систем[9]. В этих микститах выделяют два главных элемента. Это разновеликие массивы из прочных обычно однотипных пород, называемых олистолитами, и матрикс - хаотическое скопление мелких обломков из вмещающих толщ осадочного происхождения без признаков синхронной эндогенно-тектонической переработки.
Ярким примером современного гравигенного микстита юга Горного Крыма является Массандровская олистострома, названная нами по ранее выделяемой одноименной «свите» неоген-четвертичного возраста. Матрикс сложен ожелезненными известняковыми брекчиями красного и бурого цвета, местами с цементом и прослоями бурых суглинков. Брекчии хаотические, иногда грубослоистые, по-разному уплотненные. В плане они распространены в виде оползневых и обвальных шлейфов, а в разрезе - имеют линзовидное строение, толщиной до сотен метров. Местами в составе матрикса участвуют нижележащие породы таврической серии и меланжи, слагающие многочисленные оползни южного берега Крыма. Наиболее широко, последние, распространены в полосах развития Подгорного и Южнобережного меланжей.
Олистолиты, сложены плотными верхнеюрскими известняками. Их размеры от десятков и сотен метров достигают первых километров, что создает неповторимый и разнообразный ландшафт Южного берега Крыма. При смещении на несколько километров по подстилающим глинистым толщам, некоторые массивы разворачивались на 900 (г. Кошка), некоторые - двигались не всегда перпендикулярно склону (м. Айтодор, ск. Ласпи) (рис. 2.3.). Часто олистолиты приобретают больший наклон слоистости, чем в коренном массиве Главной гряды гор, и нарушены разноориентированными сколами торошения. Сползание олистолитов не ограничено берегом. Часть из них видна в море (ск. Адалары), а часть - расположена на шельфе и континентальном склоне в 10-20 км от Главной гряды гор[1].
Подводная Южнокрымская олистострома неоген-четвертичного возраста выделена нами в 1998 г. при совместном изучении с Г.К. Бондарчуком и М.Е. Герасимовым материалов сейсморазведки и драгирования на континентальном склоне Черного моря. Она прослежена более чем на 170 км широкой 20 - 30-километровой полосой, в которой обособлены крупные, до нескольких километров олистолиты. По рассчетам М.Е. Герасимова, толщина олистостромы местами превышает 3 км, а объем - более 10 тыс. км3. На севере, у бровки континентального склона, она начинается структурами отрыва: крутыми и пологими сбросами, ущельями, раздвигами и грабенами, которые формируют весьма контрастный подводный рельеф. На юге тело микстита клинообразно входит в мощные субгоризонтальные кайнозойские толщи абиссали и частично перекрывается ими. В приконтактовой полосе локально развиты мелкие складки и надвиги, свидетельствующие об активности фронтальной зоны[1].
Восточнее при проведении вышеуказанной работы нами выделена иная, Южнокерченская олистострома также неоген-четвертичного возраста. По материалам сейсморазведки она прослежена на 100 км в широкой (40-50 км) полосе вдоль континентального склона от меридиана г. Феодосии до Керченского пролива. Толщина хаотического комплекса, выклинивающегося к северу, составляет 0.5-1 км, местами достигая 2 км. Из-за слабой уплотненности сползающих кайнозойских толщ, олистолиты, размерами до 1-2 км, здесь менее четкие, чем в Южнокрымской олистостроме. Однако, они также создают относительно контрастный рельеф на пологом континентальном склоне. Субгоризонтальные олистолиты и матрикс, резко, несогласно перекрывают сложные принадвиговые складки южной вергентности. В отличие от Южнокрымской, Южнокерченская олистострома в абиссали Черного моря не вклинивается в горизонтально залегающие отложения, а сочленяется с ними постепенным пилообразным контактом с чередованием оползневых и осадочных отложений. В южном ограничении на поверхности дна отмечается вал выпирания. Севернее, на широком пологом шельфе, в 4-6 км от берега, известны мелкие олистолиты из известняков неогена (ск. Корабль-Камень, банка Анисимова и др.). В береговых отложениях в неоползших миоценовых известняках наблюдаются трещины отрыва и гравигенные сбросы, ранее считавшиеся сейсмогенными (м. Опук). Генетически и морфологически эти образования сходны с Массандровской олистостромой, но сложены более молодыми известняками. Подстилающие мощные пластичные толщи глин майкопской серии не позволяют удерживать рельеф и расплываются. Этим объясняется отсутствие на Керченском полуострове высоких Крымских гор, несмотря на сходные по сложности неотектонические структуры и сейсмичность[1].
Горнокрымская олистострома более древнего (раннемелового) возраста не менее грандиозна по масштабу распространения и размерам. Она выделена на обширной территории Главной гряды и ее предгорий, размерами 20x150 км. Матрикс микстита сложен нормально-осадочными и хаотически перемешанными породами нижнего мела. Более 100 олистолитов размерами от десятков-сотен метров до километров, а также крупных пластин - олистоплаков до первых десятков километров состоят из мраморовидных известняков и локально подстилающих конгломератов верхней юры. Они слагают возвышенности и яйлы Главной гряды гор. Как видно на рис. 2.3., массивы расположены незакономерно, разрозненными пятнами, что создает неповторимость ландшафтов и строения даже близко расположенных участков.
Тектонические контакты в основании массивов из верхнеюрских известняков и конгломератов наблюдаются в абсолютном большинстве обнаженных участков. Особенно хорошо это видно в карьерах, разрабатывающих тектоническую брекчию оснований олистолитов (Мраморный, Гасфортский, ХалычБурукский, Агармышский и др.). В них, и естественных обнажениях под массивами, отмечаются более молодые, нижнемеловые глины. Это подтверждено бурением в Юго-Западном Крыму (скв. 48, 71), в карьере Мраморном у с. Краснопещерское и др.
Во многих участках Главной гряды верхнеюрские известняки и конгломераты залегают на более древних дислоцированных толщах позднего триасасредней юры. Несмотря на признаки тектонической переработки, многими геологами эти контакты считаются стратиграфическими. Однако, в ряде случаев нами в зонах контактов обнаружены линзы еще более молодых глин с фауной нижнего мела. Примеры тому - южный и западный склоны г. Демерджи, западный склон г. Бойко, южный склон г. Ай-Петри и ск. Ласпи. Такой феномен объясняется не полным пережатием (при сползании олистолита) глин нижнего мела, которые под Главной грядой сохранились лишь фрагментарно.
Таким образом, олистолиты Горнокрымской олистостромы залегают через гравигенно-тектонические контакты на, и внутри толщ нижнего мела, а при ее пережатии или отсутствии - на флише таврической серии, на среднеюрской молассе и на тектонических меланжах. В Восточном Крыму они также подстилаются малосмещенным («крымским») верхнеюрским карбонатно-терригенным комплексом. Нигде олистолиты не перекрывают верхнемеловых толщ. Их сползание на расстояние 20-30 км происходило с юга. Оно связывается с располагавшимся южнее предпозднемеловым поднятием, предшествовавшим рифтогенному раскрытию Черного моря. Залегание пород в олистолитах обычно субгоризонтальное, но вдоль Южного Крыма в них есть наложенные эндогенные надвиги северного падения, местами образующие крутую чешуйчатую структуру Главной гряды гор (см. рис. 2.2.). Кроме того, в Предгорном Крыму олистолиты нарушены региональным Мраморным ретронадвигом южного падения, вдоль которого локально развиты принадвиговые складки северной вергентности (см. рис. 2.1., 2.2.).
О гравигенном происхождении тектонических контактов в основании верхнеюрских массивов свидетельствует следующее:
1) в подстилающих разрывах отсутствуют новообразованные гидротермальные минералы, хотя толщина аллохтона достигает 1-2, при существенно разных по составу совмещенных толщах, здесь должны были бы быть гидротермальные рудопроявления, но развиты лишь кальцит и лимонит;
2) на субгоризонтальных зеркалах скольжения штрихи и борозды часто разнонаправленные, «ерзающие» и даже закрученные, что характерно для гравигенных дислокаций;
3) по палеомагнитным и структурным данным массивы существенно разворачивались. Вращение блоков не укладывается в сбалансированную модель эндогенного происхождения, но легко объяснимо поворотами олистолитов при оползании;
4) ни на юге, ни на севере нет достаточно обоснованной корневой зоны эндогенного покрова. Южному положению такой зоны противоречит преобладающее падение разрывов к северу, общее строение и южная вергентность крымских складок. Предположение о корневой зоне на севере в «Лозовской зоне смятия» также неприемлемо. В этой зоне почти нет верхнеюрских известняков, а там где есть (на севере Долгоруковской яйлы) они совершенно не дислоцированы и клином входят с юга в горизонтально залегающие толщи нижнего мела. Отдельные массивы на востоке (г. Агармыш) и на западе (г. Гасфорта) расположены у поверхности севернее этой «зоны смятия». В Равнинном Крыму по данным бурения аналогичных верхнеюрских известняков нет;
5) о гравигенном происхождении олистолитов свидетельствуют локальность и структурная разобщенность их распространения без следов известняков между массивами;
6) в Юго-Западном Крыму многочисленные данные бурения не позволяют интерпретировать известняковые глыбы, вскрытые на разных гипсометрических уровнях, как фрагменты единого покрова. «Ингрессионной» гипотезе противоречит отсутствие вокруг массивов даже следов волноприбойной деятельности, глинистый, а не карбонатный, состав вмываемых толщ раннего мела и др. Кроме того, аналогичные и одновозрастные олистостромы выделены в соседних регионах Альпийского пояса.
Таким образом, в Крыму выделена и обоснована гигантская Горнокрымская ископаемая олистострома раннемелового возраста, с крупными олистолитами верхнеюрских известняков. Специальная реконструкция показала, что известняки формировались на среднеюрских отложениях, которые ныне сильно сокращены горизонтальным сжатием в кайнозое. Их первоначальное положение было в 20-30 км южнее, на месте современной северной акватории Черного моря[1].
В заключение можно отметить, что в Горном Крыму существует еще одна Яйлинская олистострома позднеюрского возраста. О ее наличии свидетельствуют отдельные глыбовые горизонты и мелкие, до десятков метров, олистолиты в составе верхнеюрских известняков Главной гряды и одновозрастной карбонатноконгломератовой толщи Восточного Крыма. Распространение этой олистостромы локально и несопоставимо с основными: Горнокрымской, Массандровской, Южнокрымской и Южнокерченской. В итоге в Крыму и прилегающей акватории выделено 5 крупных олистостромовых комплексов разного типа и возраста. Более мелкие оползневые образования (Джангульское оползневое побережье, мыс Казантип и др.) - локальны и не образуют отдельных олистостром из-за отсутствия значительного перепада рельефа[1].