Геология СССР. Том VIII. Крым. Часть I. Геологическое описание - Сидоренко А.В.

1969_геология ссср. том viii. крым. часть 1. геологическое описание_rec_1.djvu

Тектоническое положение Крымского полуострова

Основные черты геолоического строения Горного Крыма и Керченского полуострова

Основные черты геологического строения западной части Скифской плиты и Добруджи

Основные черты геологического строения впадины Черного моря

Основные черты развития области, занятой впадиной Черного моря

Тектоника Горного Крыма и Керченского полуострова

Тектоника равнинного Крыма и прилегающих частей дна Азовского и Черного морей

Строение главнейших структурных элементов равнинного Крыма

Автор: Сидоренко А.В.

Теги: науки о земле геологические науки геология крым

Год: 1969

Похожие

Инженерная геология СССР

Геоморфология европейской части СССР

Атлас Автономной Республики Крым

Морской сборник 1978 № 04

Текст

МИНИСТЕРСТВО ГЕОЛОГИИ СССР
ГЕОАО ГИЯ
I
Главный редактор
академик А. В: Сидоренко
ИЗДАТЕЛЬСТВО «НЕДРА»
МОСКВА 1969
МИНИСТЕРСТВО ГЕОЛОГИИ СССР
МИНИСТЕРСТВО ГЕОЛОГИИ УССР
I НАУЧНО-ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИЙ ГЕОЛОГОРАЗВЕДОЧНЫЙ ИНСТИТУТ
Г I. о.\о г ил
СССР
ТОМ VIII
Ответственный редактор М. В. Муратов
ИЗДАТЕЛЬСТВО «НЕДР А»
МОСКВА 1969
РЕДАКЦИОННАЯ КОЛЛЕГИЯ
„ГЕОЛОГИИ СССР"
АССОВСКИЙ А. Н.
БЕЛОУСОВ В. В.
БЕЛЯЕВСКИЙ Н. А.
БОГДАНОВ А. А.
\борукаев р. а.|
БОРОВИКОВ Л. и.
ГАРЬКОВЕЦ В. Г.
ГОРБУНОВ Г. И.
(зам. главного редактора)
ДЗОЦЕНИДЗЕ Г. С.
ЕСЕНОВ Ш. Е.
ЗУБАРЕВ Б. М.
КОПТЕВ-ДВОРНИКОВ В. С.
КОСОВ Б. М.
КУЗНЕЦОВ Ю. А.
МА Г А КБ ЯН И. Г.
МАЛИНОВСКИЙ Ф. М.
(зам. главного редактора)
МАЛЫШЕВ И. И.
МАРКОВСКИЙ А. п:
МАШРЫКОВ К. К.
МИРЛИН Г. А.
МИРЧИНК м. Ф.
МУРАТОВ М. В.
МЕННЕР В. В.
НАЛ ИВКИН Д. В.
ОРВИКУ к. к.
НЕЙВЕ А. В.
(зам. главного редактора)
ПОПОВ в. с.
рожков и. с.
РОГОВСКАЯ Н. В.
СЕМЕНЕНКО Н. П.
СЕМЕНОВИЧ В. В.
СИДОРЕНКО А. В.
(главный редактор)
СМИРНОВ в. и.
ТРОФИМУ К А. А.
ША ТАЛОВ Е. Т.
ЩЕГЛОВ А. Д.
ЯНШИН А. Л.
ЯРМОЛЮК В. А.
РЕДАКЦИОННАЯ КОЛЛЕГИЯ VIII ТОМА
В. В. Глушко
Б. Л. Гуревич
А. У. Литвиненко
Г. А. Лычагин
В. Ф. Малаховский
М. М. Москвин
М. В. Муратов
(ответственный редактор)
Н. А. Плотников
Н. И. Черняк
(зам. ответственного редактора)
ЧЛСТЬ ПЕРВАЯ
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ
ОПИСАНИЕ
УДК 55(477.9)
Геология СССР. Том VIII. Крым. Часть I. Геологическое описание. Изд-во «Недра». 1969. 576 стр.
Работа представляет собой монографию, в которой обобщен весь накопленный за последние
годы материал и дана оригинальная его интерпретация. Рассмотрены физико-географические усло-
вия, история геологического изучения, стратиграфия, тектоника Крыма. Территория Крыма
объединяет крайне разнородные в Тектоническом отношении области, многие из его разрезов
являются стратотипическими. Материал тома дает основу для дальнейшего развития геологоразве-
дочных работ и освоения недр полуострова. Издание рассчитано на широкий круг геологов, пре-
подавателей и студентов вузов. 22 табл.; 126 рис.; библ. — 1370 назв.
2—9—1
311—68
ВВЕДЕНИЕ
Настоящий, восьмой, том «Геологии СССР» посвящен Крым-
скому полуострову, который целиком входит в состав Крымской
области Украинской ССР. Первый вариант этого тома был подготов-
лен первоначально под редакцией и при участии крупнейшего знатока
геологии Крыма — А. С. Моисеева. Преждевременная смерть в 1939 г.
не дала ему возможности довести эту работу до конца, но тем не менее
перед самой войной редакционная коллегия в составе В. В. Меннера,
М. В. Муратова и Д. В. Соколова и авторский коллектив почти пол-
ностью подготовили том для печати. Однако во время войны этот текст
тома и почти все черновые материалы, к сожалению, были бесследно
утеряны.
Сейчас со времени работы над первым вариантом тома прошло
много лет, за которые на территории Крымской области был проведен
очень большой объем геологических работ, в том числе детальные гео-
логические съемки, поисково-разведочные, гидрогеологические, инже-
нерно-геологические и геофизические исследования, а также много-
численные тематические работы по стратиграфии, петрографии, лито-
логии, тектонике, геоморфологии и полезным ископаемым. В резуль-
тате всех этих работ были значительно уточнены и во многом изме-
нены представления о стратиграфии осадочных толщ, слагающих
Крымский полуостров, его тектонической структуре, изверженных по-
родах, геоморфологии, подземных водах и минеральных ресурсах.
Были выявлены новые месторождения нефти и газа, минеральные воды
и другие полезные ископаемые. Буровыми работами во многих местах
равнинной части Крыма было вскрыто складчатое основание осадоч-
ного чехла, подтвержден его палеозойский возраст, только предпола-
гавшийся ранее, установлены основные черты тектонической структуры
равнинного Крыма, а также закономерности питания, условий залега-
ния и циркуляции подземных вод.
Все это и привело к необходимости составления на основе совер-
шенно новых материалов настоящего издания. Основную работу по
написанию текста данного тома осуществлял коллектив специалистов,
занимавшихся в последние годы по темам, близким к излагаемым
в написанных ими разделах. Авторы стремились дать достаточно под-
робное и в то же время обоснованное описание геологического строе-
ния и минеральных ресурсов Крымского полуострова с учетом всех
новейших сведений.
Как и во всякой большой коллективной работе, в настоящем томе
имеются неизбежные в этом случае недочеты, обусловленные тем, что
разные разделы написаны различными авторами: некоторые вопросы
в разных разделах освещены по-разному, имеются повторения. Вместе
с тем редакционная коллегия тома стремилась наиболее объективно
и с необходимой полнотой осветить важнейшие дискуссионные
проблемы.
8 ВВЕДЕНИЕ
При работе над первой частью тома первые три главы, а также
глава «Магматизм» редактировались Г. А. Лычагиным, а разделы,
посвященные таврической серии, — М. М. Москвиным. Редактирование
остальных разделов стратиграфии и общее редактирование всего
текста тома были выполнены М. В. Муратовым. Организационные ра-
боты по подготовке тома к печати, составление списков литературы и
указателей осуществлялись сотрудниками Украинского научно-иссле-
довательского геологоразведочного института (УкрНИГРИ) под ру-
ководством Н. И. Черняк. Большую помощь в работе по оформлению
тома оказали А. Д. Самарский и Л. С. Сидорин.
Глава I
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО ИЗУЧЕНИЯ КРЫМА
В почти двухсотлетней истории изучения геологии Крыма можно
выделить несколько периодов разной продолжительности, неравноцен-
ных по своему значению. В значительной степени эти периоды отра-
жают основные этапы развития геологической науки во всей нашей
стране.
Началом геологического изучения Крыма следует считать рабо-
ты русских ученых-путешественников В. Ф. Зуева, К. Таблица и
П. С. Палласа, посетивших Крым в 70—90-е годы XVIII века. В их
интересных физико-географических описаниях Крымского полуострова
содержатся также и некоторые сведения по его геологии. Так, Пал-
лас (1796) первый описал природу Крыма. Им же был высказан
взгляд, что Таврические горы представляют собой лишь часть горного
поднятия, другая половина которого опустилась под воды Черного
моря.
В начале XIX века специальным изучением геологического строе-
ния Крыма, его полезных ископаемых и, в частности, угленосности
занимался Г. Козин (1828). Первое геологическое описание Крымских
гор было дано Гурьевым и Воскобойниковым в 1832 г. В 1840 г. Крым
был описан французским естествоиспытателем И. Хюо, участником
научной экспедиции, организованной А. Демидовым. Одновременно
Крым был посещен и другими французскими учеными — Ф. Дюбуа
де Монперё (1837) и К. Оммер де Хеллем (1842), также изучавшими
его геологическое строение, в частности стратиграфию юрских и мело-
вых отложений.
После Крымской войны 1853—1856 гг. были предприняты спе-
циальные работы по изучению геологии Крыма и выявлению возмож-
ностей водоснабжения равнинной его части, в результате которых
Г. Д. Романовским было дано систематическое описание геологии
Крыма (1867).
Позднее изучением стратиграфии юрских отложений занимались
А. А. Штукенберг, Н. А. Головкинский, Э. Фавр, мела — Р. А. Прен-
дель, К. О. Милашевич, В. М. Цебриков, О. Ф. Ретовский, Н. И. Кара-
каш, третичных отложений — Г. В. Абих, Р. А. Прендель, Н. И. Андру-
сов, К. К. Фохт, Н. А. Соколов. Петрографию изверженных пород
изучали А. А. Штукенберг, А. Е. Лагорио, А. Яковлев, Р. А. Прендель,
А. А. Прозоровский-Голицын. Общие вопросы геологического строения
Крыма нашли отражение в трудах Э. Фавра и А. А. Штукенберга.
Большую роль сыграло установление оксфордского возраста части
верхнеюрских известняков горного Крыма В. Д. Соколовым (1885),
а также выделение им впервые и описание отложений титонского
яруса верхней юры (1886). В 1887 г. Е. Соломко дала первое моно-
графическое описание кораллов верхней юры Крыма.
Значительные успехи в конце прошлого века были достигнуты и
в изучении магматических пород Крыма. Среди тектонических описа-
ний этого времени наибольший интерес представляли работы Г. Д. Ро-
.мановского, впервые давшего достаточно полную по тому времени
10
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО ИЗУЧЕНИЯ
характеристику геологического строения Крымского полуострова,
а также исследования И. Ф. Леваковского и Ю. А. Листова в горном
Крыму и Г. В. Абиха на Керченском полуострове.
Началом второго, весьма важного периода в истории геологиче-
ского изучения Крыма, охватившего самый конец XIX и начало
XX веков (до Великой Октябрьской социалистической революции), по-
служила предпринятая Геологическим комитетом в 1889 г. и возглав-
ленная К. К- Фохтом работа по составлению первой геологической
карты Крымского полуострова. Эта работа, законченная в целом
к 1913 г., по существу заложила основу систематического геологиче-
ского изучения Крыма. Участниками ее были К. К. Фохт, Н. И. Андру-
сов, А. А. Борисяк, Н. И. Каракаш, В. М. Цебриков, Г. Ф. Вебер,
В. С. Малышева, О. Ф. Нейман и другие. К сожалению, далеко не все
материалы многолетних работ перечисленных исследователей были
обработаны до конца и опубликованы. О результатах геологических
исследований, проведенных в процессе составления карты, можно
судить только по очень кратким годовым отчетам в Известиях Геоло-
гического комитета, носящих характер предварительных информа-
ционных сообщений.
В 1889 г. К. К. Фохт впервые в Крыму обнаружил палеозойские
(верхнекаменноугольные) отложения, присутствующие в виде крупных
глыб известняков внутри таврической серии, и установил верхнетриа-
совый возраст низов последней (1900 г.). Он же назвал «таврической
формацией» толщу глинистых сланцев, слагающих, основание Крым-
ских гор. Несколько позже верхнетриасовые ископаемые были опи-
саны А. А. Борисяком (1903—1909 гг.) и К- К. Фохтом (1909 г.) и из
других мест горного Крыма (в основном из западной части Южного
берега). В это время была значительно уточнена стратиграфия сред-
неюрских отложений и яйлинских известняков (А. А. Борисяк,
Н. И. Каракаш, В. М. Цебриков, К. К. Фохт), детально разработана
стратиграфия нижнего мела (Н. И. Каракаш, А. А. Борисяк), выяснено
пространственное распространение выделенных стратиграфических
подразделений и собраны богатые палеонтологические коллекции.
Вопросы тектоники и геологической истории Крыма также были
затронуты составителями геологической карты. Некоторые общие вы-
воды по геологическому строению Крыма сделали К. К. Фохт и
А. А. Борисяк, по-разному оценившие роль складчатых и разрывных
нарушений в его структуре. К- К- Фохт считал, что горный Крым
имеет в основном складчатое строение, лишь осложненное сбросами,
тогда как А. А. Борисяк, напротив, рассматривал разрывные наруше-
ния (в том числе крупные сдвиги) в качестве главных элементов
структуры Крымских гор.
Выдающейся для того времени была работа Н. И. Андрусова
«Геотектоника Керченского полуострова». Работы Н. И. Андрусова по
неогену Керченского полуострова имели огромное значение для стра-
тиграфии неогеновых отложений не только Крымского полуострова,
но и всего юга Европейской части нашей страны: им были впервые
установлены все основные стратиграфические подразделения неогена
и сделаны очень ценные выводы относительно условий образования
неогеновых осадков. Большой научный интерес представляют также
исследования Н. И. Андрусова в области стратиграфии четвертичных
отложений и геоморфологии Крыма, в частности его работы по терра-
сам окрестностей Судака и Керченского полуострова (1912, 1925).
В это же время вопросами стратиграфии триасовых и юрских от-
ложений Южного берега и Восточного Крыма занимался Н. 3. Миль-
кович, палеонтологической обработкой фауны из лейасовых известия-
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО ИЗУЧЕНИЯ
11
ков района Ялты — В. Мухин, описанием флоры из среднеюрских от-
ложений — А. Н. Криштофович, описанием аммонитов бат-келловей-
ских отложений из окрестностей Балаклавы и Коктебеля —
Д. П. Стремоухов (1916, 1919), фауной келловейских аммонитов гор-
ного Крыма — А. Ф. Слудский и К. А. Цитович, верхнеюрскими корал-
лами района Судака —А. Миссуна (Missuna, 1904). Стратиграфии
нижнемеловых отложений были посвящены работы Н. И. Каракаша.
Верхнемеловые и палеогеновые отложения в эти годы изучали
О. К. Ланге, Г. Ф. Мирчинк (1910), А. Ф. Слудский (1909), фауну
позвоночных из неогеновых отложений — М. В. Павлова (1905),
А. А. Борисяк (1911) и др., четвертичные отложения — Н. Н. Клепи-
нин, Н. В. Рухлов, К. О. Милашевич и др. К этому времени относятся
первые работы О. Г. Туманской по аммонеям из глыб пермских и ка-
менноугольных известняков, В. Ф. Пчелинцева (1916) по стратиграфии
юрских отложений окрестностей Ялты и Г. Ф. Вебер по стратиграфии
нижне- и верхнемеловых отложений (1923).
Петрографией изверженных пород Крыма в этот период занима-
лись В. В. Аршинов, А. М. Зайцев, А. К. Мейстер, Д. И. Щербаков,
П. Н. Чирвинский, изучением известнякового карста яйлинских
плато — А. А. Крубер (1915), гидрогеологическими исследованиями и
вопросами водоснабжения — П. А. Двойченко, минералогией —
П. Н. Чирвинский, П. А. Двойченко, А. Е. Ферсман (1908 и др.), из-
учением. соляных водоемов Крымского полуострова — Н. С. Курнаков,
С. Ф. Жемчужный и др.
Новый период геологического изучения Крыма, характеризую-
щийся планомерностью и комплексностью проводимых исследований,
а также большим размахом геологосъемочных, поисково-разведочных,
гидрогеологических и инженерно-геологических работ, начался после
Великой Октябрьской социалистической революции.
Начало его ознаменовалось детальными геологическими съемка-
ми в разных частях Крымского полуострова. В 20-х и начале 30-х
годов геологическую съемку в пределах Керченского полуострова про-
водили А. Д. Архангельский, А. А. Блохин, В. В. Меннер, М. М. Соко-
лов, К. Р. Чепиков, а по отдельным районам нефтяных месторождений
К. А. Прокопов, Б. А. Алферов, Л. А. Гречишкин, С. И. Ильин, в вос-
точной части горного Крыма — Д. В. Соколов, Н. А. Преображенский,
Г. Ф. Вебер, В. В. Меннер, М. В. Муратов, В. В. Попов, в западной и
центральной части Главной гряды и районе Симферополя — А. С. Мои-
сеев, в Юго-западной части Крымских гор — Г. Я. Крымгольц,
Г. А. Лычагин и другие. Геологосъемочные работы в оползневых райо-
нах Южного Крыма проводили В. И. Бодылевский, В. И. Лучицкий,
Н. А. Шильников, К. П. Пирогов, С. Н. Михайловский, А. С. Моисеев,
В. Ф. Пчелинцев и другие. На Тарханкутском полуострове работали
В. В. Меннер, А. И. Дзенс-Литовский, В. В. Колюбинская. Несколько
позже, в предвоенные годы, крупномасштабной геологической съемкой
были покрыты отдельные участки на Южном берегу (Р. В. Гордон,
Г. Я- Крымгольц, А. Ф. Пустовалов), в предгорном и равнинном Крыму
(В. Г. Васильев) и на Керченском полуострове (В. В. Меннер и
3. Л. Маймин).
Хотя детальной геологической съемкой в довоенные годы и не
была охвачена вся территория Крымского полуострова, результаты
этих работ послужили основой для дальнейшего изучения стратигра-
фии, тектоники, гидрогеологии и полезных ископаемых данного
региона.
Важным событием в истории геологического изучения Крымского
полуострова явилось создание в 30-х годах в Крыму местной постоян-
12
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО ИЗУЧЕНИЯ
ной геологической службы (Крымгеолтрест, Крымское геологическое
бюро).
В 1935—1937 гг. по материалам разрозненных геологических
съемок и различных других геологических исследований В. В. Колю-
бинской, Г. А. Лычагиным и М. В. Муратовым была составлена свод-
ная геологическая карта всего Крымского полуострова, сопровождав-
шаяся объяснительной запиской, подведшей итог геологическому
изучению Крыма к этому времени.
Наиболее важные стратиграфические исследования в предвоен-
ный период в Крыму были выполнены А. С. Моисеевым (триас и
юра), В. Ф. Пчелинцевым (юра), Г. Ф. Вебер (верхняя юра, нижний
мел), Г. Ф. Вебер, В. С. Малышевой и О. Ф. Нейман (верхний мел),
Л. Ш. Давиташвили, Б. П. Жижченко, В. П. Колесниковым и
А. Г. Эберзиным (неоген). Кроме того, стратиграфические и палеонто-
логические работы проводили О. Г. Туманская, Д. В. Соколов,
М. В. Муратов, Г. Я. Крымгольц, И. Н. Ремизов, В. В. Меннер,
С. С. Осипов и др. Успехи в изучении стратиграфии во многом пред-
определили развитие представлений о геологической структуре и исто-
рии формирования Крыма.
Тектонику отдельных частей горного и равнинного Крыма в это
же время изучали П. А. Двойченко (1926, 1927), С. Н. Михайловский
(1925), Д. В. Соколов (1924 и др.), А. С. Моисеев (1925и др.), М. В. Му-
ратов (1937 и др.), В. В. Меннер, Н. А. Преображенский (1933) и др.,
а тектонику Керченского полуострова — А. Д. Архангельский,
• А. А. Блохин, В. В. Меннер, М. И. Соколов и К. Р. Чепиков. В. В. Бе-
лоусов и Л. А. Яроцкий (1934) занимались изучением грязевого вулка-
низма.
Попытка охарактеризовать структуру Крыма в целом была сде-
лана П. А. Двойченко (1926), рассматривавшим горный Крым как
древнекиммерийское складчатое сооружение. Позднее, в 30-х годах,
обобщения по тектонике горного Крыма и всего Крымского полу-
острова были даны в работах А. С. Моисеева (1935) и М. В. Муратова
(1937). Отмечая глыбовый характер складчатости горного Крыма,
А. С. Моисеев признавал большое значение в его структуре продоль-
ных и поперечных разрывных нарушений, в том числе полого падаю-
щих дислокаций (срывов), развитых вдоль стратиграфических контак-
тов различных по составу пород (в основном вдоль подошвы верхнеюр-
ской толщи). М. В. Муратов рассматривал горный Крым как сложное
складчатое сооружение (антиклинорий), состоящее из нескольких
крупных антиклинальных и синклинальных структур, каждая из кото-
рых в свою очередь разделена на ряд более мелких тектонических эле-
ментов. В истории формирования структуры Крымского полуострова
М. В. Муратов выделял ряд этапов.
Геоморфологическими исследованиями, а также вопросами стра-
тиграфии четвертичных отложений и истории развития рельефа Крыма
занимались Б. Ф. Добрынин (1922 и др.), Б. М. Федорович, а также
М. В. Муратов и Н. И. Николаев (1938—1940).
Ряд работ в рассматриваемый период был посвящен изучению
магматических пород. Так, Б. А. Федорович (1927) впервые определил
возраст и последовательность внедрения изверженных пород Крыма,
Ф. Ю. Левинсон-Лессинг и Е. Н. Дьяконова-Савельева (1933) провели
большое геолого-петрографическое исследование вулканической груп-
пы Карадаг в восточном Крыму, В. И. Лучицким (1939) была опубли-
кована сводная работа по петрографии Крыма, в которой были обоб-
щены результаты всех предыдущих исследований, а также многолет-
ние наблюдения автора, В. Н. Павлинов занимался изучением морфо-
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО ИЗУЧЕНИЯ
13
логии массивов изверженных пород Южного берега Крыма. С. П. По-
повым, кроме того, была составлена капитальная сводка по минера-
логии всего Крыма.
С начала установления Советской власти и до Великой Отечест-
венной войны на территории Крыма был проведен очень большой
объем геологоразведочных работ, результатом которых явилось откры-
тие новых и более детальное изучение уже известных месторождений
полезных ископаемых. Геологией и разведкой угольных месторожде-
ний в Крыму в 20—30-х гг. занимались П. А. Двойченко, Е. Ф. Сквор-
цов, В. А. Обручев, А. С. Моисеев, М. А. Михельсон, Г. А. Лычагин.
Геологии керченских месторождений железных руд много внимания
уделял А. Д. Архангельский, а их разведкой руководил С. В. Констан-
тов. Геологические, минералогические и геохимические исследования
железрых руд проводили также М. И. Кантор, В. И. Лучицкий,
Ф. В. Чухров, С. П. Попов и др. Геологическим и физико-химическим
изучением многочисленных соляных водоемов Крымского полуострова
в 20—30-х гг. занимались Н. С. Курнаков, В. Г. Кузнецов, М. И. Равич,
Е. С. Бурксер, А. И. Дзенс-Литовский (Сакское и Сасык-Сивашское
озера), И. Н. Гладцин, П. К. Заморий, В. П. Ильинский и др. Много
работ проводилось по изучению неметаллических полезных ископае-
мых, в основном строительных материалов. Среди них следует отме-
тить исследования А. А. Байкова, В. И. Чарномского, Д. В. Соколова,
Д. Е. Перкина, Б. Я- Рамзеса, В. А. Сыромятникова, А. Ф. Фиолетовой
и А. К. Маркова (Карадагское месторождение трассов), А. Ф. Слуд-
ского, М. Н. Поляковой и Г. А. Лычагина (Балаклавское месторожде-
ние флюсовых известняков), М. В. Муратова (цементное сырье Кры-
ма), Л. А. Сушицкого (бентонитовые глины), В. И. Лучицкого (место-
рождения кила) и др.
Значительное внимание в предвоенные годы было уделено изуче-
нию минеральных источников Крыма (С. П. Попов, М. М. Фоми-
чев и др.).
Всестороннее геологическое изучение Крымского полуострова
было прервано Великой Отечественной войной 1941—1945 гг., но возоб-
новилось сразу же после ее окончания. Послевоенные годы характери-
зуются широким размахом комплексных геологосъемочных, а также
буровых и геофизических работ. В результате этих исследований был
по-новому освещен целый ряд геологических особенностей Крымского
полуострова.
Особенно большой вклад был внесен работами треста «Крым-
нефтегазразведка». Активное участие в этих исследованиях принимали
П. К. Алейникова, В. Н. Александрова, Б. Е. Архинос, А. А. Балакина,
С. А. Вартанян, М. М. Германюк, В. А. Гордиевич, А. М. Дашевский,
И. Д. Карасев, Т. И. Добровольская, Г. А. Лычагин, Е. В. Львова,
П. К. Марков, Е. В. Меншутин, Г. Л. Мищенко, М. В. Нестеренко,
М. Ф. Осипов, А. П. Ослоповский, Д. А. Рамазанов, М. И. Раскин,
Г. Б. Сальман, В. И. Самулева, И. М. Сирек, Е. А. Соколова, В. Д. Фро-
лов, П. В. Фурасов, Ю. П. Храмченко, Н. Е. Чуприна и др. К числу наи-
более важных результатов работ, проведенных сотрудниками треста
«Крымнефтегазразведка», относится вскрытие некоторыми буровыми
скважинами в равнинном и предгорном Крыму палеозойского складча-
того фундамента эпигерцинской платформы, установление широкого
распространения в равнинной части Крымского полуострова отложе-
ний неокомского возраста и обнаружение минеральных и термальных
подземных вод.
Богатый материал по геологии и гидрогеологии равнинного, пред-
горного и значительной части горного Крыма был получен в резуль-
14
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО ИЗУЧЕНИЯ
тате работ Крымской комплексной геологической экспедиции Мини-
стерства геологии УССР (А. А. Абашин, М. Б. Гамалей, И. Г. Глухов,
К- Г. Жарикова, И. В. Кострик, Г. А. Лычагин, Е. А. Мартакова,
И. Т. Поляков, Е. А. Ришес, В. И. Савченко, Ф. П. Самсонов, В. И. Са-
мулеева, О. Е. Фесюнов, С. П. Щеглова и др.). Особенно детально был
изучен ряд районов горного Крыма, Керченского полуострова, рав-
нинной части Крыма, западной оконечности Крымских тор (Г. А. Лы-
чагин) и предгорий (М. Б. Гамалей, Е. В. Львова, И. Г. Глухов).
В 1946—1952 гг. в горном Крыму на участке между Алуштой и
мысом Айя проводились работы ВСЕГИНГЕО, в которых участвовали
М. В. Чуринов, В. П. Лазарева, И. В. Попова, И. М. Цыпина и др.
Научно-исследовательский сектор МГРИ в течение ряда лет про-
изводил крупномасштабные геологические съемки в разных районах
Крыма (Н. И. Маслакова, М. В. Муратов, Г. С. Золотарев, И. В. По-
пов, В. Г. Шипулина, И. В. Архипов, В. И. Бабак, В. В. Бобылев,
Е. А. Зуброва, Д. С. Кизевальтер, С. М. Кравченко, М. В. Михай-
лова, Г. И. Немков, Е. А. Успенская, В. М. Цейслер и др.).
Большое значение в деле всестороннего геологического изучения
Крыма и освоения его полезных ископаемых в послевоенные годы
имели также различные научно-исследовательские работы. Так, стра-
тиграфией палеозойских отложений занимались А. Д. Миклухо-Мак-
лай, Г. С. Поршняков и др., верхнего триаса и нижней юры —
Л. Б. Васильева, М. В. Муратов, А. И. Шалимов, В. Н. Шванов и др.,
средней юры — Н. В. Безносов, В. В. Бобылев, О. В. Снегирева, верхней
юры — В. П. Макридин, Е. В. Краснов, Н. П. Кянсеп, Г. А. Лычагин,
Н. К. Овечкин, В. Ф. Пчелинцев, Е. А. Успенская, Т. И. Доброволь-
ская, нижнего мела — В. В. Друшиц, Г. А. Лычагин, В. М. Цейслер,
М. С. Эристави, Б. Т. Янин, Н. И. Лысенко и др., верхнего мела —
А. М. Волошина, Н. И. Маслакова, Н. П. Михайлов, Д. П. Найдин,
палеогена — Н. Н. Бархатова, Н. Н. Субботина, В. К. Василенко,
Л. М. Голубничая, Л. П. Горбач, М. Е. Зубкович, 3. Л. Маймин,
В. Г. Морозова, М. В. Муратов, Г. И. Немков, Р. Б. Самойлова,
Е. К. Шуцкая, неогена — Р. Л. Мерклин, Г. И. Молявко, М. В. Мура-
тов, А. Е. Каменецкий, четвертичных отложений — В. И. Бабак,
Г. И. Горецкий, Е. В. Львова, М. В. Муратов, Г. И. Попов, А. Ф. Слуд-
ский, Н. И. Лысенко и др.
Литологическими исследованиями таврической серии занимались
Н. В. Логвиненко, Г. В. Карпова, Д. П. Шапошников, К. Г. Шандыба,
Т. И. Добровольская и др., литологией верхнеюрских отложений гор-
ного Крыма*—М. В. Михайлова, а нижнего мела — А. А. Шаля,
И. А. Меняйленко. Петрографию изверженных пород Крыма изучал
В. И. Лебединский, строение интрузивных массивов — С. М. Крав-
ченко и А. И. Шалимов.
Вопросами тектоники и истории геологического развития Крым-
ского полуострова в послевоенные годы занимались И. О. Брод,
М. С. Бурштар, Б. Л. Гуревич, Г. X. Дикенштейн, А. Е. Каменецкий,
С. А. Ковалевский, Г. А. Лычагин, М. В. Муратов, В. Б. Соллогуб,
Н. И. Черняк, М. В. Чирвинская, Е. А. Щерик и др., неотектоникой и
геоморфологией — В. И. Бабак, Г. А. Лычагин, М. В. Муратов,
Н. И. Николаев и др., сейсмичностью — Г. П. Горшков, А. Я. Левиц-
кая. В частности, М. В. Муратовым опубликованы сводная работа по
тектонике и истории развития Крыма (1949) и общая сводка по геоло-
гии Крымского полуострова (1960).
Большое значение имели работы по изучению карста, проводив-
шиеся в течение ряда лет сотрудниками Крымского института мине-
ральных ресурсов С. А. Ковалевским, Н. В. Леончевой, Т. И. Устиновой
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО ИЗУЧЕНИЯ
15
и др. При этом была подробно изучена геоморфология и тектониче-
ская структура карстовых плато Караби, Демерджи, Бабугана и Ча-
тырдага. В это же время исследованиями Б. Н. Иванова, В. М. Дуб-
линского и других были открыты и изучены ранее совершенно неизве-
стные глубокие карстовые полости.
Изучением полезных ископаемых Крыма в послевоенное время
занимались в основном сотрудники Института минеральных ресурсов
УССР. В. Ф. Малаховский, А. У. Литвиненко, Ю. Ю. Юрк, Е. Ф. Шиш-
ков, Ю. С. Лебедев, О. Н. Кириченко и др. изучали железные руды
Керченского полуострова; М. А. Карасик, Г. А. Булкин и др. — ртут-
ную минерализацию в горном Крыму; С. А. Альбов — минеральные
воды; И. Т. Данильченко, А. М. Понизовский — химическое сырье
крымских соляных водоемов, Н. Н. Макаров, Я- Е. Пащенко, М. Н. По-
лякова и др. —- строительные материалы.
Очень многие организации (ВНИГНИ, ВНИИГАЗ, УкрНИГРИ
и др.) проводили изучение нефтегазоносности равнинного Крыма.
Первая карта перспектив нефтегазоносности равнинного Крыма
составлена в 1959 г. Г. X. Дикенштейном (ВНИГНИ), а в 1960 г.
Н. И. Черняк и А. Т. Богаец (УкрНИГРИ) подсчитали прогнозные
геологические запасы нефти и газа для этой территории. Поисково-
разведочные работы в эти же годы проводили и многие другие орга-
низации («Крымнефтегазразведка», Крымская комплексная геологиче-
ская экспедиция, Киевский геологоразведочный трест, а также ряд
промышленных и строительных организаций). В результате этих ра-
бот были открыты промышленные месторождения нефти и газа, дана
положительная перспективная оценка некоторых стратиграфических
комплексов и структурных зон равнинного Крыма в отношении их неф-
тегазоносности, обнаружены рядом буровых скважин высококачест-
венные минеральные и питьевые воды, а также воды, пригодные для
орошения и технических целей, освоены многие месторождения строи-
тельных материалов (в первую очередь естественных каменных строй-
материалов) и других неметаллических полезных ископаемых, уста-
новлены проявления бокситоносности в верхнеюрских отложениях гор-
ного Крыма.
Очень большой материал по геологии равнинной части Крыма и
Керченского полуострова был получен с помощью бурения. Первая
глубокая скважина в равнинном Крыму с целью поисков артезиан-
ских вод была пробурена в 1867—1868 гг. под руководством Г. Д. Ро-
мановского у дер. Войково (Айбары). В это же время с целью поис-
ков нефтяных месторождений начало производиться бурение и на Кер-
ченском полуострове.
Однако большей частью как в дореволюционный период, так и
в советское время до Великой Отечественной войны производилось бу-
рение лишь мелких скважин, что, естественно, не давало возможности
распознать глубинное строение.
Очень широкий размах буровые работы приобрели после 1945 г.
В результате структурного бурения в центральной части равнинного
Крыма (1953—1954 гг.) было выявлено несколько поднятий, что по-
служило основанием для заложения глубоких скважин на Новоселов-
ской площади, Тарханкутском полуострове и Джанкойском поднятии.
К настоящему времени на всей территории равнинного и предгорного
Крыма пробурено большое количество глубоких скважин. В резуль-
тате всех этих работ в ряде мест равнинного Крыма, в пределах Сим-
феропольской антеклизы, Альминской впадины и других районов были
вскрыты дислоцированные породы палеозойского и, возможно, докем-
брийского возраста. В пределах горного Крыма с целью поисков мине-
16
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО ИЗУЧЕНИЯ
ральных вод в г. Ялте (1954—1956 гг.) была пробурена скважина глу-
биной 2250 м, которая не вышла из пород таврической серии.
Первыми геофизическими работами на территории Крыма сле-
дует считать комплексные региональные исследования, выполненные
Украинским геологическим управлением в 1935—1937 гг. (В. С. Зави-
стовский, С. И. Субботин, И. А. Балабушевич, Г. С. Бутаков). После
окончания Великой Отечественной войны объем геофизических иссле-
дований в Крыму резко возрос. Уже к 1950 г. большая часть террито-
рии была покрыта площадными гравиметрическими и магнитометри-
ческими съемками, а некоторые участки исследованы методами
электро- и сейсморазведки.
Первые магнитометрические исследования на территории Крыма,
в результате которых были установлены основные черты магнитного
поля, были выполнены в 1936—1937 гг. в Приазовье.
Позднее была проведена площадная аэромагнитная съемка Азов-
ского моря, Присивашья, Каркинитского залива и северо-западной
части Черного моря по системе субмеридиональных маршрутов и со-
ставлена карта аномального магнитного поля Та с сечением изодинам
в 50 гамм. Анализ этой карты позволил авторам съемки наметить зону
предполагаемого сочленения разновозрастных платформ, а также со-
ставить схему разломно-блоковой тектоники изученного района (Тес-
ленко, Нечаев, 1962). Магнитная съемка горного Крыма была выпол-
нена в начале 60-х годов силами сотрудников физического факуль-
тета МГУ (Авдулов, Авсюк, 1960—1962).
Профильно-площадная гравиметрическая съемка впервые на тер-
ритории Крымского полуострова проведена в 1936—1941 гг. в При-
азовье и Присивашье. В равнинной же части Крыма площадная гра-
виметрическая съемка выполнена в 1947—1950 гг. Гравиметрическая
карта, составленная в результате этих исследований, положена
в основу тектонического районирования Крыма (Биркган, 1947—1950).
Позднее была произведена гравиметрическая съемка всей площади Чер-
ного моря по редкой неравномерной сети и по материалам съемки со-
ставлена сводная гравиметрическая карта изученной акватории.
В 1960—1968 гг. гравиметрические исследования проводились также
на территории горного Крыма.
В настоящее время проводится крупномасштабная гравиметриче-
ская съемка в равнинном Крыму, в результате которой выделен ряд
максимумов силы тяжести, соответствующих локальным поднятиям
палеозойского фундамента, и протрассирована сеть разрывных нару-
шений (А. И. Котляр, Т. Г. Кившик).
Электроразведочные работы на территории Крыма начали про-
водиться в 1936—1937 гг. В послевоенные годы они были продолжены
в Приазовье (А. А. Федоров, И. А. Баранов, Н. А. Карпов, Д. В. Ми-
шин, В. И. Винокуров, П. И. Вовченко, 1946—1951 гг.), в районе Джан-
койского, Анновского и других поднятий (В. М. Ханов, 1948 г.), на
Чонгарском полуострове и Арабатской стрелке (В. Д. Кукуруза,
1964 г.), на Азовской акватории (О. В. Назаренко, Ю. П. Попов,
И. И. Гарбуз, 1959—1962 гг.), в районе Каркинитского залива
(А. Я. Гольмшток, 1964 г.). *
Первые региональные сейсморазведочные исследования проведены
на территории Крыма в Присивашье в 1935—1937 гг. методом прелом-
ленных волн (В. С. Завистовский, В. Б. Соллогуб, А. С. Щеглов
и др.), в результате чего было установлено региональное погружение
кристаллического фундамента на юго-запад. Впоследствии аналогич-
ные работы были продолжены здесь с разведочной целью. Большой
объем сейсмических исследований на территории Крыма и прилегаю-
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО ИЗУЧЕНИЯ
17
щих к нему площадях был выполнен в послевоенные годы (А. Г. Уса-
чев, Ю. И. Непрочнов, А. Ф. Непрочнова, В. П. Гончаров и др.).
Следует сказать, что по мере накопления геолого-геофизических
полевых материалов проводилось их обобщение. Так, результаты
электроразведочных работ методом спир, выполненных на Керченском
полуострове, были обработаны И. И. Кроленко и Н. Г. Кроленко-Гор-
'шковой (1950), ими же была составлена сводная тектоническая схема
этого полуострова. Обобщение и повторную интерпретацию геофизиче-
ски^ исследований периодически осуществляли М. Ф. Скопиченко
(1953), Б. Л. Гуревич, М. В. Чирвинская (1958—1962), В. Б. Соллогуб,
А. В. Чекунов и др. (1959—1962).
Я. П. Маловицким по материалам геофизических исследований
дна Азовского моря были составлены тектоническая схема, структур-
ная карта по отражающим горизонтам, а также разрезы и схема мощ-
ностей земной коры под дном Черного и Азовского морей (1961 —1962).
Обобщение исследований КМПВ и ГСЗ, выполненных под руко-
водством В. Б. Соллогуба, осуществлено А. В. Чекуновым, И. А. Гар-
каленко, Г. Е. Харечко, Е. К. Лоссовским и др. Составлены тектониче-
ская схема для северо-западной части Черного моря и структурная
схема Центрального Причерноморья по поверхности палеозоя.
Обобщение и повторную интерпретацию гравиметрических и сей-
смических материалов прошлых лет под руководством Б. Л. Гуревича
осуществили В. Е. Бураковский, Т. А. Гончарова, Н. И. Краснюк,
Т. Б. Пастухова и др. Составлены схема гипсометрии фундамента
всего Причерноморья и структурные карты по отложениям палеогена
и мела, выявлено и рекомендовано под глубокое бурение большое
количество локальных структур, доказана возможность прослежива-
ния реальных горизонтов среди отражений, ранее относимых к крат-
ным (ниже кумского опорного горизонта), и тем самым утверждено ве-
дущее значение сейсморазведки МОВ в общем рациональном комплексе
геолого-геофизических исследований Причерноморья (1963—1965).
Геология Крыма продолжительное время изучалась многими
исследователями, далеко не все имена которых можно было даже
просто перечислить в кратком обзоре длительной и сложной истории
познания геологического строения Крымского полуострова. Трудом
этих исследователей был собран и обработан громадный и исключи-
тельно богатый фактический материал, основная часть которого опуб-
ликована в виде многочисленных работ (от крупных сводок и обобще-
ний до мелких заметок) по самым различным разделам геологии.
Это не означает, конечно, что в Крыму уже не осталось не раз-
решенных до конца крупных геологических проблем, интересных
в научном и важных в практическом отношениях. Такие проблемы
имеются почти без исключения во всех областях крымской геологии.
К числу наиболее значительных из них относятся, например, такие,
как стратиграфия палеозойских и нижнемезозойских отложений рав-
нинного Крыма, стратиграфия таврической серии, граница между
нижне- и среднеюрскими отложениями, глубинное строение горного
Крыма и прилегающих к нему участков дна Черного и Азовского
морей, подводное структурное продолжение горного сооружения
Крыма на юг и на запад и др.
Немалую роль должны сыграть усилия геологов также и в деле
наиболее полного и рационального освоения тех полезных ископаемых,
которые являются для Крыма наиболее важными видами природных
ресурсов. Это прежде всего нефть и газ равнинного Крыма, керчен-
ские железные руды, химическое сырье соляных водоемов, строитель-
ные материалы и подземные воды.
2 Зак. 911
Глава II
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ
РЕЛЬЕФ И РЕЧНАЯ СЕТЬ
Крымский полуостров (рис. 1) почти со всех сторон окружен
морем — с юга глубоководной частью Черного моря, с запада Евпато-
рийским и Каркинитским заливами, с востока Азовским морем. Вдоль
северного и северо-восточного побережья Крыма протягивается Си-
ваш — залив Азовского моря, отличающийся очень изрезанной бере-
говой линией и разделяющийся Чонгарским полуостровом на Запад-
ный и Восточный Сиваши. От Азовского моря Сиваш отчленен длин-
ной косой — Арабатской стрелкой. С материком Крымский полуостров
соединен лишь узким Перекопским перешейком. Восточная оконеч-
ность Крыма носит название Керченского полуострова, который отде-
лен от Таманского полуострова Керченским проливом.
По характеру рельефа Крым разделяется на три главные части:
южную — горную, северную — равнинную и Керченский полуостров,
отличающийся своеобразным холмисто-грядовым рельефом. Крымские
горы, занимающие меньшую, южную часть Крымского полуострова,
протягиваются на 160 км вдоль берега 'Черного моря от Севастополя
на западе до Феодосии на востоке, достигая максимальной ширины
50—60 км. В пределах горного Крыма выделяются следующие орогра-
фические части: Главная гряда, Южный берег и Предгорные гряды.
Главная гряда Таврических гор протягивается вдоль берега
Черного моря от мыса Айя на западе до Феодосийского залива на
востоке. Эта наиболее высокая полоса Крымских гор, в центральной
части она достигает абсолютных отметок свыше 1500 м (наивысшая
точка Роман-Кош 1543 м). К западу и востоку гряда постепенно по-
нижается. На крайнем западе она заканчивается близ Балаклавы
Караньскими высотами (316 м), а на востоке у Феодосии — холми-
стыми возвышенностями мыса Ильи (310 м). В геоморфологическом
отношении Главная гряда неоднородна. В ее пределах можно выде-
лить три участка — западный, средний и восточный.
Западная низкогорная часть гряды с высотами от 316 до 1000 м
расположена между мысом Айя и Ай-Петринской яйлой и имеет про-
тяженность около 30 км. Здесь Главная гряда состоит из ряда скали-
стых гребней и межгорных котловин. Высоты гребней колеблются
в пределах 600—700 м, днища котловин имеют отметки 300—350 м.
Котловины соединены между собой ущельями или каньонами. Наи-
более крупными межгорными котловинами являются: Балаклавская,
Варнаутская, Байдарская и Узунджинская.
Средняя часть Главной гряды Крымских гор от Узунджинской
котловины до долины р. Танас представляет собой ряд высоких наго-
рий, известных под названием яйл: Ай-Пет.ринской, Ялтинской, Никит-
ской, Бабуганской, Чатырдагской, Демерджи-яйлы (рис. 2), Долгору-
ковской и Караби-яйлы. Наиболее крупные нагорья достигают шири-
ны 10—12 км и длины 20—30 км. Они отделены друг от друга узкими
перемычками или верховьями речных долин, к этим участкам обычно
приурочены наиболее известные перевалы: Кебит-Богазский (600 м),
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ
19
Ангарский (762 м), Байдарские ворота (520 и) и др. Яйлинские на-
горья, сложенные известняками верхней юры, отличаются очень высо-
кой степенью закарстованности: здесь множество карров, воронок,
котловин, гротов, карстовых колодцев, шахт, пещер и других форм.
Крупнейшими шахтами являются: Молодежная на Караби-яйле (глу-
бина 261 м) и № 309 на Ай-Петринской яйле (глубина 246 м).
К числу известнейших пещер относятся Красная пещера (Кизил-
Коба) длиной 11 250 м в районе с. Перевальное, а также Тысячеголо-
вая и Холодная пещеры на Чатырдаге.
Рис. I. Обзорная карта Крыма
Восточная часть Главной гряды, простирающаяся на 75 км от до-
лины р. Танас до Феодосийского залива, представляет собой низко-
горье, расчлененное на множество отдельных скалистых гребней, не-
больших горных массивов и скал, разделенных различного рода пони-
жениями. Водораздел состоит из ряда вершин, протягивающихся вдоль
моря, образуя горы Аю-Кая, Теркез, Перчем у Судака и Манджиль-
ский хребет. Самая высокая вершина восточного Крыма гора Козья
(688 м) находится к востоку от Судака. Главная гряда заканчивается
живописной Карадагской группой гор между Щебетовкой и Планер-
ским. Далее к востоку до мыса Ильи протягивается предгорная хол-
мистая гряда Тете-Оба. Самой северной горой в восточной части
Крыма является Агармыш, у подножия которой стоит гор. Старый
Крым.
На склонах Крымских гор начинаются все реки Крымского полу-
острова, причем некоторые из них полностью расположены в их пре-
делах. В связи с этим горный Крым отличается довольно большой
густотой речной сети: на северном склоне Крымских гор она состав-
ляет 0,24 км!км2, а на северо-западном 0,30 км]км2.
По своему местоположению и некоторым гидрологическим осо-
бенностям реки горного Крыма делятся на три группы: южного, север-
ного и северо-западного склонов.
2*
20
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ
Реки южного склона Главной гряды очень короткие. Наиболее
значительными из них являются: р. Хостабаш у Алупки, реки Учан-Су
(Водопадная) и Дерекойка (Быстрая), впадающие в Ялтинский залив,
реки Авунда и Восточный Путамис, впадающие в Гурзуфский залив,
Алуштинская речка или Улу-Узень Западный и р. Демерджи, впадаю-
щие в море у Алушты, р. Улу-Узень Восточный в районе Солнечно-
Рис. 2. Гора Демерджи
Столбчатые формы выветривания верхне-
юрских конгломератов
горска, р. Ускут в районе с. При-
ветное, р. Ворон у с. Морское, Су-
дакская речка в пределах г. Су-
дака, Отузка у пос. Крымское
Приморье близ Карадага.
Главная гряда, сложенная в
верхней части трещиноватыми и за-
карстованными известняками и хо-
рошо увлажняемая, играет роль
важного водосбора рек южной груп-
пы. Однако слагающие эту гряду
пласты пород падают на север и се-
веро-запад, поэтому поверхностный,
а также, очевидно, и глубинный во-
доразделы Крымских гор очень
сдвинуты к югу. Все это определяет
незначительную протяженность рек
в длину, их малые водосборные пло-
щади, маловодность, большие укло-
ны и скорости течения. Местами ре-
ки южной группы образуют водопа-
ды: Учан-Су на одноименной реке,
Головкинского на Алуштинской реч-
ке, Джур-Джур на Улу-Узене Во-
сточном.
Реки южной группы отличают-
ся также незначительной продолжи-
тельностью весеннего половодья. В
условиях теплой и мягкой зимы и
осенью таяние снега и выпадение дождя часто влекут за собой мощ-
ные подъемы уровня рек этой группы.
Реки северных склонов Крымских гор впадают в Азовское море,
точнее в его залив Сиваш. Это Салгир со своими правыми притоками:
Малым Салгиром, Зуей, Бештереком, Бурульчой и Большой Карасу,
Танас, затем Восточный Булганак и Индол. Самой полноводной рекой
Крыма является Салгир.
Реки северо-западных склонов Главной гряды впадают в Черное
море на западном побережье Крыма. Это Западный Булганак, Альма,
Кача, Бельбек, Черная. Все реки в горном Крыму питаются многочис-
ленными источниками, в большинстве своем карстовыми.
Северный и северо-западный склоны Крымского горного поднятия
значительно шире и положе южного. В связи с этим реки здесь имеют
большую длину, более значительные водосборные площади, меньшие
уклоны, менее стремительное течение и более полноводны.
Маломощность снежного покрова, большая поглощаемость талых
вод карстовыми пустотами, переводящими поверхностный сток в под-
земный,— все это обусловливает особенности питания рек Крыма.
Как правило, они относятся к числу рек смешанного питания, но
с преобладанием дождевого, на долю которого приходится 44—52%
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ
21
годового стока. Подземные воды дают 28—36% годового стока, а на
долю снегового питания приходится 13—23% среднегодового стока..
Годовой режим уровней и расходов рек Крыма характеризуется боль-
шой изменчивостью.
Сток наиболее значительных рек зарегулирован: на реках Салгир
у Симферополя, Биюк-Карасу у Белогорска, Альма у с. Почтовое,
Кача у Бахчисарая, Бельбек у с. Счастливое, Черная в Байдарской
котловине и других построены водохранилища. В бассейнах рек гор-
ного Крыма отмечаются селевые паводки. Особенно характерно это
явление для восточной части южного склона Главной гряды, где об-
разуются в устьях балок и речных долин иногда громадные конусы
выноса, чем наносятся большие повреждения и разрушения садам,
виноградникам, табачным плантациям.
Южный берег Крыма — это нижняя, прибрежная, наиболее
пологая часть южного склона Главной гряды от мыса Айя на западе
до Планерского на востоке. Ширина ее от 1—2 до 6—8 км, максималь-
ная высота 400—450 м. Образование крутого южного склона Крым-
ских гор было обусловлено интенсивными поднятиями недавнего гео-
логического времени в области Главной гряды и опусканиями дна
Черного моря. Большое своеобразие рельефу Южного берега Крыма
придают отпрепарированные денудацией интрузивные массивы (скалы
Кучук-Аю у с. Фрунзенское и Кучук-Ламбат между Гурзуфом и Алуш-
той, горные массивы Медведь-гора, или Аю-Даг, у Гурзуфа и Кастель
у Алушты, небольшой горный хребет Пиляки-Хыр у Симеиза и слож-
ная по рельефу горная группа Карадаг).
В самой живописной западной части между Байдарскими ворота-
ми и Алуштой, где расположены Алупка, Ялта, Гурзуф и большая
часть санаториев и курортов, южный берег очень узок. Между Алуш-
той и Судаком горы отходят от моря и вдоль берега тянется широкая
полоса небольших гряд и холмов. Близ Судака скалистые возвышен-
ности вновь приближаются к самому берегу. Восточнее за мысом Ме-
ганом у Карадагского и Коктебельского заливов прибрежная полоса
имеет незначительную ширину, а у подножия Карадага она исчезает
совсем. Коктебельский залив с востока окаймлен узким, вытянутым
в море мысом Киик-Атлама.
Южный берег отличается большой эрозионной расчлененностью,
для его ландшафта характерны многочисленные балки и овраги
(рис. 3), террасированные речные долины и хорошо выраженные в за-
падной половине Южного берега эрозионные амфитеатры (Ялтинский,
Гурзуфский, Алуштинский и др.). Очень типичны для Южного берега
многочисленные известняковые глыбы, загромождающие речные до-
лины и овраги и часто сплошь покрывающие водораздельные про-
странства. Выделяются также отдельные известняковые скалы (Са-
харные Головки в Ласпинском районе, скалы Исары близ Голубого
залива, скалы Форос, Кошка и Дива у Симеиза, Генуэзская в Гурзуфе
и др.), горные массивы (Ласпи, Крестовая у Алупки, Алчак, Сокол и
Орел у Судака) и гребни (гора Могаби, Ай-Тодорский, Массандров-
ский и Никитский гребни). Широко развиты на Южном берегу ополз-
невые процессы, местами встречаются оползневые террасы, бугры и
котловины. Характер берега на всем его протяжении абразионно-бух-
товый с песчано-гравийно-галечными пляжами.
Предгорные гряды окаймляют Главную гряду с севера, про-
тягиваясь примерно на 120 км и достигая ширины 20—30 км. Всего
там выделяются две куэстовых гряды Предгорная и Внешняя (раньше
их именовали Второй и Третьей грядами Крымских гор), отделяю-
щиеся друг от друга и от Главной гряды понижениями, получившими
22
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ
названия продольных долин. Предгорная гряда тянется от Инкермана
на западе до Старого Крыма на востоке. В западной части (у Бахчи-
сарая) гряда достигает высоты 500—590 м, восточнее г.- Симферополя
она слабо выражена, в районе г. Белогорска высота ее снова увеличи-
вается и достигает 739 м (гора Кубалач). Южный, эрозионный склон
Предгорной гряды крутой, сильно расчленен и часто имеет обрыви-
стый характер. /Местами наблюдаются совершенно изолированные эро-
зионные останцы, круто обрывающиеся во все стороны.
Внешняя гряда начинается Сапун-горой у Севастополя и тянется
до Симферополя. Далее она выражена плохо и восточнее постепенно
Рис. 3. Южный берег Крыма
Эрозионные формы рельефа в таврических глинистых сланцах,
у с. Веселое (под Судаком). Фото В. Г. Ена
исчезает совсем. Наибольшей высоты (349 я) гряда достигает в рай-
оне Бахчисарая. Ее южный склон также крутой, а северный полого
наклонен и, постепенно понижаясь, сливается с простирающейся у под-
ножия гор равниной. Ее восточным продолжением служит Парпачский
гребень Керченского полуострова.
Продольные долины, представляющие собой широкие зоны пони-
жений, промытых в рыхлых третичных и меловых глинах и мергелях,
являются плодородными участками, к ним приурочены многие насе-
ленные пункты, сады и важные дороги. Пересекающие их террасиро-
ванные речные долины здесь расширяются, в то время как на участках
прорыва куэстовых гряд они часто имеют каньонообразный характер.
Равнинный Крым представляет собой сравнительно плоскую по-
верхность, постепенно повышающуюся к югу, в сторону Крымских гор.
Здесь выделяются: Западно-Крымская, Восточно-Крымская, Централь-
ная, Тарханкутская и Северо-Крымская равнины.’
Западно-Крымская низменная равнина соответст-
вует в структурном отношении Альминской впадине. Ее граница на
востоке в общем совпадает с водоразделом между реками и балками,
впадающими соответственно в Черное и Азовское моря. Это почти
плоская, слаборасчлененная и слабонаклоненная к морю равнина, про-
резанная неглубокими балками и низовьями рек Бельбек, Кача,
Альма, Западный Булганак. В прибрежной зоне много соляных озер:
Ойбурское, Соленое, Майнакское, Сасык-Сивашское, Сакское, Кизил-
Ярское и ряд более мелких. Самым большим озером Западно-Крым-
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ
23
ской равнины и всего Крыма является озеро Сасык-Сиваш, отделен-
ное от моря песчаной пересыпью в 13 о длиной и до 1 км шириной.
Сакское и Майнакское озера широко известны своими лечебными
грязями. Морской берег в описываемом районе в общем ровный, во-
гнутый, с небольшим изломом у мыса Лукул. К северу от озера Кизыл-
Яр берег аккумулятивный, низкий и пологий, к югу от указанного
озера абразионный, сравнительно высокий и обрывистый.
Восточно-Крымская низменная равнина, соответ-
ствующая в структурном отношении Индольской впадине, ограничена
на западе долиной р. Большая Карасу. Равнина постепенно понижа-
ется на северо-восток по направлению к Сивашу. Ее прорезают до-
вольно длинные балки, берущие начало у северных подножий Крым-
ских гор, а также долины обычно пересыхающих летом рек Салгир,
Биюк-Карасу, Восточный Булганак, Мокрый и Сухой Индол, Чурук-
Су и др. Речные долины неглубокие, со слабо выраженными терраса-
ми, за исключением пойменных, которые хорошо развиты и представ-
ляют собой важные сельскохозяйственные угодья. В береговой полосе
на высоте 1—3 м над уровнем моря развита лиманно-морская терраса
с солонцовыми почвами. Берег Восточного Сиваша низкий, абразион-
но-аккумулятивный, но сильно расчлененный.
Центральная повышенная равнина, соответствующая
в структурном отношении Симферопольскому поднятию, расположена
в центральной части Крымского полуострова. Высота ее постепенно
уменьшается с юга на север, а ровная поверхность осложняется бал-
ками и долинами Салгира и его притоков (Зуя, Бурульча). В долинах
рек хорошо выражены современная пойменная и первая надпоймен-
ная террасы (последняя в долине Салгира достигает 1—2 км ширины).
Первая надпойменная терраса постепенно и почти незаметно перехо-
дит в широкое плоское междуречье. Очень характерны для ландшафта
Центральной равнины могильники и сторожевые курганы.
Тарханк утекая возвышенная равнина на севере
ограничена линией Бакальская коса — с. Роскошное, на востоке —
балкой Чатырлык. На юге ее граница проходит севернее Евпатории.
Рельеф Тарханкутской возвышенной равнины отличается большой
сложностью: на , востоке расположено Восточно-Тарханкутское плато,
достигающее высоты 120—130 м, а в западной части в рельефе выра-
жены сменяющиеся с юга на север четыре гряды, разделенные пони-
жениями. Поверхность равнины сильно расчленена: в понижениях рас-
положены длинные, извилистые и сравнительно пологие балки, более
короткие и крутые овраги прорезают склоны гряд. Неглубокое залега-
ние неогеновых известняков и частые выходы их на дневную поверх-
ность обусловливают довольно широкое развитие карста (карры, по-
норы, блюдца, небольшие гроты и пещеры). Закарстованность извест-
няков различная: в одних местах она проявляется на глубину не-
сколько десятков метров, в других — до 100—120» м, в третьих — закар-
стована вся их толща.
В прибрежной зоне Тарханкутской возвышенной равнины имеется
ряд соляных озер лиманного типа: Джарылгач, Бакальское, Панское,
Лиман и Донузлав (рис. *4). Последнее озеро представляет собой боль-
шой водоем, вытянутый более чем на 30 км в северо-восточном на-
правлении и достигающий глубины свыше 25 м. Берега озера извили-
стые, преимущественно обрывистые.
Берега Тарханкутской возвышенной равнины абразионного типа,
высокие (30—50 м), обрывистые. Механическое и растворяющее дей-
ствие воды обусловило большую расчлененность берегового обрыва,
24
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ
формирование пластовых ступеней с массой различного рода углуб-
лений, ниш, гротов и пещер. На Джангульском участке побережья,
протягивающемся на 5 км к северу от мыса , Кара-Мурун, развиты
оползни (рис. 5, 6). В основании высокого (до 60 лт) берегового об-
рыва залегают сарматские глины, по которым сползают в море выше-
лежащие известняки. Здесь широко развиты оползневые цирки, тер-
расы, бугры, валы выпирания и глыбовые развалы.
Северо-Крымская низменная равнина ограничена
на юге линией Бакальская коса — г. Нижнегорск — устье Салгира.
В структурном отношении она представляет собой Присивашскую впа-
Рис. 4. Северо-восточный берег оз. Донузлав
дину. Это совершенно плоская, постепенно повышающаяся на юг рав-
нина. В геоморфологическом отношении это область плиоценовой и
четвертичной аккумуляции. Отступление Сиваша в связи с поднятием
низменности в современную эпоху привело к образованию террасы вы-
сотой 1,5—2,5 м над уровнем моря, перекрытой лиманно-морскими от-
ложениями. Монотонность низменности несколько нарушают поды
(степные блюдца), сухие долины и балки Самарчик, Чатырлыкская,
Степная, Победная, придающие ей местами слабоволнистый характер.
В долинах сухих речек имеются речные террасы. Сухие речки и круп-
ные балки впадают в узкие заливы Сиваша и Каркинитского залива,
представляющие собой лиманы, т. е. затопленные морем устьевые
части речных долин и балок. Характерным геоморфологическим эле-
ментом прибрежной зоны являются озера лиманного типа, наиболее
крупными и практически важными из них являются озера перекопской
группы (Старое, Красное, Киятское, Керлеутское, Айгульское). Озера
имеют вытянутую с северо-запада на юго-восток форму, берега
их довольно высоки и обрывисты. Морские берега низменности
лиманного типа очень извилистые, невысокие, обрывистые, местами
пологие.
Арабатская стрелка, отделяющая Сиваш от Азовского моря, явля-
ется узкой намывной песчано-ракушечной пересыпью, созданной дея-
тельностью прибоя и морского течения. В южной части ширина ее
около 1 км, высота 4—5 м, севернее стрелка значительно расширяется
и состоит из нескольких соединенных пересыпями бывших островов
высотой до 20—25 м.
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ
25
Лишь в самой южной части равнинного Крыма, прилегающей
к горам, имеется редкая речная сеть, на всей остальной территории
Рис. 5. Джангульское оползневое побережье. Тархан-
кутский полуостров
есть лишь овраги, балки и сухие речки. Вода в них бывает только во
время таяния снега и после ливней. Поэтому для равнинного Крыма
исключительно важное значение имеют ирригационные сооружения,
Рис. 6. Оползневые террасы Джангульского побережья.
Тарханкутский полуостров
в настоящее время там идет строительство Северо-Крымского канала.
В равнинном Крыму находится более пятидесяти соляных озер,
расположенных вблизи побережья.
Керченский полуостров по геоморфологическим особенностям
делится на два района: юго-западный и северо-восточный. Граница
между этими районами проходит по сложенному известняками Парпач-
26
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ
скому гребню, идущему от с. Владиславовна на восток до с. Марфовка
и далее с изгибом на юг к мысу Опук. В орогр-афическом отношении
гребень представляет собой увал с обычно пологим северным и кру-
тым южным склонами, в одних случаях он едва заметен в рельефе,
в других — принимает характер хорошо выраженных холмов или же
довольно высокого, очень расчлененного эрозией уступа.
Юго-западный район представляет собой волнисто-холми-
стую, эрозионно-денудационную низменную равнину. Пологие возвы-
шенности и холмы высотой до 50—80 м (Джау-Тепе, Дюрмень) разде-
лены здесь обычно плоскодонными, нередко обширными понижениями,
Рис. 7. Поверхность грязевой сопки с кратером и све-
жим грязевым потоком
занятыми солончаками. Имеются небольшие понижения просадочного
происхождения — поды, или коли. Району свойственны действующие
грязевые сопки. Крупнейшей из них является Джау-Тепе. Балки неглу-
боко врезанные, пологие, в верховьях нередко сильно разветвленные.
На побережье встречаются четвертичные морские террасы высотой до
20 м над уровнем моря (Чаудинская).
Северо-восточный район представляет собой холмисто-
грядовую равнину со сложным сочетанием антиклинальных котловин,
окруженных скалистыми известняковыми гребнями, и разделяющих их
синклинальных долин. Антиклинальные котловины приурочены к ядрам
антиклиналей, сложенным в большинстве случаев легко размываемыми
глинами. Характерной, довольно распространенной формой рельефа
являются грязевые сопки (рис. 7). Они приурочены обычно к антикли-
налям, достигают местами относительной высоты 30—40 м и имеют
конусообразную форму.
В прибрежной зоне расположено много соляных озер. Наиболее
крупные из них Акташское, Чокракское, Чурубашское, Тобечинское
и др. На обрывистых склонах развиты оползни с хорошо выражен-
ными в рельефе стенками отрыва и оползневыми телами, иногда терра-
сированными. На морском побережье Керченского полуострова выде-
ляются участки обрывистого, абразионного и аккумулятивного низмен-
ного берега с песчано-галечными и песчано-ракушечными пляжами,
косами и пересыпями.
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ
27
КЛИМАТ
Климат Крыма определяется в значительной мере радиационными
условиями и особенностями воздушной циркуляции над полуостровом.
Разнообразный рельеф обусловливает различные условия нагревания
и охлаждения поверхности и соприкасающихся с ней воздушных масс.
Черное море является мощным тепловым регулятором: в осенне-зим-
ний период оно долго сохраняет запас летнего тепла, а весной играет
охлаждающую роль. Сильное смягчающее влияние на климат море
оказывает только в пределах узкой полосы побережья, особенно
южного, находящегося под защитой гор, во внутренних районах полу-
острова это влияние значительно слабее.
Крым — один из самых солнечных районов нашей страны. Если
среднегодовое число часов солнечного сияния в Ленинграде равно 1496,
в Москве 1560, в Кисловодске 2000, то в Крыму оно свыше 2000, до-
стигая на яйлах 2405—2505 часов. Годовая суммарная солнечная радиа-
ция в Крыму колеблется от 112 до 128 клал/см2, тогда как, например,
в Москве она составляет около 90 ккал/см2.
К северу от Крыма часто располагается полоса высокого атмос-
ферного давления, представляющая собой отрог зимой сибирского,
а летом азорского барических максимумов. В связи с этим в Крыму
в течение года преобладают северные и северо-восточные ветры. Зимой
они приносят сухой, охлажденный континентальный воздух, а летом
определяют господство сухой жаркой погоды. Осадки в Крыму связаны
с северо-западными ветрами в весенне-летний период и юго-западны-
ми — в осенне-зимний. Первые приносят из умеренных широт Атланти-
ческого океана теплый и влажный, так называемый морской, полярный
воздух, а вторые — из субтропических широт Атлантики и со Среди-
земного моря очень теплый и влажный морской тропический воздух.
Сила ветров обычно умеренная, но нередко бывают и сильные, а иногда
и очень сильные ветры. Последние особенно характерны для нагорий.
Иногда над Крымом проносятся ветры ураганной силы, ярким приме-
ром чего служит сильный ураган, пронесшийся 14 ноября 1854 года над
Черным морем и Крымом и причинивший большой ущерб осаждавшей
Севастополь англо-французской эскадре.
Из местных ветров в Крыму наблюдаются фены, горно-долинные
ветры и бризы. Фены — теплые и сухие ветры, возникающие вследст-
вие опускания воздуха с гор вниз, к их подножию. Горно-долинные
ветры дуют днем вверх по горным долинам, а ночью — наоборот.
Бризы — ветры побережья, возникающие в результате неравномерного
нагревания суши и моря и дующие днем с моря на сушу, а ночью —
с суши на море.
Влияние моря и гор обусловливает значительное различие темпе-
ратур отдельных частей полуострова. Среднегодовые температуры
Крыма колеблются в широких пределах: 5,7° на яйлах (Ай-Петри), 10°
на крайнем севере (Армянск), 13° на крайнем -юге (Ялта). Средние
температуры января изменяются от —3° в Армянске и —3,8° на Ай-
Петри до 3—8° в Ялте и 4,4° в Мисхоре. Средние температуры июля
составляют 23,4° в центре равнинного Крыма (Клепинино), 15,4° на
Ай-Петри, 23,9° в Ялте и 24,4° в Мисхоре. Длительность периодов
(в днях) со среднесуточной температурой свыше 0°, 5°, 10°.составляет
соответственно: для степных районов 284—320, 229—244 и 179—190;
для яйл 255—259, J92—199 и 129—144; для Южного берега Крыма 1
262—297, 202—209.
1 Устойчивый период со среднесуточной температурой воздуха 0° отсутствует.
28
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ
Среднее годовое количество осадков в разных частях Крыма
весьма различно, например в с. Черноморское оно составляет 310 мм,
а в верховьях Яузлара (левый приток Учан-Су) 1220 мм. На распре-
деление осадков большое влияние оказывают горы. Если в равнинном
Крыму за год выпадает 300—400 мм, на Южном берегу Крыма в рай-
оне Ялты 560 мм, то на западных яйлах выпадает уже более 1000 мм.
Обычно осадки выпадают в виде ливня, наиболее часты ливни с суточ-
ной суммой осадков до 30—50 мм. В среднем за лето проходит до трех
сильных ливней с суточной суммой осадков около 100 мм или не-
сколько более. Очень сильные ливни с суточной суммой осадков свыше
150 мм в горных условиях вызывают катастрофические паводки и
иногда ведут к образованию селей.
Снежный покров характеризуется большой неустойчивостью,
устойчив он ежегодно только на нагорьях. Здесь по данным Ай-Пет-
ринской метеорологической станции среднее число дней со снежным
покровом составляет 104, а средняя мощность снежного покрова 57 см.
Покрывающий склоны гор лес уменьшает испарение выпадающих
осадков, увеличивая тем самым запасы поверхностн&х и подземных
вод. Платообразный характер гребневой поверхности Главной гряды
увеличивает ее водосборную площадь. В связи со всем этим горный
Крым является накопителем влаги и сравнительно богат водой.
Климат отдельных частей Крымского полуострова очень различен.
Горному Крыму присущ особый горный климат, для которого харак-
терна вертикальная поясность. Нижний пояс отличается теплым клима-
том. Зима здесь очень мягкая на южном склоне гор и мягкая на север-
ном. Среднему поясу свойствен теплый, но недостаточно влажный
климат с мягкой зимой на южном склоне и умеренно мягкой на север-
ном. Климат верхнего пояса умеренно теплый, влажный. Климат яйлин-
ских нагорий прохладный, влажный с туманами, сильным гололедом и
метелями зимой.
Наиболее теплым климатом отличается Южный берег Крыма, за-
щищенный горами от идущих с севера холодных воздушных масс. За-
падная часть южного берега (к западу от Алушты) имеет климат
средиземноморского типа. Зима здесь теплая и влажная. Средняя тем-
пература февраля в Алуште 2,4°, Ялте 3,5° и Мисхоре 4,1°. Снежный
покров существует лишь в отдельные дни. Растительность не перестает
вегетировать и зимой. Лето жаркое и сухое. Средняя температура
самого жаркого месяца для тех же пунктов составляет соответственно:
23,5°, 23,9°, 25°. Годовое количество осадков 400—700 мм. Климат во-
сточной части Южного берега характеризуется очень мягкой зимой и
жарким летом. Средняя температура февраля в Судаке 1,9°, на Кара-
даге 1,5°. Средняя температура самого жаркого месяца для тех же
пунктов соответственно: 23°, 23,2°, годовое количество осадков 300—
400 мм.
Климат равнинного Крыма умеренно жаркий, засушливый. Зима
умеренно мягкая, лето жаркое. Средние месячные температуры самого
жаркого месяца составляют в общем 23—24°, самого холодного
месяца — от 0,5° на крайнем западе (мыс Тарханкут) до —2° и —3°
в Присивашье.
ПОЧВЕННО-РАСТИТЕЛЬНЫЙ ПОКРОВ
Крым отличается большим разнообразием почв и растительности,
что находится в прямой зависимости от особенностей геологического
строения, разнообразия материнских пород, рельефа и климата. Харак-
терной особенностью распределения почвенно-растительного покрова
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ
29
горного Крыма является существование вертикальной поясности.
На Южном берегу развиты коричневые и отчасти бурые лесные почвы.
Коричневые почвы распространены под сухими разреженными лесами и
кустарниками и формируются на глинистых сланцах таврической серии
и красноцветных продуктах выветривания известняков, бурые лесные—
характерны для менее сухих мест.
Растительность Южного берега отличается ксерофитным характе-
ром, насыщенностью средиземноморскими формами и множеством
пришлых культурных форм. Наиболее распространенными являются
формации леса, кустарниковых зарослей и зарослей сухолюбивых трав
и полукустарничков. Леса низкорослые и образованы пушистым дубом,
древовидным можжевельником, дикой фисташкой, крымской сосной,
грабинником, земляничником. Кустарниковые заросли, являющиеся ана-
логом восточносредиземноморского шибляка, состоят из кустарниковых
форм пушистого дуба, грабинника, держи-дерева, скумпии, сумаха,
лохолистной груши, кизила, иглицы, ладанника и др. Открытые, сухие
и каменистые участки покрыты сухолюбивыми травами и полукустар-
ничками — крымским аналогом восточносредиземноморской фриганы.
В парках произрастают кипарисы, кедры, ели, сосны, секвойи, пихты,
лавры, магнолии, пальмы, пробковые дубы, платаны, ленкоранские
акации.
Характерным элементом ландшафта Южного берега являются
также виноградники, сады и табачные плантации.
Орографические и климатические различия отдельных частей Глав-
ной гряды обусловливают разнообразие их почвенно-растительного по-
крова. Западной части гряды свойственны бурые горно-лесные почвы,
горно-коричневые почвы сухих лесов и кустарников и аллювиально-
луговые почвы речных долин и балок. В связи с низкогорным рельефом
и большой его раздробленностью вертикальная поясность почвенно-
растительного покрова выражена здесь слабо. Преобладают леса, со-
стоящие из пушистого дуба, древовидного можжевельника, дикой
фисташки (кевовое дерево) с подлеском из грабинника, кизила, держи-
дерева и терна. На каменистых почвах и скалистых участках произра-
стают низкорослые можжевеловые леса. Выше по склонам растут более
высокоствольные смешанные лиственные леса из бука, дуба, граба,
ясеня. Много дикого винограда и плюща. Долинам и котловинам свой-
ственна травянистая лугово-степная растительность. В большей степени
котловины освоены под поля, виноградники, сады, табачные плантации.
Склоны средней части Главной гряды заняты бурыми горно-лес-
ными почвами и их оподзоленными разновидностями. Здесь довольно
хорошо выражена вертикальная растительная поясность.
Нижняя часть северного склона Главной гряды занята низкостволь-
ным порослевым дубовым лесом, сильно изрежена. Лес образован глав-
ным образом пушистым и скальным дубом и отчасти черешчатым
дубом. В подлеске кизил и грабинник. Изредка встречаются неболь-
шие участи соснового, дубово-соснового и можжевелового леса. Откры-
тые участки склона заняты лесной и отчасти проникшей уже сюда степ-
ной травянистой растительностью (силер, купена, мятлик лесной,
ясменник пахучий, ковыль, типчак, житняк и др.). Выше по склону (до
600 м) растет высокоствольный дубовый лес с примесью ясеня, клена
полевого, осины, крупноплодной рябины. В подлеске грабинник, кизил,
лещина, крушина, боярышник, скумпия. Еще выше (от 600 до 1000 м)
господствует высокоствольный буковый лес с примесью граба, встреча-
ются редкие участки крымской сосны, а на склонах южной экспозиции
рощи древовидного можжевельника и единичные тиссы. На высотах
30
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ
свыше 1000 м растет уже низкорослый буковый лес с редкими участ-
ками сосны обыкновенной.
.На южном склоне Главной гряды выше сухих лесов и кустарников
Южного берега на высоте от 400 до 800—1000 м находится лес из
крымской сосны. В качестве примеси встречаются пушистый дуб и дре-
вовидный и кустарниковый можжевельник. К востоку от Гурзуфа рас-
пространение крымской сосны носит уже островной характер, а к вос-
току от Алушты встречаются лишь отдельные экземпляры этого дерева.
Сосновые леса сменяются здесь лесами из пушистого дуба, грабинника,
древовидного можжевельника, дикой фисташки и кизила. Выше 1000 м
растет лес из бука, сосны обыкновенной и отчасти крымской, дуба,
клена, липы, граба.
Яйлы, как правило, безлесны и покрыты травянистой лугово-степной
растительностью на горных черноземах и горно-луговых черноземовид-
ных почвах. Восточной части Главной гряды свойственны низкостволь-
ное редколесье из дуба, бука, ясеня, граба и кустарниковые заросли
кизила, боярышника, держи-дерева, скумпии на бурых горно-лесных
почвах и остепненных разновидностях горных коричневых почв.
Предгорье занято лесостепью с мозаичным чередованием без-
лесных (степных) и лесных участков. Почвы карбонатные черноземы,
щебенистые дерново-карбонатные и коричневые. Безлесным участкам
свойственна травянистая злаково-разнотравная растительность: ковыль,
типчак, житняк, пырей, шафран, адонис или горицвет весенний, шал-
фей, пеон, тысячелистник, бессмертник и др. Они большей частью рас-
паханы и освоены под поля, виноградники, табачные плантации и план-
тации эфиро-масличных растений. В долинах рек распространены сады
и виноградники. Лесные участки состоят из низкорослых деревьев,
лесокустарников (дуб пушистый, скальный и черешчатый, клен поле-
вой, ясень, карагач, орешник и кизил). Из кустарников распространены
скумпия, боярышник, терновник, шиповник, крушина и др.
В центральной части равнинного Крыма ив северо-восточ-
ной части Керченского полуострова распространены тяжелосуглини-
стые и глинистые южные черноземы. Эти почвы сформировались на
лёссовидных породах под разреженной злаковой растительностью и со-
держат мало гумуса (3—4%). Благодаря особенностям своего механи-
ческого состава южные черноземы во время дождя заплывают, а при
высыхании покрываются коркой, однако, несмотря на это, они все же
являются лучшими почвами равнинного Крыма. При правильной агро-
технике южные черноземы могут обеспечить хорошие урожаи зерновых
и технических культур, винограда. Южной, прилегающей к горам части
равнинного Крыма и отчасти северо-восточному району Керченского
полуострова свойственны слабогумусированные карбонатные черно-
земы.
Пояс южных черноземов к северу постепенно сменяется поясом
тяжелосуглинистых темнокаштановых и каштановых солонцеватых
почв, образовавшихся в условиях высокого стояния засоленных грун-
товых вод на лёссовидных породах. Содержание гумуса в этих почвах
всего 2,5—3%. Почвы каштанового типа характерны также для юго-
западного района Керченского полуострова, где они сформировались
на соленосных майкопских глинах. При соблюдении надлежащей агро-
техники каштановые почвы могут обеспечить довольно высокие урожаи
различных сельскохозяйственных культур.
На низменном побережье Сиваша и Каркинитского залива, где
грунтовые воды залегают очень близко к поверхности и сильно засо-
лены, развиты солонцы и солончаки. Подобные почвы встречаются
также и в юго-западном районе Керченского полуострова.
ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ
31
Естественный растительный покров равнинного Крыма представлял
собой типичную степь. В травостое основной фон составляли дерновин-
ные злаки: различные перистые ковыли, ковыль-волосатик (тырса),
типчак (или степная овсяница), тонконог, степная келерия (или кипец),
житняки. Разнотравье было представлено шалфеем (поникшим и эфиоп-
ским), кермеком (татарским и сарептским), люцерной желтой, гори-
цветом весенним, катраном степным, тысячелистником и др. Характер-
ным элементом являлись растения короткого весеннего периода веге-
тации— эфемеры (однолетние виды костров, ячмени заячий и мыши-
ный и др.) и эфемероиды (тюльпаны, степные ирисы и др.).
Значительные пространства были заняты так называемой опусты-
ненной степью на почвах каштанового типа. Наряду с преобладающими
злаками (типчаком, житняком, тырсой и др.) там была очень распро-
странена в результате усиленного выпаса крымская полынь. Довольно
характерны были также эфемеры и эфемероиды.
На каменисто-щебнистых склонах гряд и холмов Тарханкутского
и Керченского полуостровов размещается петрофитная (каменистая)
степь. Здесь наряду со злаками (ковылями, типчаком, житняком и др.)
распространены ксерофитные полукустарники (полыни, дубровники,
тимьяны). Встречаются кустарниковые заросли шиповника, боярыш-
ника, терна и др.
На засоленных почвах побережья Каркинитского залива, Сиваша
и юго-западной части Керченского полуострова распространена солон-
чаковая растительность (сарсазан, солерос, сведа). На более сухих и
менее засоленных почвах там произрастают злаки (волоснец, бескиль-
ница, прибрежница).
В настоящее время крымская степь утратила свой естественный
облик. Она почти сплошь распахана и занята полями пшеницы, куку-
рузы, разных овощей, а также виноградниками и садами. В последнее
время все большее распространение в Крыму получает рис. Характер-
ным элементом культурного ландшафта равнинного Крыма являются
полезащитные лесные полосы из белой акации, береста, ясеневидного
клена, ясеня и абрикоса.
Глава HI
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
И ИСТОРИИ КРЫМА И ЧЕРНОГО МОРЯ
ТЕКТОНИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ КРЫМСКОГО ПОЛУОСТРОВА
Крымский полуостров имеет очень сложное геологическое строе-
ние, что обусловлено его своеобразным тектоническим положением.
Горная его часть вместе с Керченским полуостровом входит в со-
став Альпийской геосинклинальной складчатой области, которая в виде
широкого пояса протягивается через всю южную часть Европы, охва-
тывая берега Средиземного и Черного морей, и затем уходит в Южную
Азию.
Эта часть Крыма представляет одно из больших антиклинальных
поднятий (мегантиклинориев), которые вытянуты вдоль границы этой
геосинклинальной области с прилегающей к ней с севера платформой.
Подобными же окраинными антиклинальными поднятиями являются
Большой Кавказ, Балканский хребет, Восточные Карпаты и др. (рис. 8).
Равнинный Крым является своеобразной платформенной областью,
отделяющей альпийские сооружения от докембрийской Восточно-Евро-
пейской платформы, к которой относится материковая часть Украины.
От древней платформы эта область отличается более молодым палео-
зойским складчатым фундаментом. Фундамент здесь находится очень
глубоко, а покрывающие его мезозойские и кайнозойские отложения
образуют две системы пологих впадин, разделенных вытянутым ши-
ротно вилообразным Тарханкутско-Новоселовским поднятием. Сходное
строение имеют равнинная часть Северного Кавказа, а также западное
побережье Черного моря, где выделяются возвышенность Добруджи и
Нижне-Дунайская низменность. Таким образом, равнинный Крым от-
носится к участку Скифской плиты с палеозойским складчатым основа-
нием, который окаймляет с юга древнюю Восточно-Европейскую плат-
форму. Эта плита охватывает также и примыкающие к Крыму мелко-
водные участки дна северо-западной части Черного и всего Азовского
морей.
С юга горный Крым ограничен глубокой впадиной Черного моря.
Эта котловина представляет собой совершенно особую тектоническую
структуру, где земная кора лишена гранитного слоя и, следовательно;
близка по строению к океаническим впадинам.
Таким образом, на сравнительно небольшой площади Крымского
полуострова происходит сочленение тектонических областей, совер-
шенно различных по своему строению и истории развития. По существу,
здесь можно выделить почти все главные типы структур земной коры:
край древней Восточно-Европейской платформы, участок эпипалеозой-
скон Скифской плиты, полосу Альпийской складчатой системы, пред-
ставленной Крымским мегантиклинорием с окаймляющим его Индоло-
Кубанским краевым прогибом, и, наконец, край глубоководной впадины
Черного моря со строением, типичным для впадин внутренних морей,
близких по своей природе к океаническим.
Зак. 911
Рис. 8. Тектоническая схема области, окружающей Черное море
1 — выступы фундамента древней Восточно-Европейской платформы; 2 — части Восточно-Европейской платформы под осадочным чехлом; 3 — мезозойские грабены по
окраине древней платформы, под более молодым осадочным чехлом; 4 — Скифская эпипалеозойская платформа и срединные (массивы (выступы фундамента) в Альпий-
ской системе; 5 — Скифская плита — участки поднятия фундамента; 6 — Скифская плита — участки глубокого залегания фундамента; 7 — краевые прогибы Альпийской
складчатой системы; 8 — межгорные впадины; 9 — ядра антиклинориев Альпийской складчатой системы с выходами палеозойского основания; 10 — то же, но сложенные
мезозойскими породами; 11—крылья антиклинориев; 12—главнейшие синклинории Альпийской системы; 13—материковый склон, ограничивающий Черноморскую глу-
боководную котловину: жирные линии — подводные долины (каньоны); 14 — контуры области Черноморской котловины с земной корой, лишенной гранитного слоя
(по Ю. ,П. |Непрочнову); 15 — изобаты, в м; /6 —изолинии мощностей осадочного слоя, в км; /7 — разрывные нарушения; 18 — разрывные нарушения, установленные
по геофизическим данным
Цифры на карте: I — Качинский антиклинорий; II — Южнобережный антиклинорий; III — Туакский антиклинорий; IV — фго-Западный синклинорий; V — ВосточнО-Крым-
ский синклинорий; VI — Судакский синклинорий; VII—крыло мегантиклинория горного Крыма; VIII — переклинальные замыкания мегантиклинория в пределах
Керченского полуострова; IX—Симферопольское поднятие; X — Новоселовское поднятие; XI — Альминская впадина; XII — Тарханкутский вал; XIII — Сивашская впа-
дина; XIV — Новоцарицынское поднятие; XV — Азовский грабен; XVI — Каркинитский грабен; XVII—Пандаклийский грабен; XVIII —грабец 'Бабадата; XIX — грабен
Мейданкой
34
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
ГОРНОГО КРЫМА И КЕРЧЕНСКОГО ПОЛУОСТРОВА
Горный Крым является частью крупной антиклинальной струк-
туры, южное крыло которой и часть ядра ныне погружены под уровень
Черного моря.
Мегантиклинорий имеет в плане несколько изогнутую форму: на
западе простирания слагающих его структур имеют восток-северо-во-
сточные направления, затем становятся северо-восточными, а в восточ-
ной части Крымских гор принимают почти широтное направление.
Главная гряда горного Крыма составляет ядро антиклинальной струк-
туры, которое в его сохранившейся части сложено верхнетриасовыми —
нижнеюрскими (таврическая серия), средне- и верхнеюрскими и ниж-
немеловыми отложениями. В строении северного крыла принимают уча-
стие верхнемеловые, палеогеновые и неогеновые породы.
Южная часть ядра мегантиклинория и почти все южное его крыло
не сохранились: они опущены на дно Черного моря. Также погружена
под уровень моря и юго-западная оконечность. И только рельеф мор-
ского дна в части, прилегающей к берегам Крыма, позволяет пробле-
матично наметить здесь юго-западное ограничение сооружения горного
Крыма. Восточная оконечность мегантиклинория, сложенного юрскими
и меловыми породами, уходит под уровень моря южнее Феодосии. Но
периклинальное замыкание слоев, сложенных палеогеном, в восточной
оконечности антиклинория располагается в пределах юго-западной
равнины Керченского полуострова. Последний расположен в области
погружения осевой части антиклинальной структуры горного Крыма.
Мелкие складки, сложенные олигоценовыми и неогеновыми породами,
вытянуты широтно в северной части Керченского полуострова и на-
правлены на северо-восток в крайней юго-восточной его части. Их про-
должением служат складки Таманского полуострова. Вместе они обра-
зуют систему плиоценовых складок на периферии Крымского антикли-
нального сооружения, причем складки юго-восточной части Керченского
полуострова отйосятся уже к южному крылу антиклинория.
В строении Главной гряды Крымских гор и прилегающей к ней
части предгорий, которые вместе составляют внутреннее мезозойское
ядро антиклинального сооружения горного Крыма, можно выделить
ряд более мелких структурных элементов. Среди них первостепенными
являются обширные антиклинальные поднятия, сложенные породами
таврической серии и средней юры, и синклинальные прогибы, выпол-
ненные верхнеюрскими и отчасти нижнемеловыми отложениями. Струк-
туры эти имеют сложное строение и нарушены более мелкими склад-
ками и разломами. Особенно сложно строение ядер антиклиналей,
состоящих из пород таврической серии. В антиклинальных поднятиях
смятые таврические породы выступают на поверхность, в синклиналь-
ных складках они опущены и перекрыты средней и верхней юрой и
нижним мелом. Залегание верхнеюрских известняков в центральных
частях синклинальных структур нередко близко к почти горизонталь-,
ному, но на юге слои вздернуты и имеют крутое падение. Из-за нали-
чия мелких разломов и в отдельных случаях сильных нарушений кар-
тина их залегания бывает иногда сильно затушевана и осложнена. По-
роды таврической серии и средней юры, выступающие в ядрах анти-
клинальных структур, всегда смяты в мелкие и сложно построенные
складки, резко отличающиеся по строению и величине от структур, сло-
женных верхнеюрскими породами, которые отделены от них несогла-
сием и размывом.
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
35
В строении горного Крыма можно выделить как бы два структур-
ных этажа. Таврическая серия вместе с породами средней юры обра-
зует систему сильно сжатых и осложненных надвигами складок ниж-
него структурного этажа. На поверхности этих размытых складок зале-
гают верхнеюрские и нижнемеловые породы, образующие более просто
построенные и более крупные складчатые структуры. Это породы вто-
рого, верхнего структурного этажа. При этом они слагают только син-
клинальные формы, а в ядрах широких антиклинальных поднятий
между ними выступают породы нижнего структурного этажа.
Крупных синклинальных структур, сложенных верхнеюрскими и
отчасти нижнемеловыми породами, выделяется три. Это два крупных
синклинория юго-западной (см. рис. 8) и восточной частей горного
Крыма и Судакский синклинорий. Верхнеюрские известняки, участвую-
щие в строении Юго-Западного синклинория, слагают нагорья Бабу-
ган, Никитское и Ай-Петринское и всю гряду вплоть до Балаклавы и
мыса Айя. Известняки верхней юры Восточного синклинория слагают
горы Демерджи, Чатырдаг и Караби. Далее на восток известняки
кимериджа — титона замещаются мощной толщей глинистого флиша.
Судакский синклинорий расположен в восточной части Крыма,
близ побережья, протягиваясь от Судака на восток через хребет Манд-
жил к Карадагу. Этот синклинорий характеризуется наличием мощной
толщи флишеподобных глинистых пород и конгломератов, сопровож-
даемых массивами рифовых известняков. Они относятся по возрасту
к средней и верхней юре до середины титона и достигают 5—8 км мощ-
ности. Складки, осложняющие его строение, опрокинуты к югу и, таким
образом, синклинорий в целом принадлежит к неуцелевшему в других
районах южному крылу Крымского горного сооружения.
Синклинальные структуры разделены четырьмя крупными антикли-
нальными поднятиями, в ядрах которых выходят породы нижнего
структурного этажа. Самым большим из них является Качинское под-
нятие, расположенное в верховьях рек Качи и Альмы и вытянутое
в северо-восточном направлении. Оно ограничивает с севера Юго-За-
падный синклинорий, а с запада — окончание Восточного синклинория.
Это поднятие прослеживается до долины Салгира у Симферополя.
К юго-западу от него располагается обособленное Балаклавское под
нятие, которое располагается на его продолжении. Третье поднятие
нижнего структурного этажа протягивается вдоль Южного берега
Крыма от Фороса до Ялты. Наконец, четвертое — Туакское или Алуш-
тинское— простирается вдоль моря от Гурзуфа и Алушты до
восточной оконечности Крымских гор. Оно имеет очень сложное строе-
ние, в восточной части постепенно погружается и осложнено целой
системой Судакско-Карадагских складок, В строении последних прини-
мают участие, кроме таврических и среднеюрских, также верхнеюрские
породы, частью келловейские, а главным образом оксфордские, пред-
ставленные фациями песчаников, конгломератов, мелководных извест-
няков,-рифовых известняков. Мощности верхнеюрских пород в сумме
до 2—3 км. В восточной оконечности поднятия вдоль системы крупных
разломов развиты мощные толщи эффузивов средней юры и келловея,
слагающие Карадагскую горную группу.
Все описанные структурные элементы внутренней части Крымского
горного сооружения перекрыты несогласно залегающей толщей сред-
него — верхнего альба, верхнего мела, а затем палеогена и неогена.
Эти отложения образуют северо-западное и северное крылья Крым-
ского мегантиклинория и слагают область его периклинального замы-
кания (Керченский полуостров). Лишь в восточной оконечности Крым-
ских гор, в окрестностях Феодосии, и на юго-западной равнине Кер-
з*
36
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
ченского полуострова верхний Мел и палеоген участвуют в строении более
внутренней части мегантиклинория, но уже в области его погружения.
Северо-западное и северное крылья антиклинального сооружения
горного Крыма в орографическом отношении соответствуют предгорным
грядам на участках между Севастополем и Симферополем и Симферо-
полем и Феодосией. Их слагает комплекс пород от верхнего альба до
плиоцена, залегающий с общим наклоном к северо-западу, запад-севе-
ро-западу и северу с углами падения от 20 до 3—4°. Лишь местами
моноклиналь осложнена пологими складками и небольшими попереч-
ными изгибами, а также поперечными сбросами. Углы наклона в ней
уменьшаются, как правило, от более древних горизонтов к более моло-
дым, и между ними можно наблюдать целый ряд заметных угловых не-
согласий.
Большую роль в строении горного Крыма играют крупные сбросы
и крутые надвиги. Один из наиболее крупных сбросов ограничивает
с юго-востока Качинское антиклинальное поднятие, отделяя его от от-
носительно опущенного Юго-Западного синклинория (амплитуда сброса
до 1 км), другой ограничивает с юга Туакское поднятие, структуры
которого несколько надвинуты по этому разлому на Судакский синкли-
норий. Значительные и многочисленные поперечные разломы секут
структуру Восточного синклинория и северного крыла Крымского мег-
антиклинория в районе Феодосии и Старого Крыма, образуя целую
систему ступеней. Такие же разломы осложняют структуры южной
части Качинского поднятия и северной части -Туакского (район Де-
мерджи, Салгира). Наконец, большой разлом ограничивает, видимо,
Качинское поднятие с северо-запада.
Можно предполагать, что наиболее длинные широтно вытянутые
узкие антиклинали Керченского полуострова (Чистопольская, Слюса-
ревская и др.), сложенные в ядрах майкопской серией (олигоцен —
нижний миоцен), а на крыльях породами среднего и верхнего миоцена,
тоже образовались вдоль скрытых глубоких разломов.
Как уже указывалось, мегантиклинорий горного Крыма располо-
жен в окраинной зоне Альпийской системы подобно мегантиклинорию
Большого Кавказа, Старой Планины (Балканского хребта), Восточных
Карпат и др. Однако, находясь в этой цепи, он представляет ее совер-
шенно самостоятельное звено. От мегантиклинория Кавказа, с которым
он тесно связан историей развития (см. ниже), он отделен поперечным
прогибом, ось которого проходит через Кизилташский лиман южнее
Таманского полуострова и ориентирована в юго-западном направле-
нии. При этом мегантиклинорий Крыма, замыкающийся на востоке
Керченского полуострова, и мегантиклинорий Кавказа, погружаю-
щийся к северо-западу в районе Анапы, расположены по отношению
друг к другу кулисообразно.
Поперечный периклинальный прогиб между погружениями обоих
мегантиклинориев выражен глубоким опусканием мезозойских и палео-
геновых пород и наличием мощной толщи, ‘сложенной майкопской
серией, миоценовыми и плиоценовыми отложениями, образующими здесь
несколько рядов Керченско-Таманских складок. Вероятно, расположе-
ние этих складок обусловлено системой глубинных разломов.
Перед областью восточного погружения мегантиклинория Крыма и
западного погружения Кавказа, а также перед областью разделяю-
щего их поперечного прогиба расположен Индоло-Кубанский краевой
прогиб, большей своей частью наложенный на Скифскую плиту. Как и
все прогибы этого рода, он асимметричен и в южной части осложнен
складками, к числу которых относятся складки на севере Керченского
и Таманского полуостровов. Наиболее глубокая часть Индоло-Кубан-
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
37
ского прогиба находится как раз Напротив самой глубокой части по-
перечной депрессии, разделяющей Крымское и Кавказское антикли-
нальные сооружения.
Соотношение мегантиклинория горного Крыма с Балканским менее
ясно, так как западная оконечность первого срезана Черным морем и
неизвестно даже, насколько далеко он продолжался дальше. Скорее
всего, эти два мегантиклинория расположены также кулисообразно
и были разделены поперечным прогибом; конечно, они не представляют
непосредственного продолжения один другого, а являются самостоя-
тельными звеньями единой цепи (Муратов, 1949, 1960 и др.).
Следует отметить, что перед западной оконечностью Крымского
мегантиклинория и восточной оконечностью Балканского отсутствует
типичный неогеновый краевой прогиб, подобный Индоло-Кубанскому<
Алминская впадина в Крыму и Варненская на Балканском побережье
не заполнены мощной толщей неогеновых отложений, которые явля-
ются обязательной принадлежностью альпийских краевых прогибов и
потому не могут быть отнесены к числу последних. Отсутствие мощных
неогеновых осадков, вероятно, указывает на то, что здесь не было того
горного поднятия, перед которым всегда возникают краевые прогибы,
и, следовательно', вероятно, что уже в начале неогена существовала за-
падная часть Черноморской впадины.
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ СКИФСКОЙ ПЛИТЫ И ДОБРУДЖИ
Скифская плита представляет собой относительно узкий участок
эпигерцинской платформы, вытянутый вдоль южного края Восточно-
Европейской докембрийской платформы. Восточная часть плиты охва-
тывает равнинную площадь Северного Кавказа, а западная — равнин-
ный Крым и большую часть Азовского моря. К западу от берегов
Крыма к ней относится дно северо-западного залива Черного моря.
Дальнейшим ее продолжением являются массив Добруджи и Мизий-
ская плита, к которым относится Нижнедунайская впадина и Северо-
болгарское поднятие. Кроме того, по-видимому, очень узкой полосой
Скифская плита протягивается вдоль Восточных Карпат, отделяя их от
платформы, но здесь палеозойское основание плиты глубоко погружено
под Предкарпатский неогеновый краевой прогиб.
Скифская плита как участок эпигерцинской платформы, обособ-
ленный от докембрийской платформы и Альпийской геосинклинальной
области, была выделена сравнительно недавно на основе данных глу-
бокого бурения на Северном Кавказе и в равнинном Крыму, согласно
которым под осадочным мезозойским и кайнозойским чехлом залегают
складчатые палеозойские породы, служащие основанием плиты.
В строении осадочного чехла плиты участвуют триасовые, юрские,
меловые, палеогеновые, неогеновые и четвертичные отложения.
Несмотря на небольшую ширину, Скифская плита имеет сложное
строение и расчленяется на ряд крупных поднятий и впадин, которые
осложнены более мелкими грабенами, валами, куполами и другими
структурами. Со многими из них связаны крупные месторождения
нефти и газа или их проявления.
Многочисленные буровые скважины, пройденные при разведке и
изучении нефтяных и газовых месторождений, позволяют составить не-
которое представление о строении складчатого основания плиты. В рав-
нинной части Крыма, наряду с каменноугольными породами и извест-
няками перми, вскрыты более древние кристаллические сланцы. В пре-
делах Северного Кавказа, к югу от Азовского выступа кристаллине-
38
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
ского основания Восточно-Европейской платформы, скважины вскры-
вают слабо метаморфизованные глинистые сланцы и песчаники ниж-
него, среднего и верхнего карбона и перми, а также девонские породы.
Эти отложения образуют систему складок северо-западного простира-
ния и прорваны интрузиями гранитоидов и основных пород верхнепа-
леозойского возраста. В Добрудже, где палеозойские породы складча-
того основания плиты выступают на поверхность, хорошо прослежива-
ется весь разрез, начиная с зеленых сланцев (граувакки и филлиты) и
слюдяных сланцев верхнего докембрия, филлито-кварцитовой серии
кембрия и ордовика, глинистых сланцев и известняков силура, извест-
няков, песчаников и глинистых сланцев с богатой фауной нижнего
девона и кончая карапелитовой серией конгломератов, граувакковых
песчаников и филлитов нижнего карбона, возможно, частично и верхне-
палеозойского возраста.
Платформенные структуры чехла Скифской плиты по возрасту и
по строению разделяются на два типа. К первому относятся узкие гра-
бенообразные впадины и грабены, заполненные триасовыми и юрскими
отложениями, образующими нижний платформенный этаж, ко вто-
рому — более плоские и обширные депрессии, горстовые и сводовые
поднятия и валы. Они сложены породами мела (в большинстве слу-
чаев начиная с апта-альба), палеогена и неогена. Значительные по
площади участки Скифской плиты заняты глубокими альпийскими
краевыми прогибами. Они образовались в неогене, заполнены неогено-
выми отложениями и наложились на край Скифской плиты вдоль Кав-
каза, Крыма и Карпат. Это Индоло-Кубанский, Терско-Каспийский и
Предкарпатский прогибы.
Наиболее крупная система грабенообразных впадин располага-
ется вдоль северного края Скифской плиты, по ее границе с Восточно-
Европейской платформой. Лучше всего изученной из них является Пан-
даклийская впадина (или Преддобруджинский прогиб), заполненная
мощной толщей юрских и, возможно, триасовых отложений. Юрские
глинистые толщи начинаются лейасом и заканчиваются карбонатными
породами Оксфорда и кимериджа, а также гипсоносными образова-
ниями титона. Прогиб, представляющий собой грабен, был выявлен
в 1948 г. при глубоком бурении, он вытянут в северо-западном направ-
лении и ограничен с юго-запада (вдоль Добруджи) и с северо-востока
(вдоль Восточно-Европейской платформы) системами сбросовых сту-
пеней. С поверхности прогиб никак не выражен, так как перекрыт мело-
выми и палеоген-неогеновыми породами- верхнего платформенного
этажа. На северо-западе он скрывается под Предкарпатским прогибом,
на юго-востоке уходит под дно Черного моря. На продолжении про-
гиба под дном моря, по данным сейсмического зондирования (Чирвин-
ская и Гуревич, 1959), намечается еще ряд подобных же грабенов —
Каркинитский, Сивашский, Северо-Азовский. Эти грабены еще точно не
оконтурены и на тектонической карте показаны условно. Следующий
грабен в этой системе, по-видимому, расположен на восточном по-
бережье Азовского моря, к югу от Азовского выступа докембрийского
фундамента древней платформы, южнее Ейска. Здесь скважиной на
глубине около 2650 м вскрыты круто залегающие отложения триаса
с фауной норийского яруса и среднеюрские эффузивы (Егоян, Ерма-
ков, Кийко, 1961). По-видимому, они связаны с грабенообразной впа-
диной в палеозойском фундаменте, вытянутой в северо-западном на-
правлении.
Подобные же нарушения выявляются в последнее время и в более
южной части Скифской плиты, в частности, в пределах равнинного
Крыма. К югу от Тарханкутско-Новоселовского поднятия, близ Евпа-
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
39
тории, широко вытянут узкий Калиновский прогиб (Лычагин, 1958),
скорее всего, грабен, заполненный среднеюрскими отложениями. Веро-
ятно, его восточное продолжение разделяет Симферопольское и Тар-
ханкутско-Новоселовское поднятия. Второй, узкий длинный Донузлав-
ско-Войковский грабен (Каменецкий, 1963) расположен внутри самого
Тарханкутско-Новоселовского поднятия и тоже имеет широтное про-
стирание.
Западнее Крыма грабенообразная впадина, выполненная триасо-
выми отложениями, хорошо выражена в Добрудже. Массив Добруджи
в целом представляет собой сильно поднятый крупный участок палео-
зойского складчатого основания эпипалеозойской платформы, ограни-
ченный разломами, и может рассматриваться как большой горст. Он
расчленен разломами на ряд глыб меньшего масштаба. Тектоника
Добруджи представляет интерес для понимания строения Крыма и
потому ее необходимо вкратце осветить, пользуясь данными обзора
геологии Добруджи В. Яновича, Д. Джюшке, В. Мутихака, О. Мирэуце
и М. Кириака (1961).
Среди крупных блоков, на которые разбит массив Добруджи
(рис. 9), выделяется три поднятых горста: самый большой — Южная
Добруджа и два меньших — горы Мэчин на северо-западе в излучине
Дуная и Тульча, на северо-востоке между Бабадагом и дельтой Дуная.
Первый из них сложен в своей основе из зеленых сланцев верх-
него докембрия. Гранитные интрузии здесь отсутствуют. Основание
второго горста — гор Мэчин, — выступающее на поверхность, представ-
ляет собой участок палеозойской складчатой системы, в строении кото-
рой участвует весь разрез — от сланцев докембрия и пород кембрия —
ордовика до карапелитовой серии карбона. Здесь много палеозойских
гранитных интрузий. Фундамент третьего блока — Тульчи — вскрыт
только на отдельных участках и представлен филлито-кварцитовой
серией нижнего палеозоя, прикрытой чехлом средне- и верхнетриасовых
и лейасовых отложений.
Между этими горстами расположено два смежных грабена. Один
из них, Мейданкойский, имеет север-северо-западное простирание и
вытянут вдоль гор Мэчин от Дуная и Исакчи до р. Тайцы, у впадения
ее в озеро Бабадаг. Этот грабен, в середине которого находится
с. Мейданкой, заполнен триасовыми отложениями. Он имеет, видимо,
очень сложное строение. На западе вдоль гор Мэчин он ограничен
разломами-взбросами, вдоль которых от с, Мейданкой до горы Консул
тянется полоса кварцевых порфиров, излияния которых происходили
в карнийском веке. На севере, в районе Дуная у с. Исакча и Никулицея,
большая площадь закрыта диабазовыми излияниями также верхнетриа-
сового возраста. Диабазы, брекчии и туфы переслаиваются с карний-
скими известняками и кремнистыми породами. Южнее они образуют
полосу в районе с. Филимон-Сырбу и в долине р. Тайцы. Здесь диабазы
встречены в виде прослоев также и в нижненорийских мергелях. Таким
образом, кварц-порфировые и диабазовые излияния вдоль разломов,
ограничивающих и секущих грабен, происходили почти одновременно,
но в разных зонах. Диабазовые излияния, возможно, происходили
дольше, до начала норийского века.
Нижний триас в рассматриваемом грабене на поверхности встре-
чается редко и представлен небольшой толщей кварцевых песчаников
или конгломератов. Средний триас и карнийский ярус представлены
известняками и кремнистыми известняками с указанными выше эффу-
зивами; выше они сменяются мергелями, которые в центральной части
грабена, в районе сел Филимон-Сырбу и Налбант, перекрыты самой
верхней толщей норийского яруса, состоящей из чередования песчани-
40
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
ков и черных глинистых сланцев. Эти слои (налбантская свита), по
данным румынских геологов, достигают 1000 м мощности. Они имеют
ритмичное чередование, дающее им облик флиша, чрезвычайно похо-
жего на таврическую серию Крыма. Эти слои, подобно таврической
серии, смяты в мелкие сложные складки. Видимо, они заполняют цен-
тральную часть описанного грабена.
Ряс. 9. Тектоническая схема Добруджи. Составлена М. В. Муратовым
по данным В. Яновича, Д. Джюшке, В. Мутихака, О. Мирэуце.
М. Кириака
1 — участки, покрытые наиболее мощным чехлом четвертичных, неогеновых и мело-
вых пород; 2 — останцы средне- и .верхнеюрских известняков чехла Южной Добруд-
жи; 3 — триасовый покров горста Тульча; 4 — палеозойское основание горста гор
Мэчин, частью под осадочным чехлом четвертичных и меловых пород; 5 — верхне-
протерозойское основание горста Южной Добруджи '(зеленые сланцы), частично
под покровом четвертичных и меловых пород; 6 — нижнетриасовые песчаники, сред-
нетриасовые и карнийские известняки грабенов Мейданкой и Бабадаг; 7 — диабазы;
8 — кварцевые порфиры; 9 — норийские флишеподобные отложения (серия Налбант)
грабена Мейданкой; 10 — выступы палеозойского основания в грабене Мейданкой и
в горсте Тульча; 11 — главнейшие сбросы и взбросы
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
41
Второй грабен — Бабадагский — имеет северо-западное простира-
ние. Он отделяет оба северных поднятых блока вместе с разделяющим
их Мейданкойским грабеном от блока Южной Добруджи и заполнен
толщей верхнемеловых отложений мощностью до 300 м. Однако в его
южном крыле вдоль разломов выходят известняки среднего и верхнего
триаса, сопровождаемые излияниями кварцевых порфиров. В этой зоне
есть и выходы поднятых по разломам палеозойских пород и верхнеюр-
ских известняков, а зеленые сланцы блока Южной Добруджи надвинуты
с юга на все эти породы (кроме верхнего мела) по крутому надвигу.
Упомянутые выходы триаса, сопровождаемые кварц-порфировыми из-
лияниями, позволяют считать, что Бабадагский грабен, подобно Мей-
данкойскому, был первоначально создан разломами в триасе, а затем
только унаследован в позднемеловое время. К северо-западу, к горам
Мэчин, этот грабен воздымается и постепенно исчезает, а на юго-вос-
токе в сторону моря расширяется и углубляется.
Триасовый грабен Мейданкоя, по-видимому, продолжается на юг
и юго-восток под верхнемеловой покров грабена Бабадага. По суще-
ству, оба эти грабена образуют единую систему, которая образовалась
вдоль разломов в верхнем триасе. О таком возрасте начала образова-
ния грабенов свидетельствуют вулканические излияния — диабазы и
кварцевые порфиры, излившиеся вдоль окаймляющих их разломов.
Наиболее интенсивное заполнение грабена Мейданкоя осадками проис-
ходило в норийском веке, когда накопилась мощная толща, сходная
с таврической серией. Можно предполагать, что эта толща продолжа-
ется и под грабеном Бабадаг, заполняя триасовый грабен, образующий
главный нижнемезозойский структурный элемент Добруджи. Здесь он
только перекрыт верхнемеловыми отложениями, заполнившими унасле-
дованный позднемеловой прогиб.
На поднятых блоках (горстах), разделенных описанными грабе-
нами, породы складчатого основания Добруджи прорваны палеозой-
скими гранитоидными интрузиями и метаморфизованы ими. Покрываю-
щие их нижние горизонты мезозойского платформенного чехла места-
ми сохранились в виде останцов. В горсте Южной Добруджи зеленые
сланцы верхнего протерозоя (рифея) покрыты несколькими останцами
почти горизонтально залегающих известняков бат-келловея и Оксфорда
небольшой мощности; южнее, у Овидиу и Хиршовы, проходит зона раз-
лома, ограничивающего горст Южной Добруджи, и начинается сплош-
ной покров мелководных зоогенных известняков нижнего мела (валан-
жин, готерив, баррем и апт), а затем еще южнее, у Констанцы, и верх-
него мела.
В горсте Тульча большую площадь занимают отложения триаса,
среди которых расположено несколько отдельных выступов сильно
складчатой филлито-кварцитовой серии нижнего палеозоя, слагающей
основание триаса. Разрез триаса начинается кварцевыми песчаниками
и конгломератами, а выше глинистыми сланцами нижнего триаса,
иногда круто поднятыми вдоль разломов, как, например, в ближайших
окрестностях Тульчи. Выше идет толща разнообразных известняков,
красноватых, серых, черных, а в верхней части желваковых и кремни-
стых с богатой фауной аммонитов среднего триаса и карнийского
яруса. Самые верхние горизонты составляют мергелистые известняки
с фауной нижней части норийского яруса. Общая мощность всех этих
пород — от нескольких десятков до первых сотен метров, что при общем
плоском залегании и наличии лишь отдельных местных нарушений и
изгибов, связанных с разломами, создает впечатление типичной плат-
форменной структуры. Слои образуют здесь ряд горст-антиклиналей и
грабен-синклиналей, связанных с разломами и иногда с круто постав-
42
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
ленными слоями близ этих разломов. Поэтому название «синклинорий»
по отношению к общей форме залегания триасового покрова в районе
Тульчи, которое дают для него румынские геологи (Янович и др., 1961),
не вполне отвечает принятому у нас смыслу этого термина, применяе-
мого для характеристики структур геосинклинальных складчатых об-
ластей.
Следует отметить, что в районе Сомова среди известняков есть не-
сколько лакколитоподобных тел кварцевых порфиров.
На различных горизонтах триаса трансгрессивно и несогласно за-
легают нижнеюрские песчаники с прослоями аргиллитов и чистые квар-
цевые песчаники. Они лежат или почти горизонтально, или вдоль во-
сточного края Мейданкойского грабена, наклонены в сторону этого
грабена под углом 15—20° и образуют изолированные останцы. По
аммонитам эти отложения относятся к среднему лейасу."Трансгрессив-
ное залегание среднего лейаса на разных горизонтах триаса, где отсут-
ствуют норийские сланцы и песчаники налбантской свиты, указывает
на локальный характер распространения последних, связанный с отно-
сительно узкой зоной грабена, в котором они и подверглись интенсив-
ной складчатости. Это складкообразование произошло, очевидно, до
среднего лейаса.
Горст Мэчин, сложенный в основном палеозойскими породами, при-
крыт лишь четвертичным покровом; только на юге распространен чехол
верхнемеловых отложений.. Вместе с тем этот горст тоже разбит сбро-
сами на ряд отдельных блоков.
Как видно, в целом Добруджа представляет собой глыбу палеозой-
ского фундамента Скифской плиты, поднятую в виде горста выше
уровня моря и расчлененную грабенами Бабадага и Мейданкоя на от-
дельные блоки. Нижне- и среднетриасовые, карнийские, нижне-, средне-
и верхнеюрские отложения, перекрывающие отдельные участки этих
блоков, представлены типичными платформенными фациями небольшой
мощности и образуют остатки платформенного чехла. Слои эти нару-
шены флексурами и приразломными складками платформенного типа.
Только норийская свита Налбант имеет флишеподобный характер
и заполняет, видимо, самую глубокую часть грабенов. Возможно, что
эта система грабенов была в позднетриасовое время соединена с гео-
синклинальным прогибом, в котором накапливалась таврическая серия
Крыма. Бабадагский грабен мог быть ответвлением таврического про-
гиба. Однако в противоположность горной части Крыма в Добрудже
после триаса дальнейшего накопления геосинклинальных толщ юры и
мела не происходило, и не было геосинклинальной складчатости.
Только в грабенах шли чисто местные процессы складкообразования,
затронувшие свиту Налбант.
Таким образом, Добруджа имеет совершенно другую тектониче-
скую структуру, чем горный Крым, и, как и равнинный Крым, представ-
ляет собой участок эпипалеозойской Скифской плиты.
Повсюду, кроме Добруджи, в пределах Скифской плиты грабенооб-
разные впадины, выполненные триасовыми и нижне-среднеюрскими
породами, перекрыты спокойно залегающим чехлом меловых, палеоге-
новых и неогеновых отложений верхнего платформенного этажа. Этот
чехол одевает пологие выступы и склоны фундамента и заполняет раз-
деляющие их пологие, но обширные депрессии.
В области равнинного Крыма расположено два значительных под-
нятия фундамента Скифской плиты — Тарханкутско-Новоселовское и
Симферопольское. С ними связаны выступы меловых и палеогеновых
отложений, а на пространстве между выступами располагаются глубо-
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
43
кие депрессии, заполненные этими слоями верхнего платформенного
этажа.
Тарханкутско-Новоселовское поднятие вытянуто в широтном на-
правлении и состоит из ряда структурных элементов. Наиболее подня-
тым является Новоселовский горст между Новоселовкой и Евпаторией,
имеющий угловатые очертания. В его пределах складчатый фундамент
вскрыт скважинами на глубине всего около 1500 м. К северу от него
протягивается узкая длинная впадина: Донузлавско-Войковский про-
гиб, унаследованный по одноименному грабену. Еще севернее располо-
жено два ряда узких складок, вытянутых широтно вдоль Тарханкут-
ского полуострова. В целом Новоселовское поднятие, по-видимому,
является погруженным продолжением Добруджинского массива.
К югу от Новоселовского поднятия расположена довольно пологая
Альминская впадина, отделяющая его от структур горного Крыма и
прилегающего к ним Симферопольского поднятия.
На западном побережье Черного моря, к югу от Добруджи, рас-
положена сходная с Альминской Варненская впадина, которая, воз-
можно, является ее продолжением. Она заполнена палеогеновыми и
меловыми отложениями.
К северу от Тарханкутско-Новоселовского поднятия и Добруджи
располагается плоская Каркинитская впадина, южное крыло которой
перекрывает край этих поднятий и расположено на эпигерцинской
платформе, а северное представляет склон Украинского щита и распо-
лагается на докембрийском фундаменте. В осевой части этой впадины
происходит сочленение этих двух различных складчатых оснований, и
вдоль их контакта располагается система грабенообразных юрских
депрессий, упомянутая выше. Каркинитская впадина в районе Пере-
копского перешейка отделена пологой перемычкой от расположенной
восточнее такой же пологой Сивашской впадины. Последняя, рас-
ширяясь к востоку, протягивается в пределы Азовского моря. Южнее
расположен глубокий Индоло-Кубанский неогеновый краевой прогиб.
От последнего Сивашская впадина отделена пологим Новоцарицын-
ским валом, вытянутым в северо-восточном направлении, который вы-
явлен по геофизическим данным (Чирвинская и Гуревич, 1959).
На восточном побережье Азовского моря Индоло-Кубанский про-
гиб окаймлен системой куполовидных поднятий, образующих Каневско-
Челбасский вал, имеющий северо-западное простирание и несколько
изогнутый в плане дугообразно. Индоло-Кубанский краевой прогиб за-
мыкается восточнее Краснодара, подходя к Адыгейскому выступу
основания близ Майкопа. Он заполнен толщей неогеновых отложений,
которые достигают в осевой части, расположенной близ берегов Кер-
ченского полуострова, не менее 3000 м мощности.
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
ВПАДИНЫ ЧЕРНОГО МОРЯ
Котловина, занятая водами Черного моря, делится на две нерав-
ные части: южную глубоководную и северную мелководную, отделен-
ную от первой пбдводным уступом, тянущимся между мысом Эмине и
Севастополем.
Северная мелководная депрессия расположена целиком в преде-
лах платформенной области. При этом самая северная ее часть, при-
мерно к северу от линии, соединяющей г. Измаил с южным краем
Перекопского перешейка, вероятно, расположена на поверхности древ-
ней платформы. Часть мелководья к югу от этой линии расположена
в области Скифской плиты. Точно так же Азовское море на большей
44
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
своей части покрывает эту же Скифскую плиту, хотя южный участок
последней здесь втянут в краевой Индоло-Кубанский прогиб.
Южная глубоководная впадина Черного моря расположена южнее
горного Крыма и Кавказа, уже в пределах Альпийской геосинклиналь-
ной области. Она характеризуется окружающими ее со всех сторон
относительно крутыми материковыми склонами и ровным, удивительно
плоским дном, опущенным на глубины 2000—2100—2200 м ниже уровня
моря. Материковый склон почти всюду сильно приближен к берегам,'
отделяясь сравнительно узкой полосой материковой отмели. Последняя
расширена только в нескольких местах: напротив Балканского по-
бережья, к югу от Крыма — между мысом Херсонес и Ялтой, к югу от
Керченского и Таманского полуостровов, на Кавказском берегу близ
Сухуми и Очемчири и на участке близ Синопа на Анатолийском по-
бережье.
По рельефу дна глубоководная впадина Черного моря похожа на
многие другие впадины внутренних морей: Тирренского, западной части
Средиземного, Ионического, Сулавеси (б. Целебесское) и Банда. По
рельефу дна все эти впадины, в том числе и Черноморская, очень
сходны с океаническими. Уже давно отмечалось, что Черное море по
рельефу дна напоминает океан в миниатюре.
По структурному положению котловина Черного моря частично как
бы обрезает окружающие его горные сооружения. Складки Северо-За-
падного Кавказа косо срезаются берегом моря и уходят под его дно.
Несомненно, погружена под уровень моря северная часть складчатой
системы Малой Азии. Сейчас это подтверждено данными изучения
рельефа дна у берегов Северо-Восточной Анатолии, где обнаружено
два погруженных под уровень моря хребта, параллельных берегу (Гон-
чаров, 1958). Восточная оконечность системы складчатых структур
Балканского хребта срезана берегом моря, и ее продолжение также
расположено под уровнем моря. Но наиболее ярко выражено это явле-
ние у берегов Крыма. Мегантиклинорий горного Крыма как бы разбит
на две части, и его южное крыло и значительная, может быть, большая
часть ядра находятся под водами Черного моря.
Во всех этих случаях речь идет не о простом срезании берегов
морскими волнами, а о действительном погружении окраин горных со-
оружений и вовлечении их в общее и значительное опускание поверх-
ности земной коры. Зона шельфа у северных, восточных и южных бере-
гов Черного моря очень узка и совершенно очевидно, что ею не огра-
ничена та часть горных сооружений, которая уничтожена морем.
В середине Южного берега Крыма шельфа почти нет, а, как можно
предполагать по многим данным, южный край мегантиклинория Крыма
располагался ранее не менее чем в 25—30 км к юго-востоку от совре-
менного берега. Таким образом, значительная часть мегантиклинория
опущена и погружена в пределах глубокой котловины.
Многие исследователи, начиная с Э. Зюсса, считали, что впадина
образовалась очень недавно — в конце неогена или даже в начале чет-
вертичного времени. До этого на месте Черноморской впадины распо-
лагался древний массив суши, соединявшей Крым с Малой Азией. Этот
опустившийся затем на дно моря гипотетический массив Б. Ф. Добры-
нин (1922) назвал «Понтидой», Ф. Освальд (1916) рассматривал его
как продолжение Армянского нагорья, Б. Ф. Мефферт (1930)—как
продолжение Рионской кристаллической плиты, В. Зейдлиц (1931) —
как своеобразный опустившийся межгорный массив, В. П. Ренгартен
(1940)—как продолжение Закавказской пологоскладчатой зоны,
Р. Вильзер (Vilser, 1928), А. Борн (Вогп, 1933) и Е. Бончев (1957) —
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
45
как герцинскую глыбу, соединяющую «Месхийскую плиту», т. е. Дзи-
рульский массив, с Добруджей.
Большинство исследователей геологии Черного моря допускают, что
его глубоководная котловина образовалась в результате опусканий по
системе окружающих ее со всех сторон сбросов. Б. Л. Личков (1928,
стр. 115), А. Д. Архангельский и Н. М. Страхов (1938, стр. 45) прямо
называют глубокую впадину Черного моря грабеном, в то же время
признавая, что она является современной геосинклиналью.
В известной работе о причинах крымских землетрясений А. Д. Ар-
хангельский (1929) связал очаги последних с предполагаемыми разло-
мами, ограничивающими впадину Черного моря; позднее эта мысль
была принята и Г. П. Горшковым и А. Я. Левицкой (1947).
А. Д. Архангельский в той же статье (1929) нарисовал очень инте-
ресную картину постепенного опускания краев впадины по сбросам и
последовательного расширения площади ее глубокой части. Разбор
имеющихся данных о строении и геологической истории дна моря к югу
от берегов Крыма привел его к выводу о том, что эта часть дна нахо-
дится уже с плиоценового, а, может быть, и более раннего времени
в состоянии опускания, которое распространяется и на прилежащую
часть гор. Под влиянием этих опусканий море абрадирует Таврический
хребет, все далее и далее проникая на север, т. е. вырабатывает мате-
риковую отмель (шельф). Последняя близ края, обращенного в сто-
рону глубоководной впадины, по А. Д. Архангельскому, испытывает
наиболее сильное, хотя и постепенное опускание, а в пределах мате-
рикового склона плавное опускание сменяется резким погружением
вдоль системы сбросовых уступов. Раздробляясь на отдельные сбросо-
вые глыбы, участки материковой отмели опускаются на различную
глубину и в конце концов достигают предельной глубины — около
2000 м, входя в состав дна впадины Черного моря.
Доказательством сбросовых опусканий А. Д. Архангельский счи-
тал крутые уступы материкового склона, а также дополнительные сту-
пени на нем. Как уже было показано (Муратов, 1949), последние надо
рассматривать как оползневые уступы на материковом склоне, что же
касается крутизны последнего, то представления о ней преувеличены *.
Уклон материкового склона Черного моря обычно не превышает 6—10°
и только на отдельных редких участках достигает 20°, что никак не сви-
детельствует о наличии сбросов по краям впадины, а наоборот, скорее
говорит против их существования. Дно впадины отделено от матери-
ковой отмели (шельфа) в сущности весьма пологим и растянутым
уступом. '
Полоса материкового склона, как показывают данные А. Я. Левиц-
кой и М. В. Муратова (1959), почти на всем протяжении является сей-
смически активной. Большинство эпицентров землетрясений здесь при-
урочено к нижней части материкового склона (между изобатой 1000
и 2000 м). Землетрясения обычно слабые, за исключением сосредото-
ченных к югу от берегов Крыма, главным образом на участке между
Алуштой и Ялтой, где известны толчки, относимые по интенсивности
к III категории (б’А^М^б1^). Глубины их очагов не превышают
40 км, т. е. они связаны с подвижками в пределах земной коры. Веро-
ятно, эти землетрясения вызваны подвижками, отражающими процесс
формирования материкового склона.
Ранее уже высказывалось предположение (Муратов, 1955), что
сбросы непосредственно не окаймляют котловину Черного моря, а про-
1 Профили обычно делают в искаженном масштабе, сильно влияющем на наши
представления.
46
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
цесс ее расширения идет путем образования огромной флексурной сту-
пени или перегиба и постепенного отступания этой флексуры в течение
длительного времени от центра к периферии котловины. Этот процесс
сопровождается образованием разломов в земной коре и подвижками
по ним, которые и вызывают толчки землетрясений. Но подобные раз-
ломы являются, вероятно, лишь частными формами, осложняющими
перегиб земной коры, и вряд ли сами выражены в рельефе дна моря.
Однако толчки свидетельствуют об активном проявлении упомянутых
процессов до наших дней. Характерно, что в пределах плоского дна
глубоководной котловины сейсмические явления отсутствуют.
Таким образом, по периферии котловины, вероятно, идет процесс
постепенного опускания края материкового склона на глубину. Вместе
с тем, как и установил А. Д. Архангельский, в опускание вовлечена и
окраинная часть шельфа, которая еще более медленно погружается.
Чрезвычайно важным обстоятельством, подтверждающим плавный
флексурообразный характер изгиба поверхности земной коры в об-
ласти материкового склона и свидетельствующим против существова-
ния сбросов вокруг котловины Черного моря, является наличие подвод-
ных долин, которые окружают Черноморскую котловину со всех сторон.
Многие из них, начинаясь в пределах шельфа, опускаются по матери-
ковому склону до его подножия, т. е. до дна глубоководной части моря.
Подавляющее большинство подобных долин, в том числе и развитых
на больших глубинах, является продолжением речных долин, располо-
женных на побережье. Так, на карте Черного моря можно видеть по-
добные долины на продолжении долин Чороха, Супсы, Ингури, Кодори,
Мзымты, Шахэ и других рек Кавказского побережья. На Анатолий-
ском берегу можно видеть подобные долины на продолжении Енидже,
Кызыл-Ирмака, Ешиль-Ирмака, Боламана и многих других рек. На
Балканском побережье подводная долина имеется на продолжении
Голямы-Камчии. Кроме того, имеются продолжения долины Дуная
(каньон Витязь) и Днестра. Многие подводные долины (например,
Кызыл-Ирмака и другие) принимают в области материкового склона
притоки и имеют извилистый характер. Таким образом, их эрозионное
происхождение не вызывает сомнений.
Исследователи подобных долин области материкового склона
Тихого и Атлантического океанов и Средиземного моря также в боль-
шинстве случаев признают эрозионное происхождение этих долин.
Ф. Шепард (1964), критически рассмотрев многие гипотезы образова-
ния подводных долин, считает соответствующей фактам только гипо-
тезу врезания рек в. ныне затопленные склоны. Ф. Кюнен (Киепеп) вы-
деляет два типа подводных долин: корсиканский, который образовался
путем затопления речных долин, и тип побережья Новой Англии, кото-
рый он связывает по происхождению с грязевыми потоками леднико-
вого времени.
Существование подобных глубоко врезанных ложбин эрозионного
происхождения невозможно объяснить, допуская глыбовый характер
опускания материкового склона. Нельзя их объяснить и быстрым
опусканием уровня моря, как это делает Ф. Шепард. Не говоря уже
об отсутствии фактов, указывающих на понижение уровня Мирового
океана в четвертичное время на 1000—1500 м, в этом случае подобные
долины должны были бы иметь другой поперечный профиль и быть
значительно глубже. Единственное объяснение возникновения подвод-
ных долин, пересекающих материковый склон дна Черного моря,
может быть сделано, если допустить, что долины эти постепенно заняли
современное положение. Они, очевидно, были выработаны эрозией рек,
впадающих в Черноморский бассейн в Достаточно древнюю стадию его
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
47
существования, скорее всего в неогене и частично в четвертичное
время. Позднее же при расширении глубокой впадины Черного моря и
опускании его берегов они были затоплены и оказались в зоне
шельфа, поверхность которого по сторонам долин формировалась под
действием морской абразии. Наконец, при дальнейшем расширении
впадины Черного моря эти долины были вовлечены в зону более силь-
ных погружений в области материкового склона, происходивших в виде
плавного флексурообразного изгиба, и сохранились на поверхности дна
этой части склона.
При этом длительно протекавшем процессе материковый склон,
видимо, постепенно смещался в сторону шельфа, срезанного абразией.
Вместе с тем постепенное перемещение громадной флексуры, окайм-
ляющей Черноморскую впадину, привело к последовательному расши-
рению ее самой глубокой плоской части и образованию современной
котловины.
В недавние годы выяснилось, что не только морфология (рельеф)
дна Черного моря, но и строение земной коры там, по геофизическим
данным, сходно с особенностями строения дна океанов.
В настоящее время различают, как известно, два главных типа
строения земной коры — материковый и океанический. Для материко-
вой земной коры характерна значительная толщина (40—50 км), при-
чем в ней хорошо выделяются три слоя: осадочный (мощностью в не-
сколько километров), гранито-гнейсовый (мощностью 10—15 км) и так
называемый базальтовый, который отделен от подкорового вещества по-
верхностью Мохоройичича. Для океанической коры характерны значи-
тельно меньшая (10—20 км) толщина и отсутствие или почти полное
отсутствие гранито-гнейсового слоя. Кроме того, различают тип строе-
ния коры, характерный для впадин Средиземного и других внутренних
морей; он сходен с океаническим, но отличается значительно большей
толщиной осадочного слоя и иногда присутствием отдельных участков,
с гранито-гнейсовым слоем. Для океанического дна, вследствие отсут-
ствия гранито-гнейсового слоя, характерны ясно выраженные положи-
тельные аномалии силы тяжести в редукции Буге. Такие аномалии
давно известны и в Черном море.
Проведенные в последние годы сейсмические исследования строе-
ния земной коры в пределах дна Черного моря (Непрочное, 1958, 1960,
1964) установили отсутствие под дном котловины в центральной части
Черного моря гранитного слоя и наличие базальтового слоя со скоро-
стями распространения сейсмических волн 6,6—7,0 км/сек, залегаю-
щего прямо под осадочным слоем мощностью 4—15 км. Поверхность
Мохоровичича, т. е. основание земной коры, здесь относительно при-
поднята и находится на глубине 22—30 км, опускаясь при приближении
к окружающим котловину горным сооружениям: под Крымом на глу-
бину 40 км, а под Кавказом — более 50 км. ‘
Следовательно, толщина и строение земной коры под дном Черного
моря типичны для впадин внутренних морей и близки к океаническому
типу. Как установили Ю. П. Непрочнов, А. Ф. Непрочнова, С. М. Зве-
рев и В. И. Миронова (1965) на основе сейсмических исследований дна
Черного моря к югу от берегов Крыма, гранитный слой земной коры
выклинивается по линии, идущей в восток-юго-восточном направлении
примерно в 160 км к югу от Ялты. В полосе между этой линией и
берегом Крыма гранитный слой постепенно утоняется. Упомянутые
исследователи выделяют в этом слое две части, отличающиеся гранич-
ными скоростями. Верхнюю (Г1) с граничными скоростями 6,0—
6,2 км/сек они считают соответствующей слабо метаморфизованным
осадочным' породам. Ее граница распространения проходит по линии,
48
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
идущей вдоль берегов Крыма с юго-запада на северо-восток, прибли-
зительно в 100 км к юго-востоку от Ялты (рис. 10). Вероятно, как и
считают указанные авторы, эта линия соответствует границе южного
крыла Крымского мегантиклинория под дном Черного моря. К югу от
этой линии распространена только нижняя часть гранитного слоя
(Г2) с граничными скоростями 6,2—6,4 км/сек. Она, видимо, соответ-
ствует плотным породам, которые могут быть остатком края Крымско-
Кавказской геосинклинали (порфириты средней юры), или окаймляю-
щему ее палеозойскому массиву.
Рис. 10. Схематическая карта мощностей осадочного слоя земной коры на дне Черного
моря. По Ю. П. Непрочнову
1 — северная граница области земной коры без гранитного слоя; 2 — мощность осадочного слоя
земной коры, в км; 3 — глубина поверхности Мохоровичича, в км; 4 — линии профилей глубинного
сейсмического зондирования; 5 — линии профилей, исследованных методом отраженных волн; 6 —
предполагаемая часть дна Черного моря, расположенная на коре без гранитного слоя; 7 — пред-
полагаемая граница начальной впадины Черного моря (по М. В. Муратову)
Как видно, глубокая котловина Черного моря в геологическом
прошлом имела, вероятно, более ограниченные размеры, и только
в процессе своего развития приобрела те очертания, которые мы
видим в настоящее время. О времени возникновения начальной впади-
ны мы не имеем точных данных; из анализа геологической истории
областей, окружающих Черное море, его можно установить только
приблизительно. Многие исследователи начала текущего столетия счи-
тали Черноморскую впадину очень молодой, полагая, что на месте ее
до конца плиоцена была обширная суша — «Понтида», которая соеди-
няла Малую Азию и Закавказье (Армянское нагорье) с Крымом,
а затем была разбита сбросами и опущена, в результате чего и образо-
валась котловина Черного моря. Такое представление было вызвано
успехами в изучении геологии островов Эгейского архипелага и про-
ливов, в которых немалая роль принадлежала Н. И. Андрусову,
Ф. Тула, Ф. Фреху, М. Неймайеру, Е, Инглишу й др. Было установлено,
что до конца неогена на месте Эгейского моря располагалась суша,
покрытая частью пресными озерами. Н. И. Андрусов (1905) выяснил,
что проливы Босфор и Дарданеллы представляют собой затопленные
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
49
морем речные долины и что их возникновение связано с самым началом
четвертичного периода, так как на берегу Дарданелл у маяка Ганы им
было установлено наличие чаудинской террасы, подобной найденной
близ Феодосии. Драгированием дна Черного моря, в обработке резуль-
татов которого также принимал участие Н. И. Андрусов, было уста-
новлено наличие на дне моллюсков — дрейсензид каспийского типа, что
указывает, как он считал, на очень большую молодость Черного моря
и существование в недавнем прошлом (до современной морской фазы)
полупресного озера типа Каспийского моря, которое он назвал Евксин-
ским.
Основываясь на этих данных, Э. Зюсс (Suess, 1888—1911), Р. Ос-
вальд (1916), Р. Фрех и другие считали, что грабен Черного моря воз-
ник геологически совсем недавно — на рубеже неогена и четвертичного
периода. Некоторые исследователи, как, например, Б. Л. Личков (1928),
высказались за еще более позднее ее возникновение — в начале чет-
вертичного периода. Анализируя состав наземных моллюсков Крыма,
а также всю фауну горного Крыма и сравнивая ее с фауной Малой
Азии, И. И. Пузанов (1949) сделал предположение, что Черное море
возникло несколько раньше — в середине плиоцена. Большинство бота-
ников и зоологов, изучавших состав фауны и флоры Крыма, также
придерживались гипотезы существования суши на месте Черного моря
до конца неогена. Об этом писали С. А. Мокржецкий (1915),
Е. В. Вульф (1944), В. П. Малеев (1948), Н. А. Бобринский и многие
другие. Как исключение, можно указать только на И. Г. Пидопличко
(1954), подвергшего критике гипотезу «Понтиды» и высказавшегося за
древность Черного моря. О большой молодости котловины Черного
моря и образовании ее на месте бывшей суши высказывались многие
географы (Л. С. Берг, Г. И. Танфильев, Б. Ф. Добрынин и многие
другие). Сам Н. И. Андрусов (1888) считал сначала, что на месте Чер-
ного моря в конце миоцена и в плиоцене был морской бассейн.
В последние годы жизни Андрусов (1926) изменил свое мнение и рисо-
вал сушу верхнего миоцена и понтического века протянувшейся от бере-
гов Малой Азии к берегам Крыма.
Имеющиеся в настоящее время данные по геологии Кавказа, Бал-
канского полуострова и отчасти по побережью Мраморного моря, осо-
бенно данные палеогеографии, позволяют с большой уверенностью утвер-
ждать, что возраст Черноморской котловины значительно более древ-
ний. По-видимому, котловина Черного моря является новообразова-
нием, возникшим на месте разнородных структурных элементов в конце
палеогена или начала миоцена.
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ ИСТОРИИ
МЕГАНТИКЛИНОРИЕВ КРЫМА И КАВКАЗА
И ПРИЛЕГАЮЩИХ ОБЛАСТЕЙ СКИФСКОЙ ПЛИТЫ
В истории развития Крыма, Кавказа и прилегающих областей
можно наметить два крупных периода. Первый из них охватывает весь
палеозой и какую-то часть докембрия и соответствует времени форми-
рования палеозойского складчатого основания Скифской плиты, гор-
ного Крыма и Кавказа, а также палеозойского основания Балканского
полуострова и Малой Азии. В пределах последней это основание обра-
зует не только ядра антиклинориев, но, как известно, и большие
срединные массивы.
Второй период — мезо-кайнозойский или альпийский — соответ-
ствует времени образования и развития геосинклинальных прогибов, их
4 Зак. 911
50
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
складчатости, образования складчатых структур и мегантиклинориев,
а также межгорных впадин и краевых прогибов в Альпийской склад-
чатой области. В этот же период произошло и образование глубокой
депрессии Черного моря и других подобных ей.
Весь альпийский период может быть разбит на два крупных этапа:
собственно геосинклинальный — от триаса до конца палеогена и заклю-
чительный, или орогенный, охватывающий неоген и четвертичный
период.
В свою очередь в собственно геосинклинальном этапе можно выде-
лить три больших стадии — раннюю (триас, ранняя, средняя юра),
зрелую (поздняя юра—начало мела) и позднюю (поздний мел, палео-
ген). В ранней стадии геосинклинального этапа область Скифской
плиты представляла собой уже сформированную складчатую область —
молодую платформу, которая находилась в стадии поднятия, и в неко-
торых ее- частях сформировался горный рельеф. Внутри этой горной
области на границе с древней Восточно-Европейской платформой обра-
зовалась система грабенообразных впадин — Пандаклийский грабен,
Каркинитский, Сивашский, Челбасский и др. Калиновский прогиб, окай-
мленный разломами, а также и Донузлавско-Войковский, возникли и
южнее — в Крыму. В Добрудже возникли триасовые, связанные между
собой Мейданкойский и Бабадагский грабены. С ними, а также с Чел-
басским грабеном на Северном Кавказе связаны проявления вулка-
низма.
Скифская плита явилась основанием, на котором (в южной ее
части) в конце триаса образовался огромный по протяжению геосин-
клинальный прогиб — Крымско-Кавказская геосинклиналь. В пределах
Крыма последняя охватывала всю его горную часть и, видимо, южную
половину Керченского полуострова, а на Кавказе — значительную часть
Главного хребта, ограничиваясь с юга поднятым Закавказским палео-
зойским массивом, или Грузинской глыбой. На восток геосинклиналь,
вероятно, продолжалась в Эльбурс, на запад — до восточной части-
Балканского горного сооружения, где в Восточной Старой Планине,
в районе Котела, из-под мелового флиша выступают триасовые и ниж-
неюрские складчатые образования.
Сейчас доказано, что в пределах южного склона Кавказа, в Сва-
нетии, нижний лейас, заполняющий эту геосинклиналь, залегает несо-
гласно на геосинклинальных складчатых породах триаса и верхнего
палеозоя. Вместе с тем, поскольку в бассейне р. Ингури в Сванетском
антиклинории присутствуют. триасовые и верхнепалеозойские геосин-
клинальные толщи (дисская свита и др.), очевидно, что нижнеюрская
геосинклиналь, хотя и после некоторого перерыва и складчатости, уна-
следовала здесь местоположение верхнепалеозойского прогиба.
Крымско-Кавказская геосинклиналь развивалась как единый про-
гиб до конца средней юры (рис. 11). В ней происходили процессы
прогибания, вулканизма, диабазовые и порфиритовые излияния и ме-
стами локальные поднятия геоантиклиналей и складчатость, о которой
свидетельствуют несогласия, например, между лейасом и средней юрой
в Крыму и др.
В результате складчатости и поднятий в конце средней юры обра-
зовались крупные антиклинальные поднятия и синклинальные прогибы,
в частности геоантиклиналь в середине Большого Кавказа и флишевые
прогибы южного склона Кавказа, которые несколько сместились к югу
по отношению к оси Крымско-Кавказской геосинклинали. В Крыму
тоже возникает система геоантиклиналей, разделенных частными про-
гибами, в которых в дальнейшем, в поздней юре и начале мела, накап-
ливаются карбонатные и глинистые флишевые толщи.
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
51
С конца юры начинается, таким образом, вторая, зрелая стадия
геосинклинального этапа альпийского развития. На месте единой
Крымско-Кавказской геосинклинали возникает целая система прогибов,
разделенных поднятиями.
Третья, поздняя, стадия геосинклинального этапа в Крыму про-
явилась в образовании мегантиклинория горного Крыма; она началась
с конца раннего мела (апта-альба) и продолжалась до конца палео-
гена. Мегантиклинорий в это время поднимался уже как единое круп-
ное поднятие и шло формирование разломов и складок, осложняющих
Рис. 11. Палеотектоническая схема области Черного моря в ранней и средней юре
1 —* древняя Восточно-Европейская платформа; 2 — Скифская платформа и срединные массивы; 3 —
•геосинклинальные прогибы; 4 — платформенные впадины
его крылья. На Большом Кавказе в это же время значительно возвы-
силась Центральная геоантиклиналь, а к югу от нее в пределах сохра-
нившейся погруженной части Крымско-Кавказской геосинклинали раз-
вивались флишевые прогибы — западный Новороссийский и восточный
Чиауро-Дибрарский. В пределах Малого Кавказа с середины мела
возник ряд новых (поздних) геосинклинальных прогибов позднего
этапа, для многих из них были характерны сильные вулканические
проявления. В конце поздней стадии произошло складкообразование
и замыкание всех геосинклинальных прогибов альпийской системы.
В течение последующего — заключительного или орогенного этапа
развития Альпийской системы продолжалось воздымание крупных анти-
клинальных поднятий, мегантиклинориев и образование разделяющих
их межгорных впадин и котловин — Куринской и Колхидской на Кав-
казе, Забалканских — на Балканском полуострове и Венгерской и
Трансильванской за Карпатами. Вместе с тем образовались и краевые
прогибы — Индоло-Кубанский и Предкарпатский. Особенно глубоким
было прогибание Индоло-Кубанского краевого прогиба, в южном крыле
которого в течение неогена возникли системы складок Керченского и
Таманского полуостровов, а прогибание его осевой части в течение
неогена достигло такой величины, что палеозойское складчатое осно-
4*
52
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
вание опустилось, судя по геофизическим данным, на глубину порядка
12—13 км. Все эти впадины и прогибы заполнялись толщами молассо-
вых и связанных с ними формаций. В горных сооружениях в это же
время происходило формирование и развитие современного рельефа,
а также интенсивный вулканизм вдоль разломов, главным образом по
краям межгорных депрессий.
В пределах Скифской плиты с начала мела (готерива) на значи-
тельных площадях происходило выравнивание и отложение песчаных
осадков. Более широкая морская трансгрессия начинается с баррема —
апт-альба.
Одновременно с началом поздней стадии развития альпийских
сооружений в конце раннего мела трансгрессия моря охватила всю
площадь Скифской плиты. С этого времени в течение всего позднего
мела и палеогена Скифская плита почти вся (кроме части Добруджин-
ского массива) была погруженной областью и покрывалась толщей
морских осадков.
В неогене в пределах Скифской плиты продолжалось слабое погру-
жение и накопление осадков, однако это опускание проявлялось неоди-
наково; наиболее сильным, если не считать Индоло-Кубанский прогиб,
оно было во впадинах, заложившихся в мезозое — Каркинитской,
Сивашской, Альминской и в пределах Азовского моря. Тарханкутский
вал и Новоселовское поднятие погружались слабо, с большими пере-
рывами. Добруджинский массив был все время приподнят выше уровня
моря. Таким образом, в величине этих погружений сказалась унасле-
дованность древнего структурного плана.
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ИСТОРИИ РАЗВИТИЯ ОБЛАСТИ,
ЗАНЯТОЙ ВПАДИНОЙ ЧЕРНОГО МОРЯ
Если история горного Крыма и Скифской плиты восстанавливается
достаточно достоверно на основе изучения их геологического строения
и по данным глубокого бурения, то для глубокой впадины Черного
моря таких данных нет, и об истории ее развития приходится судить
на основании экстраполяции данных по геологическому строению побе-
режий, что, безусловно, влечет за собой значительный элемент гипоте-
тичности. Вместе с тем выяснение истории области, занятой Черным
морем, и условий образования и истории самой глубоководной впадины
имеет исключительно большой интерес и значение для понимания
строения всей Альпийской складчатой области и, в частности, для уста-
новления взаимосвязи между отдельными элементами последней вокруг
Черного моря.
Как уже сказано выше, с конца триаса непосредственно к югу от
Скифской плиты располагался длинный геосинклинальный прогиб —
Крымско-Кавказская геосинклиналь, которая тянулась через современ-
ный южный склон Кавказа, захватывая часть Главного хребта, горный
Крым, и заканчивалась в пределах восточной части Балканского хребта
в районе Котела. Геосинклиналь, несомненно, охватывала и часть пло-
щади нынешнего Черного моря к западу от Кавказа и к югу и западу
от горного Крыма. Южнее этого прогиба на Кавказе располагался
палеозойский складчатый массив, называемый Грузинской глыбой, про-
должение которого, видимо, ограничивало Крымско-Кавказскую гео-
синклиналь и в пределах южной части Черного моря (см. рис. 11).
В средней юре на Кавказе край Крымско-Кавказской геосинкли-
нали несколько сдвинулся к югу за счет поглощения ею окраины Гру-
зинской глыбы при формировании байосской порфиритовой серии
(Гамкрелидзе, 1962; Дзоценидзе, 1964).
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
53
В конце юры этот палеозойский массив, продолжая оставаться
устойчивой глыбой, был покрыт келловей-оксфордско-кимериджской
морской трансгрессией (Джанелидзе, Кдхадзе, 1947), мелким морем
он весь был покрыт в пределах Кавказа в раннем мелу (Эри-
стави, 1952).
С середины мела, т. е. с начала поздней стадии геосинклинального
этапа Альпийской области, к югу от современного Черного моря вдоль
южного края устойчивого Закавказского срединного массива, в За-
падном и Восточном Понте и на Кавказе (в Аджаро-Трмалетской
Рис. 12. Палеотектоническая схема области Черного моря в конце мела — начале
палеогена
1 —‘Древняя Восточно-Европейская платформа; 2 — Скифская плита и срединные массивы; 3~
участки Скифской плиты и срединных массивов, прилегающие к альпийским геосинклинальным
прогибам и отличающиеся более мощным накоплением осадков; 4 — геосинклинальные прогибы
с флишем и эффузивами; 5 — геоантиклинальные поднятия
зоне) началось образование вдоль системы глубинных разломов цепи
глубоких геосинклинальных прогибов. Их продолжением на западе
являлся Пловдивский позднемеловой прогиб к югу от Балканского
хребта (рис. 12). Развитие этих геосинклинальных прогибов продол-
жалось до середины или конца эоцена и сопровождалось более или
менее интенсивным вулканизмом, главным образом андезитового
состава. В Аджаро-Триалетском прогибе в эоцене образовались монцо-
нитовые интрузии, а в Восточном Понте — крупные гранитоидные
массивы.
Таким образом, площадь устойчивого срединного массива на За-
падном Кавказе в конце мела — эоцене резко сократилась, ограничи-
ваясь территорией нынешнего Дзирульского массива и Рионской впа-
дины. По-видимому, массив продолжал существовать в пределах пло-
щади современного дна Черного моря, но уже имел достаточно скромные
размеры; он весь в это время был покрыт морем, о чем свидетельствует
состав верхнемеловой фауны Северной Анатолии, содержащей большое
количество северных форм, общих с Крымом.
Морской бассейн, покрывавший устойчивый массив на месте сред-
ней части современного Черного моря, по-видимому, продолжал суще-
54
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
ствовать и в эоцене. Он был неглубоким, подобным тому, который
покрывал Грузинскую глыбу в мелу, современной же глубоководной
котловины еще не существовало. Возможно, в области этого неглубо-
кого бассейна, составлявшего какую-то часть Тетиса, были и острова,
но пока точно наметить их местоположение не удается.
Резко изменилась тектоническая и палеогеографическая обста-
новка после олигоценовых поднятий на грани двух различных этапов
развития альпийской системы: собственно геосинклинального и заклю-
чительного, или орогенного. В это время были сильно приподняты
область Малого Кавказа, Малая Азия, район нынешнего Эгейского
моря и Балканский полуостров. Вся эта зона поднятий образовала
огромную поднятую гряду в плане в виде дуги.
В результате возникновения этого внутреннего поднятия, о кото-
ром писал в свое время Д. В. Наливкин (1963), Черноморско-Каспий-
ский бассейн оказался отрезанным от Тетиса и в нем стали отлагаться
глинистые осадки мощной майкопской серии, формировавшейся вплоть
до середины миоцена. С середины миоцена в рассматриваемой области
образовались замкнутые и полузамкнутые водоемы, большей частью
представлявшие сильно опресненные моря или слабо соленые и даже
пресные огромные и сообщавшиеся между собой озера чокракского,
караганского, конкского, сарматского, мэотического, понтического, ким-
мерийского, куяльницкого и гурийского времени. Судя по распростране-
нию и мощности неогеновых отложений на Кавказе и на Балканском
побережье, можно считать, что в течение всего неогена Черноморская
впадина была занята водами этих озер и морей.
В Гурии, по данным А. Г. Лалиева (1957), обработавшего мате-
риалы бурения, мощность плиоценовых и четвертичных отложений
достигает 1600 м, верхнего миоцена (мэотис и сармат) 3700 м, сред-
него миоцена 650 м. Мощности этих отложений увеличиваются в сто-
рону Черного моря, свидетельствуя о существовании глубокого прогиба
к западу от Гурии. Севернее, ближе к Поти, отложения мэотиса транс-
грессивно перекрывают более древние слои и ложатся прямо на мело-
вые отложения в пределах Колхидской низменности, причем здесь
мэотис и плиоцен в сумме достигают мощности 2700 м. Это указывает
на расширение впадины в мэотисе и захват морем поднятия, существо-
вавшего на месте Колхидской низменности. К северу от этого подня-
тия в Мингрелии располагалась вторая впадина, в которой мощность
осадков среднего миоцена, сармата и мэотиса достигала 1150 м.
Таким образом, здесь в нижнем и среднем миоцене располагались
два прогиба, уходившие на запад в Черное море, разделенные подня-
тием в районе Поти. В мэотисе эти два прогиба слились и поглотили
разделявшее их поднятие (рис. 13).
Существование среднемиоценовых и сарматских осадков на бол-
гарском берегу Черного моря, у с. Приморска, к юго-востоку от Бур-
гаса и наличие среднего миоцена (Чамрули-Хан, Кешан) и сармата
по северному берегу Мраморного моря позволяют считать вероятным,
что часть дна современного Черного моря на пространстве между Бал-
канским побережьем, Босфором и Кавказом в среднем миоцене была
покрыта морем. При этом в Гурии, как мы видим, располагалась глу-
бокая депрессия, заполнявшаяся мощной толщей осадков и уходившая
на западе в пределы современного Черного моря. Среднемиоценовые
и сарматские осадки достигают большой мощности также в более
северной части побережья Кавказа, в районе мыса Пицунда.
Наличие очень мощной толщи глинисто-песчаных пород олиго-
цена—нижнего миоцена — аналогов майкопской серии —- в районе
Сочи—Хоста, где эти отложения налегают прямо на карбонатные
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
55
породы мела и эоцена (в фациях, свойственных Грузинской глыбе),
указывает на очень сильное прогибание этого края Грузинской глыбы
с олигоцена вплоть до начала миоцена.
Присутствие здесь глубокого прогиба, вытянутого на дне моря
вдоль Кавказского побережья, сейчас подтверждено данными геофизи-
ческих исследований (Непрочнов и др., 1964). В пределах прогиба
мощность осадочных отложений достигает 8—10 км (см. рис. 10). Обра-
зование этого прогиба происходило одновременно с крупными подня-
тиями Кавказа и Малой Азии: он является самым древним из извест-
Рис. 13. Цалеотектоническая схема области Черного моря в начале и середине миоцена
1 — Восточно-Европейская .платформа; 2 — Скифская плита; 3 — горные поднятия (мегантиклино-
рии) в Альпийской складчатой области; 4— межгорные впадины; 5 — краевые прогибы; 6 — остатки
срединных массивов на поверхности; 7 — то же, под дном моря; 8 — контуры предполагаемой
начальной (межгорной?) впадины на дне моря
ных по окраине собственно Черноморской котловины. Вероятно, именно
его следует рассматривать как начальный прогиб, за счет
постепенного расширения которого в дальнейшем сформировалась вся
Черноморская котловина.
Приведенные данные позволяют считать, что возникновение глубо-
кой котловины Черного моря на месте ранее существовавшего мелкого
моря с островами (конец мела—эоцен) произошло одновременно и,
вероятно, в тесной связи с крупными поднятиями олигоценовой эпохи,
когда выросло огромное поднятие Малая Азия — Балканы, изолиро-
вавшее Черноморско-Каспийский бассейн. В пределах северного обрам-
ления последнего возникли крупные геоантиклинальные поднятия Боль-
шого Кавказа и Крыма (Кавказский и Таврический острова), одновре-
менно обособились начальные глубокие котловины Черного моря и,
вероятно, Южного Каспия.
В среднем миоцене и сармате глубокая котловина протягивалась
в центральную часть Черного моря от юго-западных берегов Кавказа
между Гаграми (Пицунда) и Сухуми, но не охватывала Колхидской
низменности и прилегающей к ней части моря. Вторая котловина про-
стиралась от Гурии к западу в южную часть моря. Эти глубокие впа-
56
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
дины окаймляли мелководный участок и сушу, сохранившуюся на
месте Колхидской низменности. Мелкое море располагалось также и
на западе, в районе побережий Болгарии и Мраморного моря.
'В мэотисе, несомненно, произошло опускание Колхидской низмен-
ности, где с мэотиса и затем в течение всего плиоцена шло накопление
мощной толщи осадков; в результате сильно расширилась глубокая
впадина Черного моря. Мы еще пока не можем проследить историю
развития котловины шаг за шагом в течение плиоцена. Вероятно,
именно в эту эпоху она, сильно расширяясь, поглотила южную часть
структур Крымского мегантиклинория, а также часть структур побе-
режья Малой Азии и Западного Кавказа. Однако несомненно, как
показывают данные геоморфологии, что местами, по крайней мере
у берегов Крыма, она продолжает расширяться и до настоящего вре-
мени. Землетрясения, очаги которых расположены в области матери-
кового склона Черноморской котловины к югу от берегов Крыма, сви-
детельствуют о подвижках, происходящих здесь до сегодняшнего дня.
Благодаря изоляции от Средиземного моря, впадина Черного моря
была занята в верхнемиоценовую и плиоценовую эпохи опресненным
бассейном, и только в начале мэотиса в результате кратковременного
соединения ее со Средиземным морем, на некоторое время здесь уста-
новился морской режим. В плиоцене здесь последовательно существо-
вали понтический, киммерийский, куяльницкий и гурийский озерные
опресненные бассейны, а в начале четвертичного периода они смени-
лись чаудинским и древнеевксинским (Архангельский и Страхов, 1938).
Впервые после длительной изоляции в Черноморский бассейн проникли
воды Средиземного моря в узунларское время (конец среднечетвертич-
ной эпохи), которое последовало за древнеевксинским. Затем после
нового перерыва произошло более длительное соединение Черномор-
ского бассейна с Средиземным в карангатское (тирренское) время —
в начале верхнечетвертичной эпохи (после максимального днепровского
оледенения Русской равнины). В это время Черноморский - бассейн
представлял собой море с нормальной соленостью. Затем в конце
верхнечетвертичного времени уровень его сильно упал, и бассейн снова
превратился в почти пресное новоевксинское озеро, уровень которого
был на 40—60 м ниже современного. Каспийские моллюски — дрейсен-
зии, обнаруженные в илу дна Черного моря Н. И. Андрусовым при
драгировании, являются остатками именно этого времени.
После этого в начале современной эпохи произошло последнее
соединение Черноморского бассейна со Средиземным и началось подня-
тие его уровня и осолонение его вод, продолжающееся до сих пор.
Несколько тысяч лет назад на короткое время уровень его был даже
на 3—2 м выше современного, а потом упал до теперешнего уровня.
Таким образом, Черноморский бассейн как морской водоем, как
видно, существует очень недавно, с середины .или даже конца (каран-
гатское время) четвертичного периода. Однако это связано не со вре-
менем образования его котловины, а с тем, что эта котловина длитель-
ное время (конец неогена и начало четвертичного периода) была
занята озерными водоемами каспийского типа. Только с середины чет-
вертичного периода, после образования Эгейского и Мраморного морей
и проливов (Андрусов, 1905), а также, вероятно, в результате повы-
шения уровня Мирового океана в верхнечетвертичную эпоху, озерный
режим в Черноморском бассейне сменился морским.
Приведенные данные об истории глубоководной впадины Черного
моря позволяют прийти к выводу, что большая часть ее заполнена,
вероятно, весьма мощными четвертичными и неогеновыми осадками
и сравнительно маломощными палеогеновыми и верхнемеловыми.
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
57
Путем экстраполяции данных по мощностям неогеновых отложений на
побережье Черного моря (в Гурии) была установлена их ориентиро-
вочная мощность и на дне моря — не менее 3—4 км. Если же принять
установленную А. Д. Архангельским среднюю скорость накопления
глубоководных илов равной 1 см в 50 лет, исходя из расчета, что
50 годичных пар слоев в среднем приходятся на 1 см толщины осадка,
то мощность неогеновых отложений должна быть несколько больше
(около 6 км, принимая длительность четвертичного и неогенового
периодов в 30 млн. лет). Учитывая, что скорость накопления осадков
в центральных частях бассейна была меньшей и что осадки затем испы-
тали значительное уплотнение, можно прийти к выводу, что мощность
неогеновых отложений в .центральных частях бассейна должна состав-
лять около 4—5 км.
Олигоценовые осадки типа глин майкопской свиты, широко распро-
страненные по периферии Черного моря, заполняют, вероятно, и ту
часть его, которая составляла начальную — олигоценовую впадину,
протягивающуюся вдоль берегов Кавказа и Южного Крыма. Мощность
их, по-видимому, около 2000 м. Ниже их на всей площади южной
части Черного моря, за исключением возможных участков древних
островов, вероятно, развита толща карбонатных осадков эоцена, палео-
цена и верхнего мела, близких по своему характеру соответствующим
отложениям в Рионской впадине.
Имеющиеся сейсмические материалы о строении осадков дна Чер-
ного моря позволяют высказать предположение, что кровле этих кар-
бонатных пород соответствует граница распространения волн со ско-
ростью 4,5—5,0 км!сек. Ее глубина (5—6 км) хорошо совпадает с при-
веденными подсчетами суммарной мощности четвертичных, неогеновых
и олигоценовых осадков.
Мощность пород между этой границей и базальтовым фундамен-
том в восточной части котловины (область без гранитного слоя) равна
примерно 3 км, а в центральной и западной частях достигает 6—8 км.
На этом интервале в толще осадочного слоя земной коры дна Черного
моря можно представить наличие осадков эоцена, палеоцена и мела,
а также, возможно, и отложений верхней юры, может быть, и более
древних. Общая мощность осадков по сейсмическим данным достигает
здесь 14 км.
Можно также считать вероятным, что сейсмическая граница со
скоростью 3,0 км!сек, обнаруженная в центральных районах вйадины
на глубине 1,0—1,5 км, связана с подошвой наиболее молодых осадков
четвертичной системы, плиоцена и, возможно, мэотиса. Спокойно зале-
гающая верхняя часть осадков, покрывающая дислоцированные толщи
к югу от Крыма, отлагалась в течение верхнего плиоцена и четвертич-
ного периода, после погружения южного крыла Крымского меганти-
клинория.
В северной части моря на продолжении Крымско-Кавказского гео-
синклинального прогиба отложения ниже неогена по аналогии с Кав-
казом, вероятно, представлены флишевыми, Смятыми в складки тол-
щами эоцена—верхнего мела, а также нижнего мела и юры. Флишевые
толщи здесь могут быть перекрыты спокойно залегающими олигоце-
новыми или прямо неогеновыми осадками. На остальной, более южной
части моря вся толща неогеновых, палеогеновых и меловых отложений
залегает, вероятно, довольно спокойно. Складчатое основание впадины
к востоку от области без гранитного слоя можно предположительно
сравнить с основанием Рионской впадины и Дзирульским массивом.
Все сказанное о строении и истории глубокой впадины Черного
моря позволяет сделать некоторые выводы об ее происхождении. Как
58
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
видно, эту впадину нельзя рассматривать как типичный грабен, огра-
ниченный разломами, как это делали Э. Зюсс, Р. Фрех, Р. Освальд,
Н. И. Андрусов, А. Борн и другие ранние исследователи. Нельзя счи-
тать ее и простым аналогом геосинклинальных прогибов Альпийской
системы на ранней стадии развития, как полагали В. А. Обручев,
А. Д. Архангельский и Б. Л. Личков. Наконец, не похожа она по строе-
нию и истории и на типичные межгорные впадины вроде Венгерской,
хотя по своему положению занимает в Альпийской системе место де-
прессии, разделяющей горные поднятия.
Как видно из анализа истории окружающих впадину берегов,
окраинные ее части наложены на самые различные структурные эле-
менты: Крымско-Кавказский геосинклинальный прогиб и выросшие на
его месте края мегантиклинория Крыма и Кавказа, древний устойчи-
вый массив, являющийся продолжением Грузинской глыбы, части
позднемеловых ге'осинклинальных прогибов Понта, Среднегорья и
Аджаро-Триалетского хребта и, наконец, в северо-западной части,
вероятно, на окраину Скифской плиты.
Таким образом, по структурному положению впадина представ-
ляется новообразованной. Развитие ее происходило путем постепен-
ного, длительного разрастания начальных прогибов, из которых перво-
начальный возник, скорее всего, у берегов Кавказа, второй — у берегов
Гурии и восточной Малой Азии и третий, возможно, в западной части
котловины Черного моря (см. рис. 10).
Исходя из данных об отсутствии в средней части дна Черномор-
ской котловины гранитного слоя земной коры и учитывая сходство
морфологии котловины с океаническими впадинами, приходится счи-
тать наиболее вероятным, что она представляет собой депрессию океа-
нического типа, точнее типа депрессий внутренних морей, близких по
строению коры к впадинам океанов.
О происхождении безгранитной части земной коры под дном Чер-
ного моря различные исследователи высказывали две основные гипо-
тезы: согласно одной из них, земная кора дна котловины Черного моря
является остатком первичной коры; согласно второй, она рассматри-
вается как новообразование. Первоначально М. В. Муратов (1949)
считал, что Черноморская котловина представляет собой узловую или
материнскую геосинклиналь, являющуюся остатком наибольшего и дли-
тельного прогибания во всей системе сливающихся с ней частных гео-
синклиналей. В то время еще не было известно различий материковой
и океанической земной коры, но можно было представить, что эта
материнская геосинклиналь являлась остатком древнейшей стадии
развития земной коры. Впоследствии эта гипотеза, но в более четкой
форме, была развита Е. Е. Милановским (1965), считающим, что
глубоководная впадина Черного моря является реликтом океанической
земной коры, сохранившимся от океанической стадии ее развития, в то
время как вокруг нее геосинклинальный процесс привел к образованию
коры материкового типа. К этой же точке зрения пришел и А. А. Сор-
ский (1966), подробно рассмотрев все имеющиеся геофизические и гео-
логические данные о строении земной коры под дном Черного моря
и разобравший вопрос о причинах отсутствия здесь гранитного слоя.
Другая гипотеза — о вторичном образовании Черноморской котло-
вины с корой океанического типа в сравнительно недавнее время, начи-
ная с олигоцена, в основном в неогене, на месте ранее существовавшей
материковой коры — была высказана М. В. Муратовым (1955). Изучая
материалы по геологии берегов Черного моря, он пришел к выводу, что
значительная окраинная часть складчатых структур Северной Анато-
лии, Западного Кавказа, Крымских гор и Балканского хребта погло-
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ
59
щена котловиной Черного моря, что свидетельствует о несомненном
расширении котловины в недавнем геологическом прошлом. Этот
вывод, как было показано, сохраняется и в настоящее время. Однако
объяснение, высказанное тогда Муратовым, этого процесса как резуль-
тата перетекания масс глубоких частей земной коры не может сейчас
считаться удовлетворительным в свете имеющихся данных о строении
земной коры.
Интересную гипотезу о вторичном происхождении котловины Чер-
ного моря в связи с перестройкой земной коры высказал С. И. Суббо-
тин (1065). Он считает, что эта перестройка могла идти здесь путем
последовательной и глубокой магматической переработки коры матери-
кового типа с превращением ее в новообразованную. Причем этот
процесс был обусловлен сжатием и уплотнением вещества верхней
мантии на глубинах порядка 100—200 км, который и привел к образо-
ванию впадины земной поверхности. Опускавшаяся кора была инъеци-
рована основными магматическими расплавами в такой степени, что
была преобразована и приобрела физический облик базальта.
Независимо от принятия гипотезы первичного или вторичного
происхождения коры дна котловины Черного моря приходится допу-
стить, что в окраинных частях Черноморской глубоководной котловины
происходили недавние процессы погружения складчатых сооружений.
Эти процессы вовлекли в опускание и привели к исчезновению значи-
тельной части системы Восточного и Западного Понта, половины Крым-
ских гор и части Западного Кавказа. В результате образовалась совре-
менная морфологически выраженная котловина, секущая по краям
окружающие складчатые системы и окаймляющаяся уступом матери-
кового склона. Последний, как было показано, не представляет собой
сбросового уступа, а развивался длительное время в виде флексуры.
Таким образом, при любой гипотезе приходится допускать посте-
пенное разрастание Черноморской глубоководной котловины по ее
периферии. Кроме того, необходимо учитывать данные о значительной
древности центральных районов котловины, о которой свидетельствует
большая мощность осадков (более 14 км).
Глава IV
СТРАТИГРАФИЯ
СТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ КРЫМА
В строении Крымского полуострова принимает участие целый ряд
стратиграфических комплексов, разделенных крупными несогласиями.
Первый комплекс, слагающий складчатое основание равнинной части
Крыма, представлен образованиями, относящимися к палеозою и,
вероятно, докембрию. Стратиграфия этих отложений известна еще
очень плохо, т. к. они* вскрыты только отдельными буровыми скважи-
нами. Все же за последние годы удалось установить, что возраст и
состав пород, слагающих это основание, очень разнообразны. Подоб-
ный же комплекс слагает, вероятно, и основание горной части Крыма,
однако здесь он погружен на очень большую глубину. Скважина, прой-
денная в Ялте в 1956 г., достигла глубины 2250 .и, но не дошла до
основания таврической серии.
Второй комплекс охватывает отложения верхнего триаса, нижней
и средней юры и представлен мощными глинисто-песчаными толщами и
вулканическими образованиями. Эти отложения слагают основные
структурные элементы Главной гряды горного Крыма, участвуя в строе-
нии всех главнейших антиклинориев и синклинориев его внутренней
части.
Третий комплекс, с резким несогласием налегающий на предыду-
щий, охватывает отложения верхней юры и низов нижнего мела вплоть
до апта. Он характеризуется резкой асимметрией своего строения,
сильно утоняясь в направлении от горного к равнинному Крыму. Неко-
торые члены этого комплекса (готерив, апт) далеко распространяются
в пределы последнего, слагая там основание платформенного чехла.
В горном Крыму породы этого комплекса обычно образуют широкие
складчатые структуры, а в восточной части гор участвуют в строении
сложных сильно сжатых складок (Судакский синклинорий и др.).
К четвертому комплексу относятся породы, начиная с верхов ниж-
него мела, верхнего мела и палеогена вплоть до майкопской серии.
Они образуют северное крыло мегантиклинория горного Крыма, имею-
щее моноклинальное строение, а непосредственно севернее распростра-
няются в пределы равнинного Крыма и участвуют в строении его плат-
форменного чехла. Только в восточной части горного Крыма, начиная
с района Феодосии, в области восточного погружения мегантиклинория
породы этого комплекса принимают участие в строении сложных бло-
ковых структур, а еще восточнее — в строении систем складок Керчен-
ского полуострова.
Последним, пятым, является комплекс неогеновых, начиная со
среднего миоцена, и четвертичных отложений, участвующий в строении
крыльев мегантиклинория и складчатых структур Керченского полу-
острова, а также в строении чехла равнинной части Крыма. Наиболь-
шей мощности и полноты разрез этого комплекса достигает в пределах
Индоло-Кубанского прогиба, в котором и сейчас идет накопление мор-
ских осадков южной части Азовского моря.
Общая последовательность осадочных толщ и их характеристика
сведены в табл. 1.
ОСНОВНЫЕ КОМПЛЕКСЫ
61
Таблица 1
Сводная стратиграфическая таблица отложений Крымского полуострова
Систе- ма Отдел Под- отдел Ярус (подъярус) Слои (свита, горизонт) Состав отложений и перерыв в отложении осадков
Четвертичная Сов- ре- мен- ный Древнечерно- морские слои Садовая терраса, аллю- вий; древнечерномор- ская терраса
Верх- ний Новоэвксин- ские слои Карангатские слои Глубокий размыв Судакские суглинки, ал- лювий III террасы
Сред- ний Узунларские •» слои Древнеэвксин- ские слои Глубокий размыв Манджильские суглинки Аллювий IV террасы
Ниж- ний Чаудинские слои Размыв Суглинки и галечники V террасы
Неогеновая Плиоцен Верх- ний Апшеронский Акчагыльский Куяльницкий Гурийские слои Таманские слои Пески и глины на Кер- ченском полуострове и в Присивашье, глины светло-желтые и пески
Сред- ний Киммерийский Пантикапейский горизонт Рудный горизонт Азовский горизонт Пески, глины, железные руды Таврская свита, мас- сандровская свита Желтые алевролиты с красноземами
Ниж- ний Понтический Босфорский Новороссийский Пески, глины, ракушеч- ники Бурые ракушечные изве- стняки, глины
Миоцен Верх- ний Мэотический Верхний (тмута- раканский) Средний (багеров- ский) Нижний (капкан- ский) Перерыв Пески, глины Ракушечные известняки Мшанковые рифы
62
СТРАТИГРАФИЯ
Продолжение табл. 1
Систе- ма Отдел Под- отдел Ярус (подъярус) Слои (свита, горизонт) Состав отложений и перерыв в отложении осадков
Неогеновая Миоцен Верх- ний Сарматский Верхний Средний Нижний Перерыв Мелководные фации из- вестняков, песчанистых известняков и фации глубоководных глин и мергелей Известняки-ракушечни- ки и глубоководные глины Глины и пески
Сред- ний Конкский Караганский Чокракский Тарханский Верхние слои Нижние слои Картвельские слои Верхние слои Нижние слои Фация прибрежных пе- сков и 'известняков и фация более глубоко- водных глин Глины с прослоями из- вестняка
Ниж- ний Верхняя часть майкопской серии Королёвский горизонт Батисифоновый горизонт Размыв Темно-серые, местами алевритистые глины Темно-серые глины
Палеогеновая Олигоцен Верх- ний Средняя часть майкопской серии Верхнекерлеут- ский Нижнекерлеут- ский Глины Глины с прослоями пе- ска и сидеритами
Ниж- ний Нижняя часть майкопской серии Остракодовый Планорбелловый Дюрменский Шоколадно-бурые неиз- вестковистые глины Неизвестковистые глины Переслаивание глин и песчаников
Эоцен Верх- ний Альминский Бодракский Кумский Керестинскмй Куберлинский Глинистые мергели Коричневые мергели, ме- лоподобные известня- ки и мергели
Сред- ний Симферопольский Нуммулитовые известня- ки
ОСНОВНЫЕ КОМПЛЕКСЫ
63
Продолжение табл. 1
Систе- ма Отдел Под- отдел Ярус (подъярус) Слои (свита, горизонт) Состав отложений и перерыв в отложении осадков
Палеогеновая Эоцен Ниж- ний Бахчисарайский Зеленые глины с просло- ями известняков
Палеоцен Верх- ний Качинский Голубоватые мергели Песчанистые мергели Размыв
Ниж- ний Инкерманский Крепкие известняки
Меловая Верхний Датский Крепкие известняки, мшанковые известняки и мергели
Маастрихтский Верхний Нижний Песчаники глауконито- вые и песчанистые мергели Мергели
Кампанский Верхний Нижний Мергели Мергели
Сантонский Верхний Нижний Мергели Мергели Размыв
Коньякский Известняки, мергели с кремнями
Туронский Верхний Нижний Мергели с кремнями
Сеноманский Верхний Нижний Мергели и глауконито- вые глины, пески
* Нижний Альбский Верхний Средний Нижний Известковистые глины, гравелиты, песчаники, вулканические туфы Размыв Глинистые и флишепо- добные толщи
64
СТРАТИГРАФИЯ
Продолжение табл. 1
Систе- ма Отдел Под- отдел Ярус (подъярус) Слои (свита, горизонт) Состав отложений и перерыв в отложении осадков
Меловая Нижний i Аптский Барремский Верхний Нижний Глинистая толща верхне- го баррема — апта с конгломератами в ос- новании Размыв Трансгрессивно залегаю- щие пески, песчаники
Готеривский Верхний Нижний Известковистые песчани- ки (мазанская свита), песчаники, конгломера- ты Размыв Глины с прослоями пес- чаников
Валанжинский Верхний Средний Нижний (берриа- совый подъярус) Песчанистые мергели и известняки мелковод- ных фаций Глины и глины с про- слоями песчаников и конгломератов, глубо- ководная фация Песчаники, мергели и глины с прослоями песчаников и известня- ков
Юрская Верхний Титонский Ай-петринская свита Пестроцветные и красные известняки, песчаники Пелитоморфные извест- няки Песчанистые известняки, слоистые известняки, глинистый флиш, кон- гломераты Размыв
Кимериджский Тонкослоистые известня- ки, глинистые извест- няки, мергели, глины с сидеритами
Оксфордский Верхний (лузитан- ский подъярус) Нижний Слоистые и массивные известняки, мергели, конгломераты, песчани- ки Известняки, алеврити- стые глины, глины, ко- ралловые биогермы, конгломераты, песчани- ки
Верхний Рифовые известняки Ал- чака, янышарский го- ризонт, глины, конгло- мераты, песчаники Размыв
ОСНОВНЫЕ КОМПЛЕКСЫ
65
Продолжение табл. 1
Систе- ма Отдел Под- отдел Ярус (подъярус) Слои (свита, горизонт) Состав отложений и перерыв в отложении осадков
Верхний Келловейский Средний Нижний Песчаники, органогенные известняки и глины с мергельными конкреци- ями Размыв Глины с сидеритами и песчаники Перчема
Верхний Трансгрессивно залегаю- щая толща глин с си- деритами и песчаники в основании
Батский Нижний Размыв Глины с прослоями пес- чаников флишоидного тйпа
Юрская я ч о сх О Байосский Верхний Нижний Бешуйская свита Спилито-кератофиро- вые и туфолавовые толщи типа Карадага Глины с сидеритами и песчаником Песчаники, глины с уг- лем, возможно, алев-
Ааленский ролиты
Размыв и несогла- сие всюду (кроме долины Альмы)
Нижний Верх- ний лейас Сред- ний лейас Ниж- ний лейас Верхняя часть таврической серии Верхнетавриче- ская свита Песчаники с глыбами более древних извест- няков (эскиординская фация) Флишевая толща — чере- дование песчаников и аргиллитов Чередование аргиллитов, алевролитов и песча- ников (флиш)
Триасовая Верх- ний Сред- ний 4 Нижняя часть таврической серии Нижнетавриче- ская свита То же? Верхняя подсвита: флиш, местами туфолавовые породы (спилиты, диа- базы) Нижняя подсвита: чере- дование аргиллитов, алевролитов и песчани- ков (флиш)
Па- лео- зой и до- ! кемб- рий Складчатые метаморфизованные толщи, прорванные различными интрузиями изверженных пород и перекрытые местами чехлом средне- и верхнекаменно- угольных и пермских известняков и пород нижнего и среднего триаса (осно- вание осадочного комплекса горного и равнинного Крыма)
5 Зак. 911
66
СТРАТИГРАФИЯ
ДОКЕМБРИЙ И ПАЛЕОЗОЙ
Наличие докембрийских и палеозойских пород в пределах равнин-
ного Крыма предполагалось многочисленными исследователями на
основании изучения состава галек в конгломератовых толщах мезозой-
ских отложений горного Крыма. Однако до последнего времени в ко-
ренном залегании они были неизвестны. Лишь недавно скважинами
в Зуйском, Новоселовском, Сакском, Гвардейском, Октябрьском,
Рис. 14. Схема расположения глубоких скважин, вскрывших домеловой фундамент
Местоположение скважин обозначено черным кружком. Условные обозначения: О — Октябрьские,
Кр — Крыловская, Е— Евпаторийские, С—Сакские, Нк. — Николаевская, Г — Гвардейская,
3 — Зуйские, Б — Березовские, Н — Новоселовские, Ел — Елизаветовская, К — Красновская.
Нд — Найденовская, Нж — Нижнегорская
Нижнегорском районах, а также у сел Крыловка, Елизаветово, Бере-
зовка, Найденовка и Николаевка (рис. 14) вскрыты дислоцированные
породы, относимые к палеозою и докембрию. Встречены они под мело-
выми или юрскими отложениями.
Отсутствие органических остатков не позволяет дать точное опре-
деление их возраста, и только различные литологический состав и сте-
пень метаморфизма дают некоторое основание выделять среди них
отдельные комплексы пород.
Наиболее древними образованиями, вероятно, являются породы,
вскрытые в Зуйском районе, затем в Нижнегорском, далее в районе
Елизаветово—Крыловки, Новоселовки, Красновки, Тарасовки и Мель-
ничной. Наименее метаморфизованные породы отмечены в Октябрьском
и Евпаторийском районах.
В Зуйском районе, по данным Г. X. Дикенштейна (Дикен-
штейн и др., 1958), породы фундамента, вскрытые на* глубине 215—
325 м, представлены метаморфическими сланцами, среди которых
ДОКЕМБРИЙ И ПАЛЕОЗОЙ
67
выделяются серицитовые, тальково-кварцево-графитовые, мусковито-
кварцево-кордиеритовые, кварцево-карбонатные и эпидото-хлорито-
кварцево-карбонатные; М. В. Муратов (1960) указывает на присут-
ствие тальковых и тальково-хлоритовых сланцев. Скважинами было
пройдено в этих породах до 20 м.
В пределах Новоцарицынского вала Нижнегорской скважиной 6-Р
в интервале 2750—3207 м были вскрыты дислоцированные метаморфи-
ческие породы, представленные, по определению А. А. Савициной,
в верхней части альбито-хлоритовыми, хлорито-актинолито-серицито-
выми, кварцево-карбонатными, кварцево-хлоритовыми, серицито-хлори-
товыми и серицито-альбито-хлоритовыми разностями. В средней части
разреза, вскрытого скважиной, распространены хлорито-тремолитовые,
актинолито-тремолитовые, эпидот-актинолитовые, хлорито-кварцево-
альбитовые сланцы. В нижней части, в интервале 3171—3183 м, раз-
виты роговики. Еще ниже, на глубине 3183—3207 м, было встречено
интрузивное тело типа силла диабазового и габбро-диабазового состава
(табл. 2). Породы Нижнегорской скважины напоминают, судя по опи-
санию, зеленокаменные породы южной Добруджи.
Севернее с. Глубокое в Елизаветовской скважине 2-Р непосред-
ственно под меловыми отложениями (интервал 1769—1859 м) залегают
метаморфические карбонатно-кварцево-слюдистые и серицито-кварцево-
хлоритовые сланцы, подстилаемые хлорито-серицитовыми сланцами,
несколько напоминающими встреченные в нижнегорском разрезе, но
в отличие от него содержащие прослои известняков.
Породы, вскрытые у Каштановки, с. Глубокое и в районе Крыловки
и Мельничной, очень близки между собой по литологическому составу
и, вероятно, являются одновозрастными.
В Новоселовском районе несколькими скважинами вскрыта толща
(на глубинах 925—1370 м), состоящая из тонкого переслаивания мета-
морфизованных сланцев и перекристаллизованных известняков, проре-
занных несколькими интрузивными телами основного состава. Среди
сланцев выделяются: кварцево-карбонатно-глинистые, кварцево-серици-
товые, глинисто-углистые, серицито-углистые. Как правило, сланцы
пронизаны в различных направлениях тонкими прожилками кальцита.
Прослои известняков (мощностью 1—10 см), отмеченные в верхней
части разреза, обычно имеют серую или темно-серую окраску, иногда
перекристаллизованы. В некоторых из них встречается примесь терри-
генного материала, представленного зернами кварца. Породы залегают
под углог^ от 20 до 70°.
Среди осадочных образований встречены прослои диабазов, диаба-
зовых порфиритов и биотитовых диоритов (см. табл. 2).
А. Я. Дубинский (1961) в Новоселовских скважинах 1-Р (интер-
вал 2155—2158 м), 3-Р (2404—2438 и 2491—2496 м), 9-Р (1504—1509
и 1577—1582 м) отметил присутствие в углистых аргиллитах фюзени-
зированной растительной ткани, возраст которой не был определен.
По литологическому составу, цвету и сравнительно высокой плотности
он сопоставил эти породы с отложениями карбона Предкавказья.
Наиболее значительная толща домеловых отложений (интервал
870—3245 м) вскрыта в восточной части Новоселовского поднятия
у с. Каштановки Красновской скважиной 1-Р.
А. А. Савицина по литологическому разнообразию пород здесь
выделяет четыре пачки. Непосредственно под пестроцветными отложе-
ниями неокома (интервал 870—1180 м) залегают андезиты, сильно
измененные процессами окремнения, карбонатизации и хлоритизации.
Они подстилаются известняками (интервал 1180—1930 м), иногда
5*
68
СТРАТИГРАФИЯ
Химический состав докембрийских и палеозойских пород,
Местоположение скважины № сква- жины Интервал отбора пробы, м Порода sioa тюа АЦОд
Новоселовка 1-Р 1504—1507, верх Диабаз 53,22 1,43 15,07
Там же 1-Р 1504—1507, низ Диабаз 52,70 0,77 24456
1-Р 1665—1667 Диабаз 41,24 0,86 2,98
1-Р 1928—1933 Биотитовый 53,51 0,49 15,09
диорит
9-Р 1083-1086 Диабазовый 45,84 1,06 6,25
порфирит
Нижнегорский район 6-Р 3186—3190 Диабаз 50,81 0,62 15,69
Там же 6-Р 3190—3198 Габбро-диабаз 50,05 0,69 15,04
6-Р 3198-3207, верх Кварц-габбро- 49,52 0,63 16,02
диабаз
6-Р 3198—3207, низ Диабаз 50,18 0,55 16,55
Красновка (Каштановка) 1-Р 1195-1205 Кварцевый пор- 62,40 0,38 15,59
фирит
Там же 1-Р 1334—1346 64,58 0,37 15,75
» » 1-Р 1927—1932 Диабаз 44,08 0,89 13,64
перекристаллизованными, чередующимися со сланцами и филлитизи-
рованными аргиллитами. Отмечены прослои кварцевых порфиритов.
Ниже (интервал 1930—1980 м) располагаются хлорито-серицито-
карбонатные сланцы и окремнелые известняки, среди которых отме-
чены интрузии диабазов.
Самая нижняя пачка (интервал 1980—3245 м) сложена серицито-
кварцевыми, серицито-альбито-кварцевыми, углисто-глинисто-кварце-
выми и углисто-серицитовыми сланцами, пронизанными дайками
гранит-порфиров и кварцевых диоритов. Породы дислоцированы и
залегают под углами от 20 до 60°, пронизаны тонкими трещинами,
выполненными кристаллическим кальцитом и кварцем.
Аналогичные породы встречены и в скважине Красновская 3-Р,
однако здесь отсутствует верхняя эффузивная пачка, имеющая,
вероятно, ограниченное распространение.
В пределах западной части Новоселовского поднятия, у с. Шиш-
кино, в Крыловской скважине 1-Р, под нижнемеловыми отложениями
на глубине 1693 м залегает пачка сильно измененных эффузивов, кото-
рые определены как кварцевые порфириты, подвергавшиеся длитель-
ному выветриванию.
Тарасовской скважиной 1-Р (у с. Глубокое) на глубине 1184 м
вскрыты метаморфические сланцы с тонкими прослоями мраморизо-
ванных известняков. Аналогичные породы отмечены и по разрезу,
вскрытому в пределах Новоселовской площади.
В пределах Октябрьской антиклинальной структуры несколькими
скважинами на глубинах 2722—3210 м вскрыты дислоцированные
углисто-глинисто-слюдистые, графитизированные кварцево-слюдистые
и кремнисто-серицитовые сланцы, содержащие прослои сланцеватых
аргиллитов, песчаников и алевролитов полимиктового состава. Это
породы, претерпевшие процессы глубинного эпигенеза и начального
метаморфизма. В скважине 5-Р среди сланцев встречена дайка
или жила диабазового порфирита, а в скважине 1-Р в верхней части
разреза отмечены тонкие прослои измененных туфов, туффитов и аль-
битизированный порфирит.
Э. С. Новиков (1963) калий-аргоновым методом определил радио-
метрический возраст этих пород. Так, для филлитизированных песчаников
ДОКЕМБРИИ И ПАЛЕОЗОЙ
69
вскрытых скважинами в равнинном и горном Крыму
Таблица 2
Fe2Os FeO MnO CaO MgO K2O Na2O p3O5 s H2O+ н2о со2 Сумма
4,64 6,16 0,10 4,10 2,58 0,78 3,43 0,29 0,50 2,49 0,52 5,19 100,50
2,14 2,46 0,05 1,71 0,98 1,12 0,41 0,15 0,74 8,07 1,13 3,54 100,53
13,86 7,65 0,13 9,52 5,87 0,41 1,86 0,12 Следы 4,73 0,62 10,46 100,31
2,25 4,81 0,09 4,96 6,01 1,69 2,47 0,18 0,13 3,18 0,42 5,06 100,34
15,01 6,80 0,13 9,52 8,56 0,64 1,19 0,12 Следы 4,18 0,21 1,10 100,61
9,43 — 0,11 8,63 6,44 1,02 4,85 0,05 0,27 1,75 0,34 0,37 100,44
9,42 — 0,15 10,39 5,94 0,79 3,64 0,05 0,10 2,86 0,64 6,24 100,38
3,06 5,86 0,16 12,07 6,10 0,89 4,09 0,07 Следы 1,38 0,32 0,39 100,56
2,52 6,44 0,14 10,18 6,02 1,02 4,67 0,07 1,67 0,29 Следы 100,39
1,09 3,04 0,09 3,45 1,41 4,05 4,16 0,15 2,12 1,06 1,36 100,35
0,95 2,72 0,13 3,83 0,96 4,23 4,15 0,15 1,25 0,66 6,72 100,45
2,54 6,33 0,15 8,84 6,70 0,08 5,13 0,12 3,28 0,81 7,85 100,44
(скв. 1-Р, интервал 2780—2784 м) он составляет 186 млн. лет, что отве-
чает верхнему триасу—нижней юре; для кварцевых сиенитов (скв. 2-Р,
интервал 2939—2942 м) 158 млн. лет и для кордиеритово-кварцево-
полевошпатово-слюдистых сланцев (скв. 4-Р, интервал 2654—2656 м)
153 млн. лет, что позволяет последние отнести к средней юре.
А. И. Летавин, Н. А. Редичкин и Л. М. Савельева (1964) в Ок-
тябрьской скважине 1-Р из нижней части вскрытого разреза опреде-
лили комплекс пермской фауны. По заключению А. М. Волошиной,
Л. В. Просняковой и Г. А. Орловой-Турчиной (1965), в этих же извест-
няках были встречены шоффателлы и орбитолины, указывающие на
баррем-аптский возраст вмещающих пород. Таким образом, возраст их
нельзя считать точно установленным, и возможно, что более древние
окаменелости следует считать переотложенными.
В пределах Евпаторийского района под нижнемеловыми отложе-
ниями залегают доломиты (интервал 893—1011 м), затем доломитизи-
рованные известняки (интервал 1011—1111 м) и, наконец, нижняя
часть разреза (интервал 1111—1220 м) представлена оолитовыми из-
вестняками. Породы верхней части разреза окрашены в серые и розо-
ватые тона, а нижняя имеет только серую окраску. Все породы трещи-
новаты, содержат сутурные швы, заполненные глинистым материалом,
и залегают под углом от 40 до 80°. Возраст их не определен. По облику
оолитовые разности очень напоминают оолитовые известняки из глыбы
пермского возраста, расположенной у Симферопольского водохрани-
лища.
Таким образом, в пределах равнинного Крыма установлены породы
домелового, а местами и доюрского возраста, отличающиеся интенсив-
ной дислоцированностью и метаморфизмом. Однако точно возраст этих
литологически различных пород еще не определен. Как уже указыва-
лось, можно предполагать, что наиболее древними являются породы,
вскрытые в Зуйском и Нижнегорском районах, возможно, на Елизаве-
тинской площади и отвечающие по возрасту докембрию, что основы-
вается на сопоставлении их, со сходными образованиями Добруджи и
передового хребта Северного Кавказа.
Породы, вскрытые в остальных скважинах, вероятно, моложе.
С некоторой долей условности их можно сравнивать с карапелитовой
70
СТРАТИГРАФИЯ
формацией нижнего карбона Добруджи, где эти отложения также прак-
тически лишены органических остатков, представлены глинисто-слан-
цевой фацией и прорваны гранитными интрузиями, порфиритовыми и
диабазовыми жилами. В равнинном Крыму эта сланцевая толща, со-
держащая тонкие прослои известняков, а иногда и песчаников, естест-
венно, изучена хуже, так как керновый материал, подчас очень ограни-
ченный, не дает четкого представления о характере всего набора пород
и последовательности их залегания. В Новоселовском районе и Крас-
новской скважине эти породы, вскрытые до 1200 м, несколько напоми-
нают флишоидную формацию и прорваны многочисленными магматиче-
скими телами, что еще больше делает их похожими на карапелитовую
формацию Добруджи.
Карбонатные породы Евпаторийского района, вероятно, относятся
к пермской системе, как это и предполагали М. С. Бурштар и А. Е. Ка-
менецкий (1962).
Разнообразие пород фундамента в равнинном и предгорном Крыму,
служивших источниками сноса к югу в мезозойское время, объясняет
разнообразие литологического состава галек конгломератовых толщ,
встреченных среди таврических, юрских и меловых отложений горного
Крыма, где в коренном залегании домезозойские породы не выявлены.
По данным Т. И. Добровольской и О. В. Снегиревой (1962), галька
конгломератов битакской свиты средней юры близ Симферополя со-
стоит из песчаников лейаса, аргиллитов триаса, метаморфических и
изверженных пород палеозоя. Галька метаморфических пород, состав-
ляющая 20% всего галечного материала, сложена сланцами кварцево-
эпидото-хлоритовыми, кварцево-серицитовыми, кварцево-эпидотовыми,
кварцево-мусковитовыми, кварцево-хлорито-мусковитовыми и карбо-
натными. Среди изверженных пород (10% всего галечного материала)
различаются кварцевые диориты, плагиоклазовые порфириты и окрем-
нелые туфы.
Такое же разнообразие состава галечного материала отмечено для
верхнеюрских конгломератов Демерджи и готерив-барремских района
Белогорска. Для последних, как указывают Т. И. Добровольская и
Г. Б. Сальман (1960), в составе гальки, кроме осадочных образований,
характерно присутствие метаморфических пород, представленных кри-
сталлическими сланцами серицито-хлоритового состава и кварцитами.
Из изверженных пород встречены гальки гранит-порфира, порфирита,
кварцевого порфирита, кварцевого диабаза, липарита, туфов и кварца.
Таким образом, состав галечного материала в конгломератах би-
такской свиты средней юры и готерив-барремских Белогорского рай-
она, представленного метаморфическими породами, очень близок к со-
ставу отложений складчатого основания равнинного Крыма, который
и являлся источником сноса в период накопления конгломератов.
По данным Лаборатории абсолютного возраста горных пород
института геологических наук АН УССР, в конгломератах Демерджи
и Чатырдага встречаются валуны и галька гранитов позднепротерозой-
ского возраста, что указывает на транспортировку обломочного мате-
риала не только с близрасположенных участков суши, но и с кристал-
лических массивов, значительно удаленных от зон накопления обломоч-
ного материала.
ГЛЫБЫ И ВАЛУНЫ КАМЕННОУГОЛЬНЫХ И ПЕРМСКИХ
ИЗВЕСТНЯКОВ ГОРНОГО КРЫМА
На всей территории горного Крыма выходы коренных пород кар-
бона и перми неизвестны. Все изученные в настоящее время «выходы»
их представлены глыбами, валунами и гальками известняков, которые
ДОКЕМБРИИ И ПАЛЕОЗОЙ
71
залегают среди отложений более молодого возраста — от верхнего
триаса (из отложений, подстилающих сланцы с Monotis caucasica
Witt.) до среднего лейаса и базальных слоев байосского яруса.
Крупные глыбы известняков карбона и перми по северным окраи-
нам горного Крыма среди глинистых пород триаса и нижней и средней
юры представляют собой, очевидно, части массивов, сползших в эпоху
отложения осадков с поднятий в зоны опусканий, а более мелкие —
валуны и гальки — продукты размыва этих глыб.
Правда, первоначально К. К. Фохтом (1901), а затем много позже
и Г. И. Сократовым (1950) высказывалось мнение о коренном залега-
нии известняков перми среди терригенных образований того же воз-
раста.
Каменноугольные и пермские известняки распространены в двух •
полосах: южной — вдоль южного берега Крыма и северной — по север-
ной окраине той же горной страны.
ИЗВЕСТНЯКИ КАМЕННОУГОЛЬНОЙ СИСТЕМЫ
Породы заведомо каменноугольного возраста приурочены к север-
ным отрогам горного Крыма. Фаунистически охарактеризованные обра-
зования этого возраста в настоящее время известны только в трех
пунктах: в долине р. Бодрак (у с. Трудолюбовка), на правобережье
р. Салгир (против с. Лозовое) и между селами Лозовое и Марьино на
левобережье р. Салгир.
Наиболее крупным выходом каменноугольных пород в горном
Крыму является глыба серых известняков в долине р. Бодрак, приуро-
ченная к нижней части лейас-ааленской (?) толщи песчаников и слан-
цев с линзами конгломератов. Длина ее составляет примерно 24 м,
ширина 18 м, высота 6 м. Серые органогенные известняки содержат
остатки немногочисленных водорослей Donezella ex gr. lutugini Masi.,
единичных кораллов Chaetetes sp., Juanophyllum irregulare Fom., Lit-
hostrotion aff. baschkiricutn Perna и местами довольно частых фора-
минифер Tuberitina bulbacea Н а г 1. et G а 1., Hyperammina vulgaris
minor R a u s. et R e i t 1., Globivalvulina parva T c h e r n., Palaeotex-
tularia cf. longispira L i p., Asteroarchaediscus baschkiricus К г e s t. et
T h e о d., Neoarchaediscus postrugosus R e i 11., Plectogyra arcuata
G г о z d. et L e b., Bradyina ex gr. samarica R e i 11., Eostaffella proiken-
sis R a u s., E. paraprotvae R a u s.
Во втором из указанных пунктов вблизи полосы сланцев с Monotis
caucasica Witt, в валуне серых известняков (до 0,15 м в поперечнике)
были обнаружены следующие фораминиферы: Tuberitina sp., Tetrataxis
mosquensis R e i 11., Palaeotextularia aff. angusta R e i 11., Bradyina
samarica R e i 11., Neoarchaediscus borealis R e i 11., Eostaffella mutabilis
R a u s., E. ljudmilae R a u s. Наконец, в третьем пункте каменноуголь-
ные известняки были найдены в глыбовых конгломератах эскиордин-
ской свиты. В темных известняках здесь установлены: Donezella ex gr.
lutugini Mas'l., Palaeonub ecularia sp., Eolasiodiscus transistorius
В r a z. et Y a r., Asteroarchaediscus sp., Globivalvulina cf. kamensis
Reitl., Palaeotextularia sp., Climacammina sp., Bradyina minima
R e i 11., B. ex gr. cribroseptata R a u s. et R e i 11., Eostaffella protvae
R a u s., E. parva M о e 11., Pseudostaffella sp.
Во всех этих местонахождениях фаунистически охарактеризован-
ные известняки весьма близки по возрасту, что подтверждается не
только присутствием общих или близких видов фораминифер, но и по-
стоянным нахождением одного и того же вида микроводорослей. Наи-
п
СТРАТИГРАФИЯ
более вероятной представляется принадлежность этих пород к верхам
намюрского или особенно низам башкирского ярусов.
Отсутствие указаний на наличие каменноугольных пород в таври-
ческой серии Южного берега, вероятно, связано с недостаточной из-
ученностью. Старые же упоминания о присутствии галек верхнекамен-
ноугольных известняков в кимеридж-титонских конгломератах на
мысе Киик-Атлама в восточной части Южного берега горного Крыма
требуют проверки.
ИЗВЕСТНЯКИ ПЕРМСКОЙ СИСТЕМЫ
Породы пермской системы в Крыму по сравнению с каменно-
угольными значительно более распространены. В настоящее время фау-
нистически доказано их развитие в северной части горного Крыма
в районе Салгира — Бодрака — Качи и на южном берегу в районе
Ялты. В северной полосе развития пермских пород имеются две боль-
шие глыбы известняков и множество валунов и галек; в южной же
присутствуют только гальки и небольшие валуны. Различие в размерах
глыб пермских пород в северной и южной полосах их развития свя-
зано с различным способом их накопления: на севере — смещением
оползневых глыб, на юге — отложением небольших валунов и глыб
водными потоками с расположенной южнее суши.
Судя по многочисленным в общем органическим остаткам, в пре-
делах горного Крыма наиболее широко представлены верхнепермские
породы, но есть некоторые данные и о развитии здесь пород верхней
половины нижней перми (аналоги дарвазского яруса). Об этом можно
судить по находкам фузулинид, брахиопод и аммоноидей (Туманская,
1941).
По данным изучения фузулинид в настоящее время можно указать
на присутствие галек и небольших валунов нижнепермских известняков,
по-видимому, дарвазского яруса в долине Альмы, в бассейне Салгира
и по Малому Салгиру. В долине Альмы они приурочены к эскиордин-
ской свите (размеры глыб достигают здесь 3,5 м в длину) и содержат:
Darvasites ex gr. contractus (S c h e 11 w. et D у h r.), Pseudofusulina aff.
crassa (Depr.), Ps. aff. giimbelli (Dunb. et Skinn.) (Шалимов, Ми-
клухо-Маклай, 1960).
В бассейне р. Салгир — это небольшие гальки органогенных изве-
стняков; среди них некоторые содержат наряду с вышеуказанными
формами и близкие к руководящим видам дарвазского яруса Pseudo-
fusulina ex gr. kraffti (S c h e 11 w. et D у h г.) и др.
Наконец, в районе Малого Салгира присутствие нижнепермских
пород устанавливается по наличию в гальках и глыбах известняков
.брахиопод (Эйнор, Вдовенко, 1959).
Кроме того, в бассейне р. Марты тоже имеется крупная глыба из-
вестняков, в которой, по мнению В. Е. Руженцева, наряду с поздне-
пермскими аммоноидеями имеются также и характерные для так назы-
ваемого байгенджинского комплекса (верхняя половина артинского
яруса).
Таким образом, можно довольно уверенно сказать, что все имею-
щиеся сейчас указания на присутствие нижней перми в горном Крыму
свидетельствуют только о наличии здесь верхней ее половины, и что
все глыбы и гальки довольно близки по возрасту и принадлежат
одному и тому же стратиграфическому уровню.
Верхнепермские известняки известны как на севере горного
Крыма, так и на южном его берегу.
ДОКЕМБРИЙ И ПАЛЕОЗОЙ.
73
В районе- Ялты гальки верхнепермских известняков приурочены
к конгломератам и гравелитам таврической серии. Они довольно раз-
нообразны по составу: среди них имеются гальки песчаников с изве-
стковым цементом и немногочисленными мелкими фораминиферами и
фузулинидами, гальки органогенно-детритусовых известняков с массой
мелких фораминифер и менее частых фузулинид Reichelina cf. media
К. М.-М а с 1 а у, Neoschwagerina ex gr. craticulifera (S c h w a g.) и др. и
гальки рифогенных известняков с массой разнообразных мелких фора-
минифер и единичных фузулинид Brevaxina dyhrenfurthi (Dutk.), Ver-
beekina ci. verbeeki (Ge in.), Yabeina aff. globosa (Ya be), Sumat-
rina annae Volz. Кроме того, в верхнепермских известняках встреча-
ются многочисленные остатки водорослей и более редко табулят. Все
эти известняки по содержащимся в них фузулинидам относятся к ниж-
ней половине верхней перми, к мургабскому ярусу.
На севере горного Крыма большое число глыб, валунов и галек
верхнепермских органогенных известняков достигают значительного раз-
мера. Наиболее крупные глыбы (длиной до 90 м) расположены одна на
берегу Салгирского водохранилища и вторая по р. Марте (длиной не-
сколько десятков метров).
Наибольшее количество глыб и галек верхнепермских известняков
встречается в районе Симферополя, в долине р. Салгир, в образова-
ниях нижней части триасовой таврической формации и единично в так
называемых битакских конгломератах, среднеюрский (байосский) воз-
раст которых можно считать доказанным. Среди фузулинид описан до-
вольно значительный комплекс: Polydiexodina polae Той m., Paraver-
beekina pontica М.-М а с 1 a у, Cancellina primigena Hayden, Neosch-
wagerina craticulifera (S c h w a g.), N. Crimea T о u m., Yabeina karpin-
skyi Ton m., Sumatrina sp. nov., Armenina salgirica М.-М a с 1 а у. В от-
дельных гальках изредка встречаются остатки Waagenophyllum indi-
сит W a a g. et W е t z. совместно c Neoschwagerina ex gr. craticulifera
(Schwag.).
Выходы песчаников и конгломератов эскиординской свиты с галь-
ками и глыбами верхнепермских известняков (наряду с нижнеперм-
скими) имеются и по р. Альме у с. Лесное. Здесь обнаружены Reiche-
lina minuta Е г k., Neofusulinella папа М.-М а с 1 а у, Palaeofusulina sp.,
Neoschwagerina sp.
Наиболее обильный и разнообразный комплекс фауны содержится
в рифогенных известняках скалы Кичхи-Бурну по р. Марте, приурочен-
ных, по-видимому, к нижнеюрским образованиям. Особенно многочис-
ленны фораминиферы, брахиоподы, моллюски (гастроподы и аммо-
ноидеи), трилобиты и др. Среди фузулинид известны: Polydiexodina
Crimea Toum., Verbeekina verbeeki (Ge in.), Pseudodoliolina ozawai
Y a b e et Ha n z a w a, Cancellina sphaerica М.-М a с 1 a y, Praesumat-
rina rossica М.-М a с 1 a y, Afghanella elegantula М.-М a с 1 a y, Sumat-
rina cf. annae Volz, и др.
Весьма близкий комплекс фузулинид и брахиопод обнаружен
в гальках и валунах известняков по р. Малый Салгир в окрестностях
с. Покровское. Среди фузулинид там отмечены Verbeekina cf. verbeeki
(G e i n.), Neoschwagerina craticulifera (Schwag.), N. Crimea Toum.
(Эйнор, Вдовенко, 1959).
Судя по приведенным спискам фузулинид, во всех случаях наи-
более широко представлены известняки мургабского яруса. Вместе
с тем почти несомненно, что тут же присутствуют и гальки известняков
более высоких горизонтов верхней перми, относящиеся уже к памир-
скому ярусу.
74
СТРАТИГРАФИЯ
По особенностям ассоциации водорослей, фораминифер, кораллов,
брахиопод, моллюсков (особенно аммоноидей) пермские породы Кры-
ма. формировались в теплых водах Кавказско-Синийской биогеогра-
фической области.
Таким образом, для горного Крыма можно считать типичным не-
значительное развитие известняковых пород карбона, практически при-
надлежащих лишь к одному стратиграфическому уровню (верхний
намюр — башкирский ярус) и сравнительно большое развитие органо-
генных известняков, принадлежащих большей частью к пермской
системе, особенно к нижней половине верхней перми. На основе этих
данных можно полагать, что наиболее сходен разрез перми горного
Крыма с таковым южного склона Главного Кавказского хребта в рай-
оне Белореченского перевала.
ТАВРИЧЕСКАЯ СЕРИЯ
Понятие «таврическая серия» охватывает мощный комплекс терри-
генных флишевых и флишоидных отложений верхнетриасового и нижне-
юрского возраста, заключающий локально развитые вулканогенные
образования, горизонты известняковых глыб, пачки гравелитов и кон-
гломератов. Породы таврической серии слагают значительные площади
на северном склоне Крымских гор — в верховьях рек Бельбек, Кача и
Альма и на южном склоне, где они протягиваются почти непрерывной
полосой вдоль подножия Главной гряды от мыса Сарыч на западе до
вулканического массива Карадаг на востоке. В северо-западной части
Алуштинского амфитеатра эти две обширные площади развития по-
род таврической серии — Бельбекско-Альминская и Южнобережная—
соединяются узкой перемычкой в районе перевала Кибит-Богаз. Зна-
чительно меньшие по размеру площади сложены породами таврической
серии в бассейне р. Салгир южнее Симферополя и в долине Сухой
речки (восточнее Балаклавы); небольшие выходы известны в районе
Янышарской бухты восточнее пос. Планерское и в некоторых других
местах.
Отложения, подстилающие таврическую серию, пока достоверно
не установлены. Как уже отмечалось, скважина в районе Ялты, за-
данная в породах таврической серии, прошла по ним 2250 м и была
остановлена в сильно дислоцированном флише. Таврическая серия
перекрывается средне- и верхнеюрскими отложениями, а местами
(в бассейнах рек Бельбек, Кача, Альма, Салгир) и моноклинально за-
легающими отложениями нижнего мела.
Размывы в процессе накопления таврической серии и после его
окончания имели место, но фиксируются не повсюду. Так, в бассейне
Альмы в районе пос. Карагач установлен непрерывный переход от
фаунистически охарактеризованных отложений верхнего триаса через
песчано-глинистые и глинистые отложения лейаса к песчано-глинистым
отложениям байоса (Крымгольц, Шалимов, 1961).
В структурном отношении породы таврической серии слагают ядра
трех крупных антиклинальных поднятий: Качинского — на северном
склоне Крымского горного сооружения и Южнобережного и Туак-
ского — на южном склоне. В пределы Качинского поднятия попадают
выходы таврической серии в бассейнах рек Бельбек, Кача и Альма, вы-
ходы в бассейне р. Салгир, а также разделяющий эти две площади
участок Салгир-Альминского междуречья, на котором таврическая
серия перекрыта более молодыми отложениями небольшой мощности
(нижний мел, верхняя юра) и обнажается лишь по балкам в эрозион-
Схема стратиграфического расчленения таврической серии
1 а о л и ц а 3
Система 1 Отдел Ярус К. К. Фохт, 1901-1910 гг. А. С. Моисеев, 1923—1939 гг. В. Ф. Пчелинцев, 1937 г. М. В. Муратов, г. Л. Б. Васильева, 1952 г. А. Д. Миклухо-Маклай, Г. С. Поршняков (район Бодрака), 1954 г.
Б. П. Бархатов, 1955 г.
Стратиграфический словарь, Геологическое строение СССР, т. I. 1958 г. М. В. Муратов, 1959 г. Н. В. Логвиненко, Г. В. Карпова,. Д. П. Шапош- ников и др., 1961 г. . В. Ф. Пчелинцев, 1962’ г. А. И. Шалимов, 1960—1962 гг.
! Салгирский тип разраза Альминский тип разреза
« X X к OJ сх и> Батский Перерыв VVWVWXAAAA X о ч V X X CJ <и sr X CU X СО Перерыв Эскиординская свита (мощность до 400 м) — песчаники, конгломера- ты, прослои сланцев, линзы и глыбы извест- няков 05 X X га S CU о •S" X со X <и> sr A/WWWWWWWWWWW s CU Свита таврических ® сланцев (сланцы, песча-н ники, в верхних гори- зонтах линзы известня- ков) Среднеюрские отлоя \AAA/WWWW\AAAAAAAAA/\AA/W Сланцево-песчанико- вая толща Песчаники и криноид- ные известняки с бога- той фауной брахиопод и гастропод к X A/VVVV'AA/VXA/VVVXA/VVAAA/VV' ZS га S Си о Перерыв 03 ЕЙ <D ЕГ К M/VWWVWVWWV^^ зэ 03 Сланцево-песчанико- н вая толща с линзами из- вестняков верхнего три- аса Кения Лейасовая часть тав- рической свиты — флиш га н Эскиординский гори- S и зонт (аргиллиты, песча- <-> ники, мелкогалечные « га конгломераты) х о о X X CU а га Верхнетриасовая часть таврической свиты — флиш
Байосский
Ааленский Перерыв
я OJ эх X X * X X эХ X X X Си <и CQ Тоарский
эХ X X Ef си о Домерский Плинсбахский АЛЛЛАЛЛЛЛААЛЛАЛА^^ААААА/WW Верхняя толша (лей- асовая) — флиш а о ч Эскиординская толша и (переходная) * V ЕГ сх 0 «а CQ X а Нижняя толща (верх- о нетриасовая) —флиш
эх X X % X X Лотарингский Синемюрский Геттангский
эХ X X X Си «а CQ (Рэтский)* Норийский Карнийский
Вулканогенно-осадоч-
ная свита
Свита глинистых слан-
цев
Свита песчаников и
сланцев с линзами кон-
песчаников и сланцев
(верхний триас — ниж-
няя юра нерасчлененные)
? 1 || ЕЁ < -о < Эскиординская сви- г > g г гв г та — песчаники, сланцы, г > £ 2 "° > линзы грубых аркозов, 2 д 2 Й г ® | конгломератов, глыбы ? » > м х известняков карбона, > -о > перми, верхнего триаса, 2 > п 1 линзы известняков лей- 2 Е > g | аса; местами терриген- 2 « > 2 ный флиш | | Таврическая формация | | VVVVVVVA/VAAAAAAA/VVVVVVVVAAA/' Эскиординская свита— в верхней части кварци- товидные песчаники и мелкогалечные конгло- мераты, в нижней — се- рые песчаники, чередую- щиеся с аргиллитами линзы и глыбы извест- няков к AAAAAAA/WWWWXAA/WWV S CU CU Таврическая свита— ° однообразная флишоид- ® ная толща, состоящая “ из ритмического чередо- £ вания алевролитов и ар- « ТИЛЛИТОВ со 03 Слои с Parkinsonia parkinsoni Перерыв WWWWWWWW///AWVW\ Верхняя часть таври- . « ческой серии — преиму- х сх щественно терригенный о флиш, в нижних гори- ° зонтах песчаники и слан- * цы с глыбами и линза- * ми известняков X CU га 03 к (1) Глыбы известняка с X Rhaetina и Spiriferina al- рта Слои с Monotis cauca- sica и брахиоподами Слои с Proarcestes cf. gaytani и Halobia aust- riaca а n c i T“ 5 If Cd < < < x S I 5 2 2 n E 3 » 2 Эскиординская свита— 2 2^ g 2 песчаники, сланцы; глы- ч 2 § “2 2 бы известняков < _< 2 2 ° 5 S S Л s © Й a 2 2га? га и -о > 1 2 ч-» 2 ж к х Г .... - s газ s g х« д ( 2 га 2 о н га | Верхнетаврическая > 73 $ о х S 1 свита — флиш 2 " 2 % Ы X 2 ® 2 га е । | | ^ II IIs С с К Таврическ’аясерия > > » rz^Z\ZW,/VVV\AA/\XVVVV\ZVV\AAAAA Эскиординская свита1— песчаники, флиш; кон- гломераты, глыбы изве^ стняков Перерыв .AAAA/VVXAA/VVXAAAAAAAAAAAAAA/ Верхняя аргиллитовая R толща; толща с песча- °- о никовым флишем; ниж- « няя аргиллитовая тол- ® ща; толща нормального * флиша с кварцитовид- “ ными песчаниками; древ- s CU няя толща нормального со СО и алевролито-аргиллито- н вого флиша
Среднеюрские отложи ния Битакская свита — конгломераты, песчани- ки Карагачская свита — эффузивы, туфы, туфо- сланцы
1 1 J Таврическая свита — преимущественно терригенный флищ (эскцрр- > ? < динский горизонт не является стратиграфической единицей, это ре- S < зультат локальных размывов сводов антиклинориев, сформировавшихся 2^5 на границе позднего триаса И ранней юры) > g < э а < f < — > < «VV Эскиординская свита— тесчаники, гравелиты, конгломераты, пачки :ланцев, горизонты из- вестняковых глыб; туфы V\^AA/\Zur\AAAAAAAAA/>«AAZ\A/VVV Перерыв. UVVVV^A/VVV^AAAA/WWVVV'i/V\ Верхняя подсвита— линзы эффузивов Эскиординская свита— в верхах преимуществен- но1 глинистые сланцы, ниже светлые песчаники с прослоями сланцев, в основании пачка глини- стых сланцев W X CU <и CS 'A^AAA/\A/\A/\A/V\AAAAAA/\^^ о о ЕГ" Таврическая свита — х терригенный флиш (мо- S’ нотонное ритмическое переслаивание мелкозер- нистых песчаников, алев- з олитов, аргиллитов;)'
Таврическая свита Нижняя подсвита — преимущественно1 терри- генный флиш, в низах пачки аргиллитов с кар- нийской фауной
Ладинский
Анизийский
ЭХ
X
X
X
X
* Рэтские отложения в Крыму палеонтологически не выделяются, как и в большинстве регионов Советского Союза (Попов, 1960). Это связано не с наличием перерывов в рэте, а вероятнее всего с тем, что рэтские отложения неотделимы от норийских. Стратотип рэта, выделенный в 1864 г. Гюмбелем в Рэтских. Альпах, может представлять собой фацию верхнетриасовых (дорий-
ских) отложений, подобно лузитану в верхней юре. — Прим. ред. ' v \ Р
ТАВРИЧЕСКАЯ СЕРИЯ
75
ных окнах. К Южнобережному поднятию относятся выходы тавриче-
ской серии, протягивающиеся вдоль морского побережья от м. Сарыч
до Алушты. К Туакскому поднятию относятся выходы от Алушты и
Рыбачьего, протягивающиеся вдоль моря и затем между р. Ворон и
вулканическим массивом Карадаг, слагающие ядра антиклинальных
складок. Кроме того, таврической серией сложен ряд небольших под-
нятых блоков и чещуй, расположенных среди более молодых отложе-
ний и имеющих с последними тектонические контакты (Сухая речка
близ Балаклавы, выход северо-западнее пос. Планерское, по берегу
Янышарской бухты и т. д.).
В бассейнах рек Альма, Кача и Бельбек таврическая серия, по-
видимому, не распространяется далеко к северу и северо-западу. Судя
по появлению вулканогенных и терригенных образований среднеюр-
ского возраста по линии мыс Фиолент — с. Трудолюбовка (р. Бод-
рак) — Симферополь и по неглубокому залеганию палеозойских отло-
жений в пределах Симферопольского поднятия, северо-западной гра-
ницей распространения таврической серии в юго-западном Крыму явля-
ется район Предгорной гряды Крымских гор. Разломы северо-восточ-
ного простирания, установленные по геофизическим данным (Лебедев,
Соба карь и др., 1963) в районе этой гряды, а также присутствие вул-
каногенных образований верхнетриасового, нижне- и среднеюрского
возраста вдоль линии Симферополь — мыс Фиолент позволяют пред-
полагать, что именно вдоль этой линии располагался северный шов
геосинклинального трога в период накопления таврической серии.
О положений северной границы площади развития таврической
серии в восточном Крыму данных меньше. Выходы таврической серии
на поверхность на северном склоне Крымских гор восточнее р. Малый
Салгир неизвестны. Вероятно, породы таврической серии на всем
протяжении от верховьев р. Салгир, по крайней мере до меридиана
Старого Крыма \ подстилают (местами совместно со среднеюрскими об-
разованиями) залегающие преимущественно моноклинально верхне-
юрские и меловые отложения. Северная граница площади распростра-
нения таврической серии здесь, по-видимому, проходит севернее, чем
в юго-западном Крыму, — в пределах Индоло-Кубанского прогиба.
Южная граница площади развития таврической серии скрыта во-
дами Черного моря. Флиш таврической серии, вероятно, подстилает
современные морские осадки на значительной части материковой от-
мели (с глубинами до 100 м), окаймляющей Южный берег. Можно
предположить, что таврической серией сложена на глубине и часть кон-
тинентального склона Черноморской котловины к югу от горного
Крыма (например, на участке Алушта — Приветное и в некоторых
других местах).' Таким образом, ширина геосинклинального трога,
в пределах которого была сформирована таврическая серия, могла
достигать 50 км. Длина его составляла не менее 150 км, а в случае
связи с геосинклинальным прогибом южного склона Большого Кав-
каза, на что указывает сходство фаций верхнетриасовых отложений
в горном Крыму и в районе Красной Поляны (В. И. Славин), дости-
гала многих сотен километров.
Мощность пород таврической серии, достоверно нигде не установ-
ленная, составляет несколько километров. В верховьях Альмы известны
непрерывные разрезы, в пределах которых мощность флишевых отло-
жений таврической серии превышает 1200 м. Н. В. Логвиненко,
1 Фаунистически охарактеризованные отложения таврической серии, содержащие
отпечатки Monotis caucasica (W i 11.), вскрыты в 1958 г. буровой скважиной близ
с. Гончаровка в окрестностях Старого Крыма на глубине 2000 м.
76
СТРАТИГРАФИЯ
Г. В. Карпова и Д. П. Шапошников (19151) оценивают мощность только
триасовой части таврической серии в 4,5 км, но эта цифра, вероятно,
несколько завышена.
Представление о многокилометровой мощности таврической серии
вытекает из анализа характера ее залегания в пределах обнаженных
площадей — в ядрах антиклинальных поднятий, где она образует кас-
кады мелких, обычно опрокинутых складок, часто расчлененных на
чешуи многочисленными надвигами. Эта весьма сложная внутренняя
структура в совокупности с литологической монотонностью и относи-
тельной бедностью органическими остатками таврической серии объяс-
няет, почему до сих пор ее тектоника не может считаться окончательно
расшифрованной, а стратиграфия продолжает оставаться спорной.
Первые находки лейасовой фауны в горном Крыму связаны с име-
нами Дюбуа-де-Монпере (1839, 1842) и Гюйо (1842)/В качестве важ-
ного элемента стратиграфического разреза горного Крыма эти отложе-
ния были выделены в начале нашего столетия К. К.- Фохтом (1901),
который назвал их «таврическими слоями». В дальнейшем изучением
стратиграфии таврической серии занимались А. А. Борисяк (1903—
1909), Н. 3. Милькович (1902), А. С. Моисеев (1923—1939), М.В.Мура-
тов (1949, 1959, 1960), В. Ф. Пчелинцев (1937, 1962), Л. В. Васильева
(1950, 1952), А. Д. Миклухо-Маклай и Г. С. Поршняков (1954),
Б. П. Бархатов (1955), Н. В. Логвиненко вместе с группой сотрудников
Харьковского университета (1954—1961), А. И. Шалимов (1955—1966),
В. Н. Шванов (1966) и др. Схемы стратиграфического расчленения тав-
рической серии, предлагавшиеся разными авторами и принятые в раз-
личных руководствах, представлены в табл. 3. При всем разнообразии
применяемой терминологии («слои», «формация», «свита», «серия», со-
вокупность «свит»), а также различном понимании возраста пород,
включаемых в таврическую серию, большинство авторов считают ее
верхнетриасовым и нижнеюрским образованием и, соответственно, вы-
деляют в ней под разными названиями верхнетриасовую и нижне-
юрскую части.
Термин «таврическая серия» принят для всего комплекса триас-
нижнеюрских отложений горного Крыма потому, что он использовался
многими исследователями и соответствует современному толкованию
понятия «серия» как сложного и мощного комплекса стратифицирован-
ных образований, сформированных в течение длительного отрезка вре-
мени в менявшиеся, но сохранивших свои главнейшие особенности тек-
тонических условиях. Термин этот должен быть сохранен, ибо современ-
ный уровень изученности триас-нижнеюрских отложений горного
Крыма не позволяет произвести повсеместное разделение верхнетриасо-
вой и лейасовой частей серии.
Стратиграфический диапазон серии не всеми исследователями
принимается одинаковым. Так,’Б. П. Бархатов (1955) и А. И. Шали-
мов (1960, 19622) считают, что таврическая серия в отдельных разре-
зах включает и среднеюрские отложения, а Н. В. Логвиненко (1961),;
применивший название «таврическая серия» только для триасовой
части рассматриваемого комплекса, предполагает, что большая часть
разреза серии относится к среднему триасу и даже, быть может, вклю-
чает нижний триас. В этом отношении Н. В. Логвиненко и группа гео-
логов Харьковского университета (Г. В. Карпова, Д. П. Шапошников
и др.) стоят особняком в понимании стратиграфического диапазона
серии.
Пытаясь подразделить таврическую серию, большинство исследо-
вателей выделяли в ней две или три свиты (толщи) разного литологи-
ческого состава. При этом многие, следуя примеру А. С. Моисеева
ТРИАСОВАЯ СИСТЕМА
77
(1929), впервые выделившего конгломерато-песчаниковую часть таври-
ческой серии под названием эскиординской свиты (эскиординского
горизонта), называют верхнетриасовую часть серии таврической сви-
той, а лейасовую (всю или ее нижнюю толщу) —эскиординской свитой
(см. табл. 3). Детальное изучение разрезов таврической серии, прове-
денное в последние годы, показывает, что такое деление и сама приме-
нявшаяся терминология в свете современных представлений стали не-
правомерными.
«Стратотип» эскиординской свиты, описанный А. С. Моисеевым
(1929) для окрестностей Симферополя, характеризует сводовую часть
крупной Курцовской антиклинали позднетриасового — раннеюрского
возраста и далеко за пределы данной структуры не прослеживается; по
существу, он представляет собой одну из литофаций нижнеюрских отло-
жений. В соседних конседиментационных синклиналях «эскиордин-
ской» литофации соответствуют одновозрастные отложения совершенно
иного состава (флиш, существенно глинистые толщи и т. д.). Эта
локальность проявления «эскиординской свиты» впервые была подчерк-
нута М. В. Муратовым (1949), который склонен рассматривать «эскиор-
динскую свиту» как фацию «дикого флиша», формировавшуюся вблизи
северного края геосинклинального прогиба.
Отложения, дитологически сходные с «эскиординской свитой»,
встречаются и в Других районах горного Крыма (в районе Фороса,
Ялты и в некоторых иных местах), но они развиты локально и быстро
сменяются по простиранию нормальным флишем.
Так как понятие «свита» предполагает определенную литологиче-
скую устойчивость данного стратиграфического подразделения, оно не
подходит для лейасовых отложений горного Крыма (как для всех
в целом, так и для некоторых). Поэтому от использования термина
«эскиординская свита» в стратиграфическом значении следует отка-
заться, и при дальнейшем изучении лейасовых отложений таврической
серии иметь в виду их резкую фациальную изменчивость.
За верхнетриасовой частью таврической серии, учитывая ее значи-
тельно большую литологическую устойчивость (преимущественно тер-
ригенный флиш), лучше всего сохранить название «таврическая свита»,
используемое для этих отложений большинством авторов. Однако, не
говоря уже о трудности отделения «таврической свиты» от вышележа-
щих пород лейаса, название ее, одноименное с названием серии, пред-
ставляется мало удачным. В этом отношении более подходящим явля-
ется предложенное М. В. Муратовым название нижнетаврическая свита,
которое в дальнейшем и будет нами использоваться.
Ниже приводится описание главнейших разрезов и основных лито-
логических особенностей таврической серии отдельно для ее верхне-
триасовой и лейасовой частей, составленное главным образом по дан-
ным М. В. Муратова (1949, 1959, 1960), Н. В. Логвиненко (1954, 1958,
1959, 1960, 1961, 1962) и А. И. Шалимова (1960, 1961, 1962, 1965, 1966).
ТРИАСОВАЯ СИСТЕМА
ВЕРХНИЙ ОТДЕЛ
Верхнетриасовая часть таврической серии (собственно таврическая,
или нижнетаврическая, свита) представлена преимущественно тонко-
ритмичным бескарбонатным терригенным флишем с песчано-алевроли-
то-аргиллитовым и алевролито-аргиллитовым составом флишевых рит-
мов, она известна в ряде районов горного Крыма: на северном склоне—
в бассейне р. Салгир юго-восточнее Симферополя, на Салгир-Альмин-
ском междуречье (у сел Петропавловка, Партизаны), в верховьях рек
78
СТРАТИГРАФИЯ
Альма (восточнее и юго-восточнее с. Дровянка) и Бодрак; на Южном
берегу — у поселков Форос, Тессели, Мухолатка, Оползневое и Голу-
бой залив, в Ялте, в западной части Алуштинского амфитеатра, в окре-
стностях сел Малореченское, Приветное, Рыбачье. Наиболее восточная
точка, в которой обнаружена фауна верхнего триаса, находится на
берегу Янышарской бухты; здесь в небольшом выходе черных аргилли-
тов Г. А. Лычагиным обнаружены отпечатки Monotis caucasica
(Witt).
В северо-восточной части Качинского поднятия фаунистически оха-
рактеризованные отложения верхнего триаса занимают сравнительно
небольшие площади; они приурочены к ядрам антиклиналей в по-
родах таврической серии. Так, ряд выходов на Салгир-Альмин-
ском междуречье намечает ядро антиклинали, прослеживающейся
в северо-восточном направлении от Бодрак-Альминского водораз-
дела почти до с. Лозовое в бассейне р. Салгир (Лебединский, Ша-
лимов, I960). В районе с. Дровянка (верховья р. Альмы) выходы фау-
нистически охарактеризованного триаса появляются в правом борту
долины на воздымании шарнира крупной Бешуйской синклинали, по-
гружающейся в северо-восточном направлении. В 1964 г. геологи Крым-
ской экспедиции Главгеологии УССР М. В. Полякова и Н. Б. Петрова
обнаружили целое «кладбище» Monotis caucasica в 1 км юго-восточнее
с. Дровянка в левом борту долины Альмы.
Разобщенные выходы верхнетриасовых отложений разделены
в пределах ядра Качинского поднятия значительными участками,
в которых залегают либо фаунистически охарактеризованные
отложения лейаса, либо породы, литологически сходные с лейасовыми
отложениями, либо «немой» флиш. В ряде случаев синклинальное за-
легание «немого» флиша позволяет предполагать, что и он относится
к лейасу. Несмотря на то, что указать точные границы верхнетриасо-
вых и лейасовых отложений в пределах всего Качинского поднятия
пока не представляется возможным, можно с большой долей вероят-
ности утверждать, что на современном эрозионном срезе верхнетриасо-
вые отложения в ядре Качинского поднятия гораздо менее распростра-
нены, чем лейасовые.
Труднее этот вопрос решается для Южнобережного и Туакского
поднятий. Здесь разница в литологическом составе верхнетриасовых
и лейасовых отложений менее ощутима, чем на северном-склоне, чешуй-
чато-складчатая структура является более сложной, а число фаунисти-
ческих находок пока невелико. Однако положение участков, в которых
собрана фауна верхнего триаса (у Тессели, Мухолатки, Приветного),
заставляет предполагать, что синклинально залегающие по соседству
толщи флиша относятся уже к лейасу. Разумеется, и здесь вопрос
может быть окончательно решен лишь в результате детальных площад-
ных съемок. Задача осложняется еще и тем, что в складчато-блоковых
деформациях ядра Южнобережного поднятия участвуют среднеюрские
отложения, местами литологически сходные с лейасом. В качестве при-
мера можно привести сложную складчато-чешуйчатую структуру
у с. Рыбачье, описанную Г. А. Лычагиным и др. (1956), в которой
среднеюрский возраст отложений был установлен лишь на основе фау-
нистических данных1.
Места находок фаунистически охарактеризованных отложений
верхнего триаса в западной части Алуштинского амфитеатра, в районе
вулканического массива Карадаг и на берегу Янышарской бухты при-
1 То же касается среднеюрских отложений близ Ялты на Массандровском склоне,
где они литологически чрезвычайно похожи на породы таврической серии.— Прим. ред.
ТРИАСОВАЯ СИСТЕМА
79
урочены к зонам крупных поперечных разрывов и могут быть связаны
с явлениями пластического нагнетания верхнетриасового флиша в зоны
разрывных нарушений (Шалимов, 19651,2)- Верхнетриасовые отложе-
ния на этих участках имеют незначительное распространение, образуя
мелкие чешуи и небольшие каскады складок. В целом можно предпо-
лагать, что и в пределах доступной наблюдению части Южнобереж-
ного поднятия верхнетриасовые отложения уступают по своей распро-
страненности лейасовым.
Современный уровень изученности стратиграфии триасовой части
таврической серии не позволяет дать единой для всего горного Крыма
стратиграфической схемы этого внешне монотонного, но в действитель-
ности-очень сложного по внутреннему строению, фациальным измене-
ниям и тектонике геологического образования. В последние годы вопро-
сами стратиграфии триасовых отложений горного Крыма занимались
М. В. Муратов, Н. В. Логвиненко и А. И. Шалимов. Их стратиграфиче-
ские схемы последовательно и приводятся.
М. В. Муратов (1959) объединяет верхнетриасовые отложения тав-
рической серии в нижнетаврическую свиту (см. табл. 3). Слои
песчаников, алевролитов и аргиллитов нижнетаврической свиты обра-
зуют ритмическое переслаивание, типичное для флишевых толщ: песча-
ники и алевролиты составляют первый элемент флишевого ритма,
аргиллиты — второй элемент. Кроме типичного флиша, в состав свиты
входят пачки тонко рассланцованных пород, иногда с сидеритовыми
конкрециями. Мощность таких пачек колеблется от десятков до первых
сотен метров. Стратиграфическое положение пачек не везде выяснено.
В некоторых из них были встречены отпечатки Halobia. М. В. Муратов
(1959) предполагает, что горизонт с этими отпечатками, обнажающийся
у сел Петропавловка и Лозовое, залегает в основании нижнетавриче-
ской свиты и является древнейшим из известных горизонтов мезозой-
ских отложений Крыма.
Н. В. Логвиненко (Логвиненко и др., 1961) выделяет в разрезе
триасовых отложений таврической серии пять толщ (снизу вверх):
1. Толща нормального и алевролито-аргиллитового флиша.
2. Толща нормального флиша с кварцитовидными песчаниками.
3. Аргиллитовая флишоидная толща (нижняя).
4. Толща с преобладанием песчаникового флиша.
5. Аргиллитовая флишоидная толща (верхняя).
1. Толща нормального и алевролито-аргиллитового флиша явля-
ется наиболее древней частью таврической серии. Она сложена
четырьмя мощными пачками алевролито-аргиллитового флиша, разде-
ленными тремя пачками нормального флиша. К нормальному флишу
отнесены породы с примерно одинаковым развитием всех элементов
ритма (песчаников, алевролитов, аргиллитов) или с небольшим преоб-
ладанием аргиллитов; к алевролито-аргиллитовому флишу отнесены
пачки без песчаников или с редкими и маломощными песчаниками.
Мощность этой древнейшей части таврической серии, по мнению
Н. В. Логвиненко, не менее 2500—3000 м, а район развития — ядро
Качинского поднятия, в частности верховья Бодрака и Альмы. На
Южном берегу она отсутствует.
2. Толща нормального флиша с кварцитовидными песчаниками
прослежена в пределах Южнобережного поднятия (в 5 км восточнее
с. Рыбачье на склонах и оврагах, обращенных к морю), в верховьях
р. Альмы (в 2 км ниже с. Дровянка в правом борту долины и
в 1—1,5 км выше в левом борту) и в некоторых других местах. Харак-
терной особенностью этой толщи является наличие в нормальном трех-
компонентном флише двух-трех горизонтов мощных (1,5—2,0 м) серых
80
СТРАТИГРАФИЯ
средне- и крупнозернистых кварцитовидных песчаников, а также боль-
шое количество менее мощных темно-серых песчаников (мощностью от
0,4 до 1,0—1,2 м). В выветрелом состоянии мощные песчаники имеют
розоватую, буро-розоватую и белесую окраску. Помимо песчаников,
в этой толще встречаются прослои гравелитов, в которых собраны неоп-
ределимые обломки пелеципод и криноидей (Логвиненко и др., 1961).
Мощность толщи 300—400 м.
3. Нижняя аргиллитовая флишоидная толща сложена пачками
аргиллитов и алевролито-аргиллитовым флишем с прослоями конкре-
ций железистых карбонатов. Для этой толщи характерна тонкая рит-
мичность в чередовании алевролитов, аргиллитов и конкреционных про-
слоев; пачки аргиллитов составляют около одной четверти ее разреза.
Общая мощность толщи 200—250 м. Фауну в ней, так же как и в двух
нижележащих толщах, Н. В. Логвиненко обнаружить не удалось.
Нижняя аргиллитовая толща развита в 5 км восточнее с. Рыбачье на
склонах и оврагах, обращенных к морю (здесь она представлена наи-
более типично), в верховьях р. Алачук (ниже водохранилища), в рай-
оне Алушты, в бассейнах рек Качи и Марты и в других местах. Наи-
большая мощность этой толщи (250 м) установлена к северу от
с. Нижняя Кутузовка.
4. Толща с преобладанием песчаникового флиша характеризуется
правильной флишевой ритмичностью и представлена нормальным и
алевролито-аргиллитовым флишем с многочисленными фукоидами.
Местами наблюдаются пачки существенно аргиллитового или песчани-
кового состава мощностью до 2—2,5 м. Строение ритмов преимущест-
венно двухчленное: нижний элемент ритма — песчаник (реже алевро-
лит), верхний — аргиллит. Стратотипом этой толщи Н. В. Логвиненко
считает флиш, обнажающийся в долине р. Альмы у с. Дровянка,
а также флиш у развалин генуэзской башни Чобан-Куле (берег моря
между селениями Приветное и Морское).
Толща песчаникового флиша развита также в районе с. Рыбачье,
Солнечногорска, у Алушты, между Алуштой и Гурзуфом, в Алупке, на
мысе Форос. Мощность ее 200—250 м.
5. Верхняя аргиллитовая флишоидная толща в верхней и нижней
частях сложена алевролито-аргиллитовым флишем с большим количе-
ством конкреций и конкреционных прослоев карбонатов железа, в сред-
ней — почти сплошь состоит из аргиллитов с редкими прослоями алев-
ролитов и с еще более редкими прослоями песчаников. Стратотипом
этой толщи является разрез по долине р. Алачук северо-восточнее
с. Рыбачье.
В этом разрезе в средней и нижней частях толщи обнаружена мно-
гочисленная фауна триасовых Halobia. Отпечатки раковин встречаются
в отдельных горизонтах аргиллитов мощностью 20—30 см («галобиевые
банки», по Н. В. Логвиненко); Л. Д. Кипарисовой отсюда определены:
Halobia septentrionalis Smith., Н. superba М о i s s., H. neumayeri
Bitt., H. aff. neumayeri Bitt, и др.
Верхняя аргиллитовая толща установлена также между селениями
Морское и Приветное, у Солнечногорска, между с. Нижняя Кутузовка
и Алуштой, между Алуштой и Гурзуфом, западнее Ялты и в других
местах. Породы этой толщи обычно слагают ядра лежачих синклиналь-
ных складок. К верхам данной толщи Н. В. Логвиненко относит фау-
нистически охарактеризованные отложения верхнего триаса в долине
р. Салгир у Симферополя, на Салгир-Альминском междуречье и на
водоразделе Бодрака и Альмы. Общая мощность верхней аргиллито-
вой флишоидной толщи, по данным Н. В. Логвиненко (1961), 300—
400 м.
ТРИАСОВАЯ СИСТЕМА
81
Из числа кратко описанных пяти толщ только верхняя (толща 5)
фаунистически охарактеризована, и возраст ее установлен как верхне-
триасовый. Только эту толщу и подстилающую ее толщу песчаникового
флиша Н. В. Логвиненко отнес к верхнему триасу. Остальные три он
считает среднетриасовыми, причем для самой нижней (толща 1) ввиду
предполагаемой большой ее мощности не исключается и нижнетриасо-
вый возраст (см. табл. 3).
Толщи 2—5, выделенные на Южном берегу, отчетливо устанавли-
ваются лишь в частных разрезах. Распространять их на весь горный
Крым пока нет оснований, тем более что точную фаунистическую при-
вязку имеет лишь одна из них и только по одному разрезу (разрез по
долине р. Алачук). Учитывая же быструю фациальную изменчивость
флиша (заключающуюся в резком выклинивании песчаниковых эле-
ментов ритмов и целых песчаниковых пачек), нельзя исключать, что
некоторые толщи, выделенные Н. В. Логвиненко, могут оказаться
локальными образованиями, связанными лишь с развитием отдельных
конседиментационных структур флишевого трога.
Очень трудно при отсутствии детальной геологической карты па-
раллелизовать толщи сводного разреза, предложенного Н. В. Логви-
ненко, с детально изученными и фаунистически охарактеризованными
разрезами Качинского поднятия, однако не вызывает сомнений, что
флишевые отложения в верховьях р. Альмы (южнее с. Дровянка) и на
Бодрак-Альминском междуречье, которые И. В. Логвиненко отнес
к древнейшей (нижне-среднетриасовой) части разреза и к среднему
триасу (например, толща нормального флиша с кварцитовидными пес-
чаниками в 1—1,5 км выше с. Дровянка по р. Альме), в действитель-
ности имеют верхнетриасовый и нижнеюрский возраст. В 1 км выше
с. Дровянка в левом борту долины Альмы в нормальном флише, под-
стилающем существенно песчаниковый флиш («толщу с кварцитовид-
ными песчаниками» и гравелитами, по Н. В. Логвиненко), имеется
богатая фауна верхнего триаса. В самой же «толще с кварцитовидны-
ми песчаниками» в окрестностях с. Дровянка присутствует микро-
фауна лейаса. Не исключен более молодой возраст и для флишевых
толщ Южного берега, которые Н. В. Логвиненко отнес к среднему и
верхнему триасу (толща 2 — «нормальный флиш с кварцитовидными
песчаниками» и толща 4 — «песчаниковый флиш»).
Детальное изучение стратиграфии Качинского поднятия, глав-
ным образом в бассейнах рек Салгира и Альмы, позволило
А. И. Шалимову (1960, 19622) отделить верхнетриасовые отложения от
лейасовых. В составе верхнетриасовых отложений, объединенных им
в собственно таврическую или нижнетаврическую свиту
и представленных ритмическим переслаиванием песчаников, алевроли-
тов и аргиллитов, этот исследователь выделил по палеонтологическим
остаткам и характеру ритмичности две подсвиты — нижнюю и верхнюю.
Нижняя подсвита образована тонким ритмическим переслаиванием
мелкозернистых песчаников, алевролитов и аргиллитов. В алевролитах
и аргиллитах часто находятся караваеобразные и линзообразные кон-
креции железистых карбонатов. В аргиллитах и конкрециях встреча-
ется фауна, соответствующая карнийскому и низам норийского яруса
верхнего триаса (Rhacophyllites cf. neojurensis Q u e n s t, Halobia sep-
tentrionalis Smith., H. austriaca M о i s s., H. cf. lineata M ii n s t.,
Monotis caucasica var. taurica M о i s s. — определения Л. Д. Кипарисо-
вой). Весь этот комплекс фауны присутствует в аргиллитовой пачке и
в тонкоритмичном алевролито-аргиллитовом флише, подстилающем
верхнетриасовые эффузивы в окрестностях с. Петропавловка. В балке
в 0,5 км восточнее с. Партизаны (Салгир-Альминский водораздел)
6 Зак. 911
82
СТРАТИГРАФИЯ
в прослое аргиллита в тонкоритмичном алевролито-аргиллитовом
флише встречаются обильные отпечатки Halobia septentrionalis
Smith. В. И. Славин в 1959 г. обнаружил в окрестностях с. Петро-
павловка Pergamydia sp. nov. (aff. timorensis K-r u m b.) и Arcestes
(Pararcestes) affisturi Moi ss., которые Л. Д. Кипарисова склонна
рассматривать как карнийские формы. Здесь же в глинистых песчани-
ках были найдены обломки ростров верхнетриасовых белемнитов —
Atractites sp. (ex gr. acutus В u 1 о w.), сходные с верхнетриасовыми
белемнитами острова Тимор (Меннер и Эрлангер, 1954). Это пока
единственная находка триасовых белемнитов в Крыму. В целом возраст
нижней подсвиты таврической свиты, по-видимому, соответствует кар-
нийскому и низам норийского яруса. Л. Д. Кипарисова считает, что
низы разреза у с. Петропавловка имеют нижнекарнийский возраст,
а верхи могут соответствовать низам норийского яруса.
По данным определения абсолютного возраста двух образцов по-
род нижней подсвиты таврической свиты, произведенного в 1963 г.
калий-аргоновым методом в Лаборатории геологии докембрия АН
СССР, возраст образца слюдистого алевролита, взятого с Салгир-
Альминского междуречья (в 1 м к югу от с. Партизаны), 184 млн. лет
(±5%), а образца алевролита из окрестностей с. Украинка — около
188 млн. лет. Эти данные хорошо согласуются с результатами палеон-
тологических определений (карнийский — низы норийского ярусов).
Следует отметить, что недавно А. С. Дагисом и В. Н. Швановым
описаны обнаруженные на бодракском склоне Бодрак-Альминского
водораздела небольшие выходы грубозернистого известковистого песча-
ника, содержащего комплекс брахиопод среднего триаса: «Rhyncho-
nella» mentzeli Buch., Hirsutella hirsuta Albert, Mentzelia koeveska-
liensis S u e s s, Spiriferina cf. fragilis S c h 1 о t h., Sp. cf. manca Bitt-
ner, Sp. cf. balatonica Bittner. (Дагис, Шванов, 1965). А. С. Дагис
и В. H. Шванов склонны рассматривать залегание известковистых
песчаников как первичное, и на этом основании отнесли песчанистый
флиш, в поле развития которого .расположен выход с брахиоподами,
к среднему триасу1.
Средняя мощность ритмов нижней подсвиты 20—30 см, реже до
40 см. До трех четвертей и более мощности ритма составляет аргиллит
(или глинистый сланец). Преобладают трехкомпонентные ритмы
(песчаник+алевролит+аргиллит), но довольно часто встречаются
ритмы и целые пачки ритмов, состоящие только из алевролита и аргил-
лита. В основании ритмов залегает песчаник, выше сменяющийся алев-
ролитом и аргиллитом. Аргиллит перекрывается песчаником (алевро-
литом в двухкомпонентных ритмах) следующего вышележащего ритма.
Мощность нижней подсвиты не менее 500 м.
Нижняя подсвита слагает ядра нескольких антиклинальных струк-
тур, рост которых, по-видимому, начался в позднем триасе. Одна из
таких структур — Салгир-Альминская антиклиналь — прослежена в се-
верной части Качинского поднятия от с. Лозовое (бассейн р. Сал-
гир) до Бодрак-Альминского междуречья. Выше по р. Альме
1 Недостаточная обнаженность участка и малые размеры выхода среднего триаса
пока не позволяют решить этот вопрос окончательно. Положение известковистых пес-
чаников на простирании полосы флишоидных образований, заключающих экзотические
глыбы разновозрастных известняков, не исключает и другой возможности — что и
среднетриасовые породы являются глыбой, тяготеющей к песчано-конгломератовой
пачке, с которой начинается разрез лейасовых отложений Бодрак-Альминского между-
речья. Так или иначе, .эти находки свидетельствуют о наличии в Крыму в нижних
горизонтах таврической серии или в ее основании (если эта фауна находится в глы-
бах) отложений среднего триаса и представляют большой интерес. — Прим. ред. ,
ТРИАСОВАЯ СИСТЕМА
83
нижняя подсвита залегает в правом борту долины в крыльях крупной
синклинали, погружающейся на северо-восток, а в левом борту — обна-
жается в отдельных блоках, по-видимому, составляющих ядро довольно
крупной осложненной дополнительными складками и разрывами анти-
клинали. Отложения нижней подсвиты установлены и в центральной
части Качинского поднятия, а также в юго-западной и центральной
частях Южнобережного поднятия. Местами в нижней подсвите встре-
чаются пачки глинистого состава, почти не содержащие алевролитов и
песчаников. Мощность таких пачек обычно составляет несколько десят-
ков метров.
Верхняя подсвита также представлена переслаиванием мелкозер-
нистых песчаников, алевролитов и аргиллитов. Однако она обычно
характеризуется несколько более мощными ритмами и большим содер-
жанием песчаников в ритмах. Средняя мощность ритмов верхней под-
свиты 30—60 см\ достаточно широко распространены ритмы мощ-
ностью до 1,2—1,3 м. Алевролиты и песчаники, как правило, слагают до
половины, а иногда и более мощности ритмов. В основании ритмов
верхней подсвиты часто присутствуют среднезернистые песчаники, свя-
занные постепенным переходом с вышележащими мелкозернистыми
песчаниками, иногда там появляются крупнозернистые песчаники и
седиментационные брекчии, состоящие из остроугольных обломков гли-
нистого сланца, погруженных в песчаный цемент. Песчаники верхней
подсвиты местами содержат много растительного детрита.
Наряду с мощными слоями песчаников в верхней подсвите встреча-
ются отдельные пачки аргиллитов мощностью в несколько метров и
так же, как и в нижней подсвите, присутствуют конкреции желези-
стых карбонатов. Возраст верхней подсвиты соответствует норийскому
и, возможно, рэтскому1 ярусам верхнего триаса. Фауна — Monotis
caucasica Witt., Monotis salinaria haueri К i 11!., Monotis caucasica
var. taurica M о i s s., Halobia cf. plicosa M о i s s. 1 2 и др. встречается
главным образом в аргиллитах и сидеритовых конкрециях, реже
в алевролитах и мелкозернистых песчаниках. Наиболее обильные на-
ходки фауны — по правому берегу Симферопольского водохранилища,
в окрестностях с. Партизаны, у с. Дровянка и в других местах.
Мощность верхней подсвиты измеряется несколькими сотнями мет-
ров. В бассейне р. Альмы она составляет около 400 м.
Породы верхней подсвиты встречаются в бассейнах Салгира,
Альмы, Бодрака, Качи и Бельбека, где они залегают в северо-запад-
ном крыле и в центральных частях Качинского антиклинального подня-
тия, а также в пределах Южнобережного и Туакского поднятий.
По-видимому, они преобладают среди отложений таврической
свиты в юго-западной части Южнобережного антиклинального подня-
тия, присутствуют в Алуштинском амфитеатре, в районе сел Рыбачье
и Приветное.
Переход нижней подсвиты таврической свиты в верхнюю весьма
постепенен. Он фиксируется по увеличению средней мощности ритмов,
появлению в основании ритмов средне- и крупнозернистых песчаников,
увеличению количества растительного детрита, наконец, по несколько
иному комплексу фауны. Нижнетаврическая свита не так бедна фауной,
как принято считать. При тщательных поисках остатки ископаемых
удается обнаружить почти в каждом крупном обнажении. Обычно они
встречаются в конкрециях железистых карбонатов и в аргиллитовых
элементах ритмов. Однако в аргиллитах в силу их слабой метаморфи-
1 См. примечание к табл. 3.
2 Определения Л. Д. Кипарисовой.
6*
84
СТРАТИГРАФИЯ
зованности фауна сохраняется плохо, лучше — в метаморфизованных
аргиллитах вблизи контактов с силлами и дайками изверженных пород.
Поэтому лучшие местонахождения фауны в таврической свите тяго-
теют к участкам развития магматических пород.
Местонахождения хорошей триасовой фауны встречаются также
в пачках флиша, содержащих конкреционные прослои железистых кар-
бонатов. Наиболее четкие отпечатки Monotis caucasica (W i 11.) со-
храняются в аргиллитовых элементах тех ритмов, в которых замещение
глинистого вещества железистым карбонатом проявилось слабо и не
дошло до- стадии образования конкреционного прослоя. Прослой
с Monotis caucasica (Witt.), прослеженный в районе с. Мухолатка
еще А. А. Борисяком (1909), представляет собой как раз такой слабо
карбонатизированный аргиллитовый элемент одного из ритмов нижне-
таврической свиты (по-видимому, из верхней подсвиты). Сохранность
фауны в этом прослое на протяжении почти километра очень хорошая,
причем совместно встречаются отпечатки крупных и мелких особей,
что указывает на захоронение in situ. Подобные прослои меньшей про-
тяженности известны и в других местах: в окрестностях сел. Партизаны
(Саблинская балка), в верховьях р. Альмы и т. д. В песчаниках фауна
встречается значительно реже и обычно представлена неопределимыми
обломками груборебристых пелеципод.
Песчаники, алевролиты и аргиллиты нижней и верхней подсвит,
по А. И. Шалимову, сходны друг с другом. Песчаники обеих подсвит —
преимущественно мелкозернистые, плотные, крепкие, серого, желтова-
того и буровато-серого цвета. При выветривании они образуют плитча-
тую отдельность и покрываются бурой коркой выветривания. Иногда,
особенно в центральных частях более мощных слоев, песчаники рас-
сланцованы.
Алевролиты отличаются от песчаников лишь тонкой зернистостью
и частым присутствием очень тонкой параллельной слоистости. Аргил-
литы — обычно темно-серые- с зеленоватым оттенком, иногда почти
черные, глинистые породы, образующие оскольчатую щебенку, которая
придает фиолетово-буроватый оттенок полуобнаженным склонам. Пла-
стичность аргиллитов показывает, что они не утратили свойств глини-
стого вещества. Последнее подчеркивается значительным разбуханием
в воде. Увеличение объема при разбухании составляет до 40—50%.
Выделение подсвит в отложениях верхнего триаса явилось извест-
ным шагом на пути расчленения флишевых толщ Качинского поднятия,
однако оно еще не апробировано детальным картированием для
Южного берега.
Ниже дается краткая характеристика некоторых литологических
особенностей триасовой части таврической серии (слоистость, гиеро-
глифы и т. д.), важных для понимания процессов формирования и по-
следующего изменения слагающих ее отложений.
Слоистость. Преобладающий тип слоистости в породах нижнетаврической сви-
ты— фракционная слоистость (graded bedding — англ.). Нижние границы ритмов
всегда резки и отчетливы. Вверх от основания ритма размер частиц породы убывает
постепенно, поэтому указать точную границу песчаника и алевролита или алевролита
и аргиллита затруднительно. Многие ритмы выглядят как единый слой, в котором
наиболее грубая фракция, сконцентрированная в основании ритма, связана постепен-
ным переходом с наиболее тонкой фракцией, слагающей верхнюю часть ритма. Фрак-
ционирование материала по крупности частиц обычно несовершенное. .Микроскопиче-
ское изучение песчаников показывает, что они состоят преимущественно из неокатан-
ных зерен кварца и небольшого количества зерен полевых шпатов и кремнистых по-
род и всегда содержат примесь алевролитового и пелитового материала, иногда до-
вольно значительную. Фракционная слоистость в ритмах нижнетаврпческой свиты
часто бывает осложнена косой слойчатостью течений и тонкой и тончайшей парал-
лельной слойчатостью. Косая слойчатость обычно появляется в. верхней части песча-
ТРИАСОВАЯ СИСТЕМА
85
никовых компонентов ритмов, либо захватывает весь песчаниковый компонент; тон-
кая параллельная слойчатость характерна для алевролитового элемента ритма и
иногда присутствует в аргиллитах в виде чередования тончайших более светлых и
более темных прослоев.
Прослеживание ритмов по простиранию показывает частое и резкое выклини-
вание слоев песчаника. По существу нижнетаврическая свита представляет собой
аргиллитовый субстрат, заключающий громадное количество песчаниковых «вкладок»,
имеющих форму плоских линз. Количество и размеры таких «вкладок» возрастают
в верхней подсвите. Достаточно резкий переход по простиранию существенно песчани-
ковой пачки верхней подсвиты в нормальный тонкоритмичный трехкомпонентный
флиш виден прямо в обнажении в правом борту долины Альмы напротив с. Дро-
вянка. Переход осуществляется в результате выклинивания в северо-западном на-
правлении большого количества более мощных слоев песчаника. Выклинивание от-
дельных слоев песчаника можно наблюдать почти в каждом обнажении.
Гиероглифы. В основании большинства ритмов на нижней поверхности слоев
песчаника (или алевролита, если он залегает в основании ритма) встречаются гиеро-
глифы— негативные отпечатки микрорельефа, существовавшего на поверхности аргил-
литового слоя, подстилающего ритм в момент, непосредственно предшествовавший
отложению песчаника. На аргиллитовом материале в силу его непрочности этот ми-
крорельеф обычно не сохраняется. Среди гиероглифов могут быть выделены: биоглифы
(рис. 15 — гиероглифы, обязанные своим возникновением жизнедеятельности донных
организмов), и механоглифы (рис. 16, 17 — гиероглифы, возникающие механическим
путем, главным образом при различных процессах подводной эрозии верхнего слоя
илистых осадков, покрывающих дно).
Биоглифы представлены: криволинейными, иногда перекрещивающимися следами
ползания, по-видимому, оставленными различными червями; отдельными бугорками
и валиками различной формы и размеров; скоплениями неориентированных бугорков;
сетками шестиугольных ячеек — Paleodictyon\ негативными отпечатками раковин, ле-
жавших на поверхности илистого слоя, наконец, следами движения по илу более круп-
ных животных. Среди последних наиболее интересны следы ползания ракообразных и
замечательный «двуслед», представленный двумя параллельными рядами округлых
выступов (см. рис. 15). Этот «двуслед», получивший название Agnodipodas («двуслед
неизвестно чей»—лат.), был обнаружен в 1955 г. А. И. Шалимовым (1962г) в поро-
дах верхней подсвиты в правом борту долины р. Саблинки около 1 км ниже с. Пар-
тизаны. В 1961 г. было найдено второе местонахождение Agnodipodas в породах верх-
ней подсвиты в 1 км южнее с. Дровянка (верховья р. Альмы). Подобный двуслед,
помимо крымского флиша, был встречен только во флише Пиренеев. По-видимому,
он представляет собой негативные отпечатки следов щупалец головоногих.
Механоглифы представлены главным образом прямолинейными штрихами и бо-
роздами волочения, следами размыва, следами стекания жидкого ила. Встречаются
механоглифы (различные виды волнистых поверхностей и гофрировок), происхождение
которых остается неясным. Они могут быть связаны как с явлениями размыва дна,
так и с последующими деформациями толщи рыхлых осадков при диагенезе. Меха-
ноглифы в виде язычковых следов размыва всегда сопровождаются косой слойча-
тостью, которая прослеживается по всей мощности песчаникового элемента ритма.
Чем более грубозернистый материал залегает в основании песчаникового эле-
мента ритма, тем более рельефные и грубые механоглифы наблюдаются на нижней
поверхности слоев песчаника. Если в основании ритмов залегают алевролиты или
тонкозернистые песчаники, то на подошвах их слоев обычно сохраняются биоглифы.
На нижней поверхности слоев мелко- и среднезернистых песчаников часто удается
наблюдать биоглифы, «перечеркнутые» и частично уничтоженные механоглифами.
Соотношения биоглифов и механоглифов свидетельствуют, что биоглифы являются
более ранними образованиями и связаны с верхней поверхностью ила, подстилающего
основание ритма, а механоглифы возникают в момент отложения песчаника данного
ритма, либо перед самым его отложением (Шалимов, 1962).
Значение гиероглифов не ограничивается тем, что по ним в какой-то степени
может быть расшифрована обстановка, царившая на дне верхнетриасового морского
бассейна. Гиероглифы имеют большое значение и при геологическом картировании:
будучи приурочены к основанию ритма, они позволяют легко отличать нормальное
и опрокинутое залегание слоев в сложных складчатых структурах таврической серии.
Эпигенетические образования. Эпигенетические образования в породах нижнетав-
рической свиты представлены тонкими кварцевыми жилками (иногда содержащими
мелкие щетки горного хрусталя), кальцитовыми жилками, прожилками белого каоли-
нита и близкого к нему алуштита и конкрециями железистых карбонатов.
Конкреции железистых карбонатов — сферические (до 30 см в поперечнике)
и линзовидные, серые или темно-серые на изломе, широко распространены среди по-
род нижнетаврической свиты. Залегают они главным образом среди аргиллитов и
алевролитов и значительно реже встречаются в мелкозернистых песчаниках. Часто-
конкреции образуют целые прослои мощностью до 10—12 см, прослеживающиеся
по простиранию на несколько метров. С поверхности они обычно окислены, приобре-
86
СТРАТИГРАФИЯ
в -
Рис. 15. Биоглифы на нижней поверхности слоев песчаника из флишевых отложений
верхнего триаса
а _ следы ползания червей; б — Agnodipodas-, в — Agnodipodas (несколько расходящихся двусле-
дов); г — Paleodictyon
ТРИАСОВАЯ СИСТЕМА
87
тают скорлуповатре строение и бурую или черно-бурую окраску за счет выделения
окислов железа. Иногда в них встречаются небольшие выделения пирита и прожилки
белого кальцита.
а
б
Рис. 16. Механоглифы на нижней по-
верхности слоез песчаника из фли-
шевых отложений верхнего триаса
и — следы размыва и строения в основа-
нии слоя мелкозернистого песчаника с ко-
сой слойчатостью; б — грубые следы раз-
мыва в основании грубозернистого песча-
ника с фракционной слоистостью
Исследования Н. В. Логвиненко и Г. В. Карповой (1959) показали, что подав-
ляющее большинство конкреций имеет однородное строение и сложены микрозерни-
стым (пелитоморфным) или мелкозернистым карбонатом ряда магнезит — сидерит.
Этот минерал был назван магнио-сидеритом. По свойствам он близок к сидероплезиту
п пистомезиту. Магнио-сидеритовые конкреции, по-видимому, возникали в стадию диа-
генеза глинистых осадков. Постоянство состава конкреций указывает на относитель-
88
СТРАТИГРАФИЯ
ную стабильность условий осадконакопления и диагенеза на протяжении всего времени
образования осадков нижнетаврической свиты.
В песчаниках довольно часто встречаются мелкие конкреции пирита, иногда до-
стигающие 2—3 см в поперечнике.
Вулканогенные образования. Верхняя подсвита нижнетаврической
свиты местами целиком или частично замещается по простиранию вул-
каногенными образованиями. Так, например, в районе сел Петропав-
ловка— Лозовое (8—10 км южнее Симферополя) на фаунистически
охарактеризованной нижней подсвите залегает вулканогенный комплекс
верхнетриасового возраста, замещающий верхнюю подсвиту по прости-
Рис. 17. Механоглифы из флишевых отложений верхнего триаса
а — глубокий искривленный след волочения; б — грубый механоглиф—результат заполнения мз
песчаником эрозионной борозды с вихревым углублением (водоворот) в краевой части
ранию. Этот комплекс сложен переслаиванием порфиритов, спилитов,
кератоспилитов, туфов, туффитов, туфосланцев. Мощность лавовых по-
кровов— десятки метров; мощность пачек пирокластов и сланцев — не-
сколько или первые десятки метров. Среди вулканогенных пород зале-
гают пластовые интрузии и дайки диорит-порфиритового и диабазового
состава. Мощность вулканогенных образований достигает 400 м.
В районе с. Петропавловка породы верхнетриасового вулканогенного
комплекса несогласно перекрываются отложениями лейаса (см. рис. 71).
Верхнетриасовые эффузивы и туфы не имеют значительного площад-
ного распространения. Вероятно, они были связаны с отдельными
центрами подводных извержений, образовывавшими изолированные
подводные вулканы и вулканические острова. С деятельностью вулка-
нов позднего триаса, по-видимому, связана примесь туфогенного мате-
риала в песчаниках нижнетаврической свиты, на которую указывает
М. В. Муратов (1959).
На современном уровне представлений о стратиграфии триасовой,
части таврической серии можно считать установленным следующее:
1) эта часть разреза таврической серии представлена преимуще-
ственно тонкоритмичным терригенным флишем и охарактеризована
фауной карнийского и норийского ярусов;
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
89
2) мощность верхнетриасовых флишевых образований довольно
значительна и во всяком случае превышает 1 км\
3) несмотря на кажущуюся монотонность, состав отложений меня-
ется по площади и с глубиной, главным образом за счет песчаниковых
(и алевролитовых) компонентов, роль которых в ритмах то резко воз-
растает, то уменьшается почти до нуля; поэтому в частных разрезах
удается выделять пачки и толщи песчанистого, алевролитового и .суще-
ственно аргиллитового флиша, а также песчаниковые и аргиллитовые
пачки мощностью в десятки и первые сотни метров;
4) в пределах Качинского поднятия, особенно в его северной части,
песчанистость флиша заметно возрастает вверх по разрезу;
5) к концу триаса дифференциация движений в бассейне седимен-
тации приводит к обособлению ряда локальных конседиментационных
структур; некоторые из них продолжали унаследованно развиваться и
в лейасе. С конседиментационными антиклинальными поднятиями свя-
зано образование позднетриасовых вулканов и биогермов (Лебедин-
ский и Шалимов, 19601,2)- Биогермы в первичном залегании, по-види-
мому, не сохранились. Обломки их пока известны лишь в виде глыб
в более молодых отложениях (лейас, средняя юра).
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
НИЖНИЙ ОТДЕЛ
Лейасовая часть таврической серии (верхнетаврическая свита) 1
охватывает сложный и мощный комплекс флишевых и флишоидных
отложений, местами включающий туфо-эффузивные образования и
горизонты известняковых глыб. Лейасовые отложения совместно с верх-
нетриасовыми слагают ядра Качинского, Южнобережного и Туакского
поднятий, причем на современном эрозионном срезе они, по-видимому,
более широко распространены, чем породы верхнего триаса.
Литологический состав лейасовых отложений в частных разрезах
чрезвычайно разнообразен: типичный тонкоритмичный флиш, песчани-
ковый флиш, толщи песчаников, песчано-конгломератовые пачки и
толщи, вулканогенные образования, горизонты известняковых глыб,
толщи существенно аргиллитового состава быстро и резко сменяют
друг друга в разрезе и по простиранию. Особенно разнообразны лейа-
совые отложения Качинского поднятия. В пределах Южнобереж-
ного поднятия литологический диапазон лейасовых образований
менее широк, преобладают разновидности терригенного флиша, суще-
ственно аргиллитовые и песчаниковые пачки, последние местами с гра-
велитами и включениями известняковых глыб.
В одних разрезах лейасовые отложения связаны постепенными
переходами с подстилающими и перекрывающими отложениями (Крым-
гольц и Шалимов, 1961), в других — отделены от подстилающих и
перекрывающих пород явлеййями размыва, сопровождавшегося более
или менее длительным перерывом в осадконакоплении (Шалимов, 1960).
Имели место локальные размывы и внутри лейасовой толщи. Эти раз-
мывы фиксируются горизонтами известняковых глыб, включающими
известняки разного возраста (карбон, пермь, триас, лейас); глыбовые
горизонты залегают в разрезе лейасовых отложений на разных страти-
графических уровнях (Шалимов и Миклухо-Маклай, 1960).
В горном Крыму известно большое количество частных разрезов
и точек, в которых была встречена фауна лейаса. Местонахождения
лейасовой фауны неоднократно описывались многими исследователями
1 В некоторых разделах ниже она именуется также эскиординской свитой. —
Прим., ред.
90
СТРАТИГРАФИЯ
Крыма (Моисеев, 19253, 19302 и др.; Пчелинцев, 1937; Муратов, 1959
и др. и т. д.). Однако подавляющее большинство находок лейасовой
фауны связано с известняками; находки фауны лейаса в аргиллитах,
песчаниках, в конкрециях железистых карбонатов сравнительно редки.
Известняки же преимущественно залегают в виде глыб, т. е. представ-
ляют собой результат разрушения и переотложения каких-то более
ранних образований. Глыбовый характер залегания известняков в раз-
резах таврической серии в минувшие годы неоднократно вводил в за-
блуждение многих исследователей геологии Крыма, занижавших по
фауне известняков возраст толщ. Так, например, Г. И. Сократов (1950)
по фауне в глыбах пермских известняков пытался определять возраст
части отложений таврической серии в окрестностях Симферополя как
пермский. В действительности же эти известняки представляют собой
отторженцы, часто тяготеющие к зонам крупных разрывных наруше-
ний; возраст известняков пермский и каменноугольный, а вмещающие
конгломерато-песчано-сланцевые породы в основном охарактеризованы
фауной верхнего триаса и лейаса.
Наиболее полный и наименее нарушенный последующими движе-
ниями разрез лейасовых отложений в горном Крыму вскрыт долиной
р. Альмы в 0,5—1,5 км юго-восточнее с. Карагач.
В этом разрезе (Крымгольц, Шалимов, 1961) выделяются (снизу
вверх):
1. Пачка темно-серых и пепельно-серых глинистых сланцев с редкими прослоями
алевролитов и мелкозернистых песчаников и многочисленными конкрециями желези-
стых карбонатов. В правом борту долины р. Альмы (устье р. Саблинка) эта пачка
имеет сланцевый состав, но к северо-востоку, в правом борту долины р. Саблинка,
в ней появляются тонкие прослои алевролитов и песчаников, количество которых по-
степенно увеличивается, и пачка приобретает типично флишевый облик. Простирание
пачки северо-восточное, падение на северо-запад под углами 30—60°. Мощность 40—
50 м. В породах этой пачки фауна не встречена. Пачка залегает согласно и без види-
мого перерыва на тонкоритмичном трехкомпонентном флише (мелкозернистый песча-
ник — алевролит — аргиллит) нижнетаврической свиты, охарактеризованном фауной
норийского яруса (Monotis caucasica Witt, и Monotis salinaria haueri Kittl.—
определение Л. Д. Кипарисовой), который слагает правый борт долины р. Альмы
выше устья р. Саблинка, а также развит непосредственно к югу от с. Партизаны.
Залегание рассматриваемой пачки на фаунистически охарактеризованных отложениях
норийского яруса, а также литологическое сходство ее с пачкой глинистых сланцев,
залегающих в основании лейасовых отложений в долине р. Бодрак и охарактеризо-
ванных там фауной нижнего лейаса (Миклухо-Маклай и Поршняков, 1954), позво-
ляет отнести эту пачку к лейасу и считать ее наиболее древним стратиграфическим
элементом лейасовых отложений в альминском разрезе.
2. Выше существенно сланцевой пачки согласно залегает толща желтоватых
среднезернистых средне- и грубослоистых кварцевых песчаников («точильные» песча-
ники горы Лысой), переслаивающихся с зеленоватыми, желтоватыми и серыми гли-
нистыми и песчанистыми сланцами. Местами среди песчаников встречаются отдельные
слои и линзы в несколько десятков сантиметров мощностью пятнистых седиментацион-
ных брекчий, состоящих из угловатых обломков глинистых и песчанистых сланцев и
сидеритов, заключенных в среднезернистом песчаниковом цементе. Многие слои песча-
ников заключают обломки ожелезненной древесины и тонкий растительный детрит.
Из древесины, собранной в песчаниках, И. А. Шилкина определила Xenoxylon cf. la-
tiporosum (Cramer) Gotha n, Cupressinoxylon Goeppert и другие формы, ука-
зывающие на юрский, вероятнее всего, нижнеюрский возраст толщи. Весьма харак-
терным для этой толщи является биоглиф Paleodyctyon. Мощность существенно пес-
чаниковой толщи около 200 м. Залегание ее такое же, как у подстилающей сланцевой
пачки.
3. В верхних горизонтах песчаниковой толщи количество глинистых пород уве-
личивается и она постепенно переходит в толщу темно-серых аргиллитов и глинистых
сланцев, среди которых изредка встречаются тонкие прослои кварцитовидных песча-
ников. В нижней части толщи глинистых сланцев были найдены белемнит Mesoteuthis
rhenana Opp. и верхнетоарские аммониты Grammoceras subquadratum В u с k m.
и G. saemanni Dum. (определения произведены Г. Я- Крымгольцем). В верхней
части сланцевой толщи встречены обломки крупных ростров (длиной свыше 15 см и
диаметром до 5 см) среднеюрских Megateuthis sp. Эти находки указывают на верхне-
лейасовый возраст нижней части толщи глинистых сланцев и предположительно на
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
91
нижнебайосский возраст ее верхних горизонтов. Мощность толщи глинистых сланцез
около 400 м.
4. В верхних горизонтах толщи глинистых сланцев появляются прослои туфов и
отдельные покровы порфиритов. Количество вулканогенного материала вверх по раз-
резу быстро увеличивается, глинистые сланцы начинают играть подчиненную роль,
в них тоже появляется примесь пирокластических пород и таким образом осуществ-
ляется постепенный переход от толщи глинистых сланцев тоар-раннебайосского воз-
раста к вышележащей вулканогенной толще, охарактеризованной фауной верхнего
байоса (Крымгольц и Шалимов, 1961).
Анализ описанного разреза, вскрытого долиной р. Альмы, позво-
ляет сделать следующие выводы: 1) формирование его происходило,
вероятно, без видимых крупных перерывов за промежуток времени от
позднего триаса до байоса включительно; 2) к лейасовым отложениям
приходится отнести нижнюю сланцевую пачку, существенно песчанико-
вую толщу и нижнюю часть сланцевой толщи, охарактеризованную
фауной верхнего тоара; таким образом, мощность лейасовых отложе-
ний в этом разрезе составляет около 500 м\ 3) возраст верхней части
сланцевой толщи, по-видимому, соответствует аалену и низам байоса;
4) так как следов явных стратиграфических перерывов в альминском
разрезе не установлено, возраст нижней сланцевой пачки можно ориен-
тировочно считать нижнелейасовым, а существенно песчаниковой
пачки — среднелейасовым и раннетоарским. Последнее соображение
подкрепляется устным сообщением Л. С. Белокрыса, обнаружившего
«остатки ростров тоарских белемнитов» в верхней части разреза пес-
чаниковой толщи.
Альминский разрез лейасовых отложений хорошо параллелизуется
с разрезом, вскрытым долиной р. Бодрак в районе с. Трудолюбовка
(см. табл. 3).
Здесь в основании разреза залегает «свита глинистых сланцев с линзами изве-
стняков» (Миклухо-Маклай и Поршняков, 1954). Сланцы этой «свиты» сходны со
сланцами нижней сланцевой пачки альминского разреза; в них встречаются аммониты
нгижнелейасового возраста—Schlotheimia (Scamnoceras) angulata S ch io th., Schlot-
heimia (Charmasseiceras) charmassei Orb. (определение Г. Я. Крымгольца). Эти на-
ходки характеризуют верхи геттангского — низы синемюрского ярусов. В известняках,
залегающих в долине р. Бодрак в виде небольших линз и глыб, также встречена
фауна, характеризующая преимущественно нижний лейас. А. С. Моисеевым (1944)
здесь установлены Oxynoticeras sp. (синемюр—плинсбах), Phylloceras ex gr. tenuico-
statum Menehm. и комплекс лейасовых брахиопод (Spiriferina obtusa Opp., Tere-
bratula punctata S о w., Waldheimia mutabilis и др.). Новые сборы аммонитов из
«свиты глинистых сланцев с линзами известняков» и переопределение ранее собран-
ных форм привели В. П. Казакову (1962) к выводу, что в составе «свиты» присут-
ствуют не представители рода Schlotheimia, а рода Angulaticeras\ В. П. Казаковой
установлены Angulaticeras dumortieri F u с i п i., An. cf. rumpens (O p p.), An. (Pseudo-
schlotheimia) cf. densilobatum Pompecki и некоторые другие виды, определяющие
возраст как синемюр—лотаринг. Таким образом, и по этим уточненным данным воз-
раст «свиты глинистых сланцев с линзами известняков» не выходит за пределы ниж-
него лейаса. Мощность ее несколько десятков метров. Вероятно, она здесь сокращена
за счет разрыва, ограничивающего породы этой «свиты» с юга.
Стратиграфически выше согласно залегает толща песчаников и сланцев с лин-
зами конгломератов мощностью около 300 м. Она соответствует в основном песчани-
ковой толще альминского разреза, но верхняя, флишевая ее часть, по-видимому, за-
мещает по простиранию нижнюю часть сланцевой толщи альминского разреза. Таким
образом, возраст толщи песчаников и сланцев с линзами конгломератов, вероятнее
всего, охватывает средний лейас и тоар. В низах этой толщи залегает известная «бод-
ракская глыба», сложенная известняками карбона (визе — намюр или низы среднего
карбона, по данным А. Д. Миклухо-Маклая).
Венчающая бодракский разрез толща глинистых сланцев является аналогом слан-
цевой толщи альминского разреза; в ее составе также преобладают серые и темно-
серые до черных глинистые сланцы, а в верхних горизонтах встречаются отдельные
будинированные прослои плотных кварцитовидных песчаников до 0,5 м мощностью.
Мощность сланцевой толщи на Бодраке меньше, чем в альминском разрезе, и не пре-
вышает 150—200 м. В верхней части разреза толщи глинистых сланцев установлена
фауна головоногих—Megateuthis sp., Phylloceras (Calliphylloceras) heterophylloides
Opp., Phylloceras (Holcophylloceras) ex gr. mediterraneum Neum., характеризующая,
92
СТРАТИГРАФИЯ
по мнению Г. Я. Крымгольца, байосский ярус средней юры (Миклухо-Маклай и
Поршняков, 1954). Как и в долине Альмы, толща глинистых сланцев перекрывается
породами вулканогенного комплекса верхнего байоса.
Таким образом, отличие бодракского разреза от альминского
заключается лишь в некотором возрастании роли грубообломочных
пород в бассейне р. Бодрак, что, по-видимому, связано с приближе-
нием к зоне локального размыва, проявившегося на границе триаса
и нижней юры; может быть, в этом сказалась близость бодракского
разреза к юго-западной периклинали Салгир-Альминской конседимен-
тационной антиклинальной структуры, свод которой является областью
локального размыва в начале лейаса (Лебединский и Шалимов, 1960).
Непосредственно к востоку и северо-востоку от рассмотренных
альминского и бодракского разрезов лейаса в сводовой части крупной
конседиментационной антиклинали (см. рис. 71), прослеженной от
окрестностей Симферополя (с. Лозовое) на юго-запад до Бодрак-
Альминского водораздела (Лебединский и Шалимов, 1960), лейасовые
отложения представлены преимущественно грубообломочными фациями
(грубозернистые песчаники, гравелиты, местами конгломераты), заклю-
чающими линзы вулканогенных пород и локально развитые горизонты
известняковых глыб. Залегание лейасовых отложений на подстилающих
породах верхнего триаса здесь поепмущественно несогласное.
Сложная блоковая структура всей этой антиклинальной зоны и
резкие литофациальные изменения пород в ее пределах не позволяют
уловить особенности перехода рассмотренных более или менее пол-
ных разрезов лейаса к сокращенным разрезам сводовой части Салгир-
Альминской антиклинали.
Типичным и наиболее изученным разрезом лейасовых отложений
этой зоны является разрез в окрестностях Симферополя (к западу от
долины р. Салгир) от с. Петропавловка по направлению к с. Марьино.
Разрез этот пересекает сводовую часть и северное крыло Салгир-
Альминской антиклинали вблизи ее северо-восточной периклинали. По
частям этот разрез изучался неоднократно многими исследователями
(А. С. Моисеев, М. В. Муратов, В. Ф. Пчелинцев, И. Ф. Пустовалов,
В. И. Славин и др.). Именно этот разрез послужил А. С. Моисееву
(1932) стратотипом для выделения эскиординской свиты. В пределах
этого разреза собрано большое количество фауны верхнего триаса и
лейаса, однако сложная блоковая структура, характерная для бас-
сейна р. Салгир, широкое развитие здесь крупных поперечных разрыв-
ных нарушений северо-западного и субмеридионального простирания
(в том числе сдвигового характера) и особенности залегания известня-
ков привели к тому, что этот разрез различными исследователями
интерпретировался по-разному.
Нижеприводимый разрез составлен в результате детальных иссле-
дований, выполненных в этом районе в 1956—1959 гг. (Шалимов,
1960, 1962).
1. Разрез лейасовых отложений начинается с базального горизонта известняков,
песчаников и гравелитов, залегающего с угловым несогласием на породах вулкано-
генного комплекса верхнего триаса, а местами на флише нижнетаврической свиты,
охарактеризованном фауной карнийского и норийского ярусов (см. рис. 71). Мощ-
ность базального горизонта меняется от нескольких метров до 25—30 м. Известняки
образуют линзовидные тела и глыбы неправильной формы, круто залегающие непо-
средственно на слоях вулканогенного комплекса или заключенные в песчаниках. Стра-
тиграфический в основе своей контакт базального глыбового горизонта с подстилаю-
щими эффузивами во многих местах осложнен подвижками и поперечными разры-
вами. Длина известняковых тел — первые или десятки метров, мощность не превы-
шает нескольких метров и лишь в одном случае достигает 20 м. Известняки, слагаю-
щие различные тела, отличаются по цвету, структурным и текстурным особенностям
и комплексам органических остатков. Преобладают красноватые и розовые известняки
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
93
средне- и мелкокристаллические, часто встречаются также светло-серые, среднекри-
сталлические разности, несколько более редки мергелистые и пелитоморфные извест-
няки серой и темно-серой окраски, а также зеленоватые песчанистые известняки,
содержащие зерна кварца и мелкую кварцевую гальку. Все тела известняков сильно
трещиноваты, рассечены большим количеством тонких разно ориентированных прожил-
ков белого карбоната, изредка переходящих во вмещающие песчаники и в подсти-
лающие эффузивы. Многие тела брекчированы, в некоторых — известняки имеют
конгломератовидный облик. Песчаники светлые, серые и желтоватые, кварцевые, сред-
незернистые, образуют переходы к крупнозернистым разностям и гравелитам.
В большинстве известняковых тел присутствует обильная и разнообразная фауна
криноидей и брахиопод. Еще А. С. Моисеев (1930г) собрал и описал из этих извест-
няков многочисленных представителей ринхонеллид, теребратулид и спириферид и
по ним определил возраст известняков как нижне- и среднелейасовый. Здесь же
в одной из глыб известняка А. С. Моисеевым (1944) был найден Echioceras cf. rari-
costatum Z i e t, характеризующий лотарингский ярус нижнего лейаса.
Новые сборы фауны, выполненные А. И. Шалимовым в 1955—1958 гг., показали,
что помимо криноидей и брахиопод в известняках встречаются пелециподы, гастро-
поды, аммониты, иглы морских ежей, зубы хищных рептилий, остатки водорослей и
губок. Было найдено также несколько белемнитов плохой сохранности.
Определение фауны брахиопод1 показало, что в одних телах присутствуют
преимущественно нижне- и среднелейасовые формы—Spiriferina alpina Opp., Sp.
moeschi Haas, Sp. obtusa О p p., Sp. haueri S u e s s. Gibbirhynchia curviceps
(Q u e n s t.), Hotnoeorhynchia bodrakensis (M о i s s.), H. deffneri (H a a s.), Piazorhyn-
chia greppini (Opp.), Cuneirhynchia persinuata (Rau.), Salgirella alberti (Opp.),
«Rhynchonella» pseudopolyptycha В б c h h., «Rh.» borissiaki M о i s s., Aulacothyris sal-
girensis M о i s s., Aul. rheumathica var. depressa Haas., Aul. waterchousei D a v.,
Lobothyris punctata (Sow.), Digonella subdigona (Opp.), Zeilleria ewaldi Opp.,
Z. cornuta S о w„ Z. numismalis L a m„ Z. subnumismalis Desk, Z. stapia О p p.,
и т. д., в других же — только верхнетриасовые — Amphiclina taurica Moiss., Zeilleria
agechbokensis Moiss., Athyris oxycolpos Emmr., Ath. robinsoni Dagis, Robinso-
nella mastakanensis Moiss. и др. В нескольких телах были встречены совместно
брахиоподы верхнего триаса и лейаса, локализующиеся в разных частях тел, без ка-
кой-либо связи с видимой сланцеватостью известняков. В известняковых телах, содер-
жащих брахиоподы нижнего и среднего лейаса, были встречены также аммониты
Echioceras cf. gracile Q uе n s t. (лотаринг) и Epideroceras aff. steinmanni Hug.
(плинсбах), определенные Г. Я. Крымгольцем. В наиболее крупной глыбе известняка,
залегающей в левом борту Петропавловской балки* 2, вместе с лейасовыми брахио-
подами встречен единичный экземпляр тоарского аммонита — Coeloceras crassum
Ph ill. (определение В. И. Бодылевского). Совместное нахождение в пределах незна-
чительного по мощности горизонта известняковых тел, содержащих фауну верхнего
триаса и всего лейаса, заставляет считать эти тела глыбами, находящимися во вторич-
ном залегании. Возникновение же глыбового горизонта известняков, по-видимому,
связано с процессом разрушения биогерма, некогда существовавшего на вулканиче-
ском аппарате, остатками которого являются породы вулканогенного комплекса
(рис. 18).
2. Базальный глыбовый горизонт перекрывается песчано-сланцевой пачкой, со-
стоящей из ритмически переслаивающихся песчаников и глинистых сланцев, местами
заключающих небольшие линзы кварцевых гравелитов и отдельные мелкие глыбы изве-
стняков. Мощность этой пачки составляет около 100 м и увеличивается в южном на-
правлении. По устному сообщению О. В. Снегиревой, в песчано-сланцевой пачке
обнаружена обильная микрофауна верхнего лейаса.
3. Выше согласно залегает толща песчаников и гравелитов, содержащая про-
слои темных глинистых сланцев и пачки конгломератов. В конгломератах встречаются
валуны и небольшие глыбы известняков с фауной брахиопод верхнего триаса и
лейаса. В небольшой глыбе известняка, залегающей среди конгломератов, в верхах
толщи встречен Echioceras aff. concinnum Т г u m. et Will., характеризующий лота-
рингский возраст известняка (определение Г. Я. Крымгольца). В соседней глыбе
(5 .Ц вверх по разрезу) встречено несколько экземпляров хорошей сохранности
Septaliphoria fissicostata S u е s s. (определение А. С. Дагиса), указывающей на
верхнетриасовый возраст известняка. Мощность толщи песчаников и гравелитов
около 150 м. В одном из слоев песчаника ее наиболее верхних горизонтов встречен
отпечаток аммонита Witchellia sp. (определение В. И. Бодылевского), датирующий
возраст как аален — низы байоса. К югу, в правом борту Петропавловской балки эта
толща быстро замещается по простиранию песчано-сланцевой; гравелиты и конгло-
мераты в ее разрезе почти исчезают.
’ Определение нижнеюрских брахиопод выполнено С. О. Мельниковой под руко-
водством В. П. Макридина, а брахиопод верхнего триаса — А. С. Дагисом.
2 Эта балка выходит в долину р. Салгир у с. Лозовое на 8-м км шоссе Сим-
ферополь—Алушта.
94
СТРАТИГРАФИЯ
4. Вверх по разрезу толща песчаников и гравелитов, по-видимому, сменяется
толщей переслаивания темно-зеленых и зеленовато-серых средне- и мелкозернистых
песчаников и глинистых сланцев, заключающих отдельные пачки светлых, существенно
кварцевых песчаников и гравелитов и горизонты известняковых глыб нижнекаменно-
угольного и пермского возраста. Мощность этой толщи не менее 300 м. Точно опре-
делимой фауны в ней пока не встречено, а чрезвычайно сложное залегание с обилием
разрывов различных направлений, явлениями будинажа песчаников и т. д. не позво-
ляет надежно привязать ее к фаунистически охарактеризованной части разреза.
Таким образом, в рассмотренном разрезе мощность заведомо лейа-
совых отложений не превышает 250 м. Лейас залегает несогласно на
подстилающих образованиях верхнего триаса, причем из разреза фак-
тически выпадают целиком осадки нижнего и среднего лейаса, пред-
Рис. 18. Схематический разрез лейасовых отложений и верхне-
триасового вулканогенного комплекса в окрестностях Симфе-
рополя (с. Петропавловка)
1 — известняки готерив-баррема (Сп ft—6); 2 — песчаники, гравелиты,
конгломераты, прослои сланцев верхов нижней — низов средней юры
(тоар — аален); 3 — сланцы, песчаники, линзы гравелитов, глыбы из-
вестняков — тоарский ярус (Ji t); 4—порфириты, спилиты, туфы,
туффиты, туфосланцы вулканогенного комплекса верхнего триаса
(/хТ3); 5 — флиш ниж|нетав,рической овиты (Т3 tv); 6 — надвиги
ставленные лишь глыбами в составе базального горизонта. Возраст
базального горизонта, песчано-сланцевой пачки и низов песчано-граве-
литовой толщи с конгломератами приходится считать тоарским, а верх-
нюю часть песчано-гравелитовой толщи на основании находки Wichtel-
lia sp. относить уже к низам средней юры. Что же касается самой
верхней толщи темно-зеленых и зеленовато-серых песчаников и слан-
цев, заключающей глыбы палеозойских известняков, то ее стратигра-
фическое положение пока остается неясным. Возможно, что она пред-
ставляет собой фациальную разность битакской песчано-конгломерато-
вой свиты (аален—нижний байос, по данным Снегиревой и Добро-
вольской, 1962), залегающей севернее, однако не исключен и более
древний ее возраст.
Сходный тип разреза лейасовых отложений характерен для
Бодрак-Альминского междуречья (северо-западнее с. Дровянка). Пло-
хая обнаженность и обилие разрывных нарушений не позволяют оха-
рактеризовать этот разрез детально, однако общая последовательность
пород здесь установлена.
В основании лейасовых отложений, по-видимому, залегающих
с размывом на подстилающих слоях верхнетриасового флиша, просле-
живается пачка песчаников, гравелитов и конгломератов с прослоями
аргиллитов и глыбами известняков. В этой пачке встречаются извест-
няки перми, триаса и лейаса. Известняки образуют изометричные и
линзовидные тела размером от нескольких десятков сантиметров до
6—7 м в поперечнике. Некоторые глыбы имеют удлиненную форму и
ориентированы длинной осью по простиранию вмещающих конгломе-
ратов и песчаников. Крупнейшая глыба известняков верхнего триаса,
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
95
впервые описанная еще А. С. Моисеевым (1926), имеет в длину около
100 м. Богатая фауна верхнетриасовых брахиопод, собранная и обра-
ботанная этим исследователем, неоднократно приводилась в работах
(Моисеев, 1926, 1930; Муратов, 1959 и др.)- Помимо брахиопод, в из-
вестняках этой глыбы встречаются ядра Monotis caucasica Witt,
плохой сохранности, криноидеи, известковые водоросли. По мнению
А. С. Моисеева (1926), эти известняки по фауне и литологическим осо-
бенностям очень сходны с норийскими (и рэтскими) известняками
Северного Кавказа.
Крупные глыбы известняков, как правило, залегают среди крупно-
галечных конгломератов, более мелкие встречаются в слоях песчани-
ков и гравелитов. В составе гальки конгломератов преобладает кварц,
мелкозернистые зеленоватые песчаники, порфириты, реже встречаются
серые известняки, кристаллические сланцы, гранитоиды. Цемент кон-
гломератов песчанистый и песчано-глинистый.
Наиболее крупная глыба пермских известняков обнажается в левом
борту небольшого оврага, выходящего к р. Альме в 1200 м северо-
западнее с. Дровянка. Глыба залегает в 100 м выше устья оврага и
поднимается в виде темно-серой скалы над руслом. Видимый попереч-
ник глыбы 6 м; очертания овальные. Известняк, слагающий глыбу,
сероватый до темно-серого, в свежем изломе слабо пятнистый, участ-
ками брекчиевидный; содержит фораминиферы, раковины брахиопод
плохой сохранности, известковые водоросли. А. Д. Миклухо-Маклаем
в этих известняках определены типичные верхнепермские форамини-
феры: Nodosaria geinitzi Reuss, Geinitzina ovata Lange, Pachy-
phloia lanceolata К. M.-M a с 1 a y, Reichelina cf. minuta E г k., Neo-
schwagerina aff. craticulifera Schwager, Multidiscus padangensis
Lange (Шалимов и Миклухо-Маклай, 1960).
Второй выход пермских известняков находится в 300 м к северо-
западу на небольшом водораздельном гребне, вытянутом параллельно
долине Альмы. Глыба серых известняков размером 3,5X1,1 м залегает
среди трещиноватых зеленоватых полевошпатово-кварцевых песчани-
ков и вытянута по простиранию последних. Песчаники переслаиваются
с кварцевыми гравелитами. В известняках А. Д. Миклухо-Маклай опре-
делил комплекс фузулинид, характерный для верхней части нижней
перми (дарвазский ярус): Darvasites ex gr. contractus Schellw. et
D u h r., Pseudofusulina aff. crassa D e p r a t., Ps. aff. giimbeli Dunbar
et Skinner.
Далее к северо-западу по простиранию песчано-конгломератовой
пачки встречаются обломки пермских известняков в делювии, вместе
с обломками кварцевых гравелитов, конгломератов и светлых песча-
ников. Здесь же в нескольких пунктах были встречены в делювии
обломки серых и розоватых известняков с брахиоподами верхнего
триаса и лейаса.
Выходы верхнетриасовых и лейасовых известняков, залегающих
в виде крупных глыб в конгломератах, встречены в 1,5—2 км к западу
от описанной наиболее крупной глыбы пермских известняков. Глыбы
обнажаются там в прирусловой части и в бортах глубокой балки, выхо-
дящей к р. Альме в 3 км северо-западнее с. Дровянка. Наиболее обна-
женные глыбы находятся в 2,5 км вверх от устья этой балки. Извест-
няки верхнего триаса в виде эллипсоидальных тел до 6 м длиной зале-
гают в конгломератах и ориентированы по падению цоследних (рис. 19).
Из этих известняков А. С. Дагис определил Rhaetina taurica М о i s s.,
Amphiclina taurica M о i s s., Retzia schwageri Bitt., указывающие
на верхнетриасовый возраст пород. Комплекс брахиопод из соседней
глыбы, расположенной в нескольких десятках метров вверх по склону.
96
СТРАТИГРАФИЯ
позволяет определить возраст известняка как средний лейас с элемен-
тами нижнего лейаса (Spiriferina haueri Suess., Sp. cf. jaltaensis
Moiss., «Rhynchonella» pseudopoliptycha Buch., «Terebratula» lia-
sind D e s 1. — определения С. О. Мельниковой, под руководством
В. П. Макридина). В этом же районе встречена глыба брекчированного
известняка, заключающая верхнетриасовые и лейасовые формы (Zeil-
leria agechbokensis Moiss. — определение А. С. Дагис и Zeilleria
indentata Sow. — определение С. О. Мельниковой).
Как уже упомянуто выше, западнее, на склоне водораздела Альмы
и Бодрака, в верховьях притоков последнего, А. С. Дагис и В. Н. Шва-
Рис. 19. Залегание глыб верхнетриасовых известняков в песчано-
конгломератовой пачке лейаса на Бодрак-Альминском между-
речье (в 3 км к северо-западу от с. Дровянка)
1 — зеленоватые рассланцоваиные аргиллиты (Ji); 2—кварцевые гравелиты
и грубозернистые песчаники (Ja); 3— конгломераты >(Ji); 4— известняки
верхнего триаса; 5 — делювий
нов (1965) обнаружили песчаники с фауной брахиопод среднего триаса.
А. И. Шалимов считает, что они здесь также находятся во вторичном
залегании и связаны с глыбовым горизонтом.
Совместное нахождение в пределах одной песчано-конгломерато-
вой пачки пермских, триасовых и лейасовых известняков, а также зале-
гание этой пачки на фаунистически охарактеризованных отложениях
верхнего триаса позволяет считать возраст нижней пачки разреза лейа-
совым, скорее всего среднелейасовым. Мощность этой пачки точно не
установлена. Вероятно, она составляет несколько десятков метров.
Пачка песчаников, гравелитов и конгломератов с глыбами извест-
няков вверх по разрезу сменяется толщей флишоидного ритмического
переслаивания, мелкозернистых песчаников, алевролитов и аргиллитов.
В этой толще встречаются слои грубозернистых светлых песчаников,
а также линзы гравелитов и конгломератов и отдельные мелкие глыбы
и валуны известняков, тяготеющие к конгломератовым линзам. Мощ-
ность флишоидной толщи не менее 200 м.
Выше она, по-видимому, постепенно сменяется мощной сущест-
венно песчаниковой толщей, содержащей пачки флиша и линзы пиро-
кластических пород. В составе песчаниковой толщи преобладают серые
и желтоватые средне- и мелкозернистые песчаники, чередующиеся
с маломощными прослоями алевролитов и темных рассланцованных
аргиллитов. Местами это переслаивание приобретает флишевый харак-
тер. Пирокласты представлены переслаиванием светлых зеленовато-
серых туффитов, туфов и туфо-алевролитов. Пирокластовая пачка мощ-
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
97
ностью до 80 м прослеживается на 2,5—3 км, в плане намечая дугу,
обращенную выпуклостью на запад (Лебединский и Шалимов, I960).
К северу светлые туфы и туффиты постепенно сменяются более тем-
ными туфами порфиритов и сильно разложенными порфиритами
(по-видимому, эффузивного происхождения). Мощность наиболее верх-
ней существенно песчаниковой толщи не менее 200 м. Фауны ни в пре-
делах флишоидной толщи, ни в существенно песчаниковой толще пока
не обнаружено. Возраст их, по:видимому, соответствует среднему и
верхнему лейасу.
Необходимо отметить, что горизонты известняковых глыб, локально
развитые в разрезе лейасовых отложений в бассейне р. Салгир, на
Бодрак-Альминском междуречье и в некоторых других местах горного
Крыма, несколько отличаются по своему стратиграфическому положе-
нию. В бассейне р. Салгир, юго-восточнее Симферополя, устанавли-
ваются по крайней мере три горизонта известняковых глыб (снизу
вверх): 1) в основании лейасовых отложений, содержащий глыбы
лейасового и верхнетриасового возраста; 2) в верхней части толщи
песчаников, гравелитов и конгломератов, содержащий глыбы лейасо-
вых, верхнетриасовых и в меньшей степени — пермских известняков;
3) в верхней (?) толще темно-зеленых и зеленовато-серых песчаников
и сланцев — с глыбами верхней и нижней перми и нижнего карбона
(Шалимов и Миклухо-Маклай, 1960).
Горизонт с глыбами пермских, триасовых и лейасовых известняков
на Бодрак-Альминском водоразделе (средний лейас?) залегает страти-
графически ниже самого нижнего горизонта глыб бассейна Салгира
(верхний лейас), а горизонт, вмещающий глыбы (и линзы?) известня-
ков в бодракском разрезе, по-видимому, занимает наиболее низкое
стратиграфическое положение (нижний—средний лейас). Разрезы
нижнеюрских отложений с глыбами (или линзами?) известняков сред-
него лейаса известны также в долине Сухой речки (северо-восточнее
Балаклавы) и в верховьях р. Стиля в бассейне Качи (Муратов, 1959;
Моисеев, 1934).
В верховьях Альмы и Бодрака, а также в бассейнах Марты, Качи
и Бельбека лейасовые отложения представлены преимущественно
тонкоритмичным флишем и реже флишоидными песчаниковыми тол-
щами, содержащими отдельные прослои и линзы гравелитов. Здесь они
в силу редкости фаунистических находок трудно отличимы от флише-
вых толщ верхнего триаса.
В окрестностях с. Дровянка и к югу от него фаунистически охарак-
теризованный верхнетриасовый флиш (верхняя подсвита) согласно
перекрывается существенно песчаниковой толщей, включающей пачки
тонкоритмичного флиша, а также слои гравелитов и кварцитовидных
песчаников мощностью до 1 м и более. Мощность этой толщи в правом
борту долины р. Альмы восточнее и юго-восточнее с. Дровянка около
250 At, а в междуречье Альмы и Марты — не менее 400 м. Толща эта
характеризуется отчетливой флишевой ритмичностью с трехкомпонент-
ным составом ритмов. В ритмах заметно преобладает песчаниковый
элемент. В основании мощных слоев песчаников встречаются кварце-
вые гравелиты, всегда связанные типично выраженной фракционной
слоистостью с песчаниковым и алевролитовым элементом данного
ритма.
Из аргиллитов флишевой толщи, залегающей в правом борту
долины Альмы, фораминиферы были определены В. А. Шохиной. По
комплексу фораминифер, представленных единичными экземплярами
Hyperammina ratnosa Brady, Annulina metensis T e r q u e m., Jacuella
liassica Bart, et В r a n d, Ammobaculites fontinensis (T e r q u e m),
7 Зак. 911
98
СТРАТИГРАФИЯ
Ammobaculites sp., Proteonina aff. difflugiformis (Brady), Ammodis-
cus aff. incertus О г b., Rhizammina sp., Haplophragmoides sp., Tro-
chammina sp., возраст толщи может быть определен как лейасовый
(возможно, среднелейасовый).
Песчаниковый элемент ритмов во флишевых толщах лейасового
возраста также отличается крайним непостоянством. Часто можно
наблюдать выклинивание отдельных слоев песчаников. В крупных обна-
жениях нередко удается видеть довольно резкое фациальное замеще-
ние по простиранию пачек песчанистого флиша пачками нормального
тонкоритмичного флиша и даже переход существенно песчаниковых
пачек в пачки преимущественно аргиллитовые, за счет исчезновения
из разреза песчаниковых элементов флишевых ритмов. Так, например,
непосредственно в обнажениях по правому борту долины р. Альмы
напротив с. Дровянка можно видеть замещение в северо-западном
направлении нижней части песчаниковой толщи лейасового возраста
нормальным тонкоритмичным флишем.
Тонкоритмичный терригенный флиш лейаса широко распространен
в центральной и юго-западной части Качинского поднятия, а также,
по-видимому, и в пределах доступной наблюдению части Южнобереж-
ного поднятия. По составу, ритмичности и гиероглифам он сходен
с верхнетриасовым флишем; надежными критериями отличия от верхне-
триасовой части разреза служат лишь палеонтологическая (в частно-
сти микропалеонтологическая) характеристика и структурное положе-
ние по отношению к фаунистически охарактеризованным частям раз-
реза. В зависимости от роли песчаникового элемента в ритмах в част-
ных разрезах терригенного флиша лейасового возраста довольно легко
выделяются пачки различного литологического состава, но быстрая
фациальная изменчивость этих пачек по простиранию не позволяет
параллелизовать даже близко расположенные разрезы. Именно поэтому
метод использования ритмограмм оказывается мало эффективным при
попытках сопоставления разрезов флиша таврической серии.
В последние годы новые находки фауны в типично флишевых тол-
щах таврической серии расширяют площади распространения заведомо
лейасовых отложений и сокращают площади, на которых можно было
предполагать присутствие верхнего триаса.
В бассейне р. Бодрак возраст части тонкоритмичного флиша ока-
зался средне- и верхнелейасовым. Здесь Л. В. Фирсовым были найдены
среднелейасовые аммониты Aegoceras sp., Liparoceras sp. (Муратов,
1949), а на склоне горы Шелудивой Н. В. Литвинович (Муратов, 1960)
обнаружила Dactylioceras sp. — представителя тоарских аммонитов.
Здесь же в основании юго-западного склона горы Шелудивой близ
с. Прохладное недавно найден верхнетоарский белемнит — Dactylo-
teuthis cf. attenuata Ernst. (Найдин, 1964).
В бассейне р. Кача у с. Верхоречье М. В. Муратовым во флише-
вых отложениях был найден лейасовый белемнит, определенный
В. В. Меннером и А. А. Эрлангер (1954) как Nannobelus pavlowiensis
Men. et Erl. В верховьях p. Бельбек согласное налегание байосских
отложений на мощную толщу тонкоритмичного флиша заставляет
предполагать лейасовый возраст по крайней мере верхней части раз-
реза последней.
В пределах Южнобережного поднятия обильная лейасовая фауна
пока известна лишь из района Ялты. Вся она связана с известняками,
по-видимому, залегающими в виде глыб. В черных известняках, выходы
которых некогда обнажались по ул. Достоевского, А. С. Моисеев (1930)
установил присутствие Rhacophyllites planispira R е у n е s, Phylloceras
frondosum R e у n e s, Grammoceras penenudum M о n e s t. и много-
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
99
численных лейасовых брахиопод. Подобные известняки с брахиоподами
были встречены А. С. Моисеевым на Суворовской и Чайной улицах
Ялты, на берегу моря у Массандровской улицы, на Бахчисарайском
шоссе у санатория «Узбекистан», у с. Ущельное. В. Ф. Пчелинцев (1937)
описал из известняков окрестностей Ялты богатую и разнообразную
фауну лейасовых гастропод. Известняки ялтинского разреза ассо-
циируют с пачкой песчаников, гравелитов и конгломератов, т. е. зале-
гают в условиях, сходных с описанными для разрезов лейаса в бас-
сейне Салгира и на Бодрак-Альминском междуречье. Породы конгло-
мерато-песчаниковой пачки обнажаются в ряде мест в окрестностях
Ялты.
Конгломераты, залегающие на склоне Массандровской горки
выше парка, были подробно изучены А. Д. Миклухо-Маклаем и
М. В. Муратовым (1958). Они образуют линзу среди песчаникового
флиша лейаса. Длина ее около 20 м, максимальная мощность 2,5 м.
По простиранию и в сторону кровли конгломерат переходит в граве-
лит и затем в крупно- и среднезернистый песчаник.
На берегу моря между Ялтой и Ливадией среди флиша залегают
темные известковистые песчаники и конгломераты (так называемые
«моховые камни»). В них еще А. А. Борисяком и А. С. Моисеевым
(1944) были обнаружены нижнелейасовые аммониты — Arnioceras теп-
dax F и о i n i var. taurica Moiss., Coroniceras ex gr. bucklandi Sow.
Повсюду выше песчано-конгломератовой пачки с известняками в окрест-
ностях Ялты залегает довольно мощная толща нормального тонкорит-
мичного трехкомпонентного флиша. Местами этот флиш залегает
полого моноклинально и его мощность достигает нескольких сотен мет-
ров. Возраст его лейасовый. В. Ф. Пчелинцев (1962) предположи-
тельно относит эту толщу, которую он называл толщей «чередования
аргиллитов с алевролитами», к тоарскому и ааленскому ярусам.
М. В. Муратов (19592) также подчеркивает, что лейасовые отло-
жения широко распространены на Южном берегу, и хотя в восточной
его части фауна лейаса пока не установлена, это не исключает широ-
кого развития там лейасовых флишевых толщ, наряду с верхнетриасо-
выми. Характер залегания флишевых толщ таврической серии к вос-
току от с. Морское позволяет предполагать, что там развит преимуще-
ственно лейасовый флиш.
В итоге можно отметить, что пестрота частных разрезов лейасовых
отложений горного Крыма и различные соотношения с подстилающими
породами заставляют выделять два крайних типа их разрезов: салгир-
ский, впервые описанный еще А. С. Моисеевым (1930), и альмин-
ский, вскрытый долиной Альмы выше с. Карагач (см. табл. 3). В сал-
гирском разрезе лейасовые отложения залегают несогласно на породах
нижнетаврической свиты и на вулканогенных образованиях верхне-
триасового возраста и сложены преимущественно грубообломочным
материалом. В альминском разрезе лейасовые отложения залегают на
верхнетриасовых без видимого несогласия и образованы преимущест-
венно мелкообломочными породами. Прочие частные разрезы лейасо-
вых отложений занимают промежуточное положение между перечис-
ленными крайними типами.
СРЕДНИЙ ОТДЕЛ
Выходы на поверхность отложений среднего отдела юры в горном
Крыму приурочены к периферии Качинского, Южнобережного и Туак-
ского антиклинориев. В юго-восточной и восточной частях горного
Крыма они слагают антиклинали в пределах Судакского синклинория
7*
100
СТРАТИГРАФИЯ
и складки в Судакско-Карадагской складчатой системе. На западе
отложения средней юры слагают южный и северный склоны Главной
гряды и основание Предгорной гряды, на востоке они занимают только
южный, но более широкий здесь склон Главной гряды. В равнинной
части Крыма среднеюрские отложения вскрыты несколькими скважи-
нами в центральных районах у с. Новоселовское, на севере Крыма
у с. Ново-Алексеевка и на юге у Зуи. Возможно допустить их распро-
странение и на западе равнинного Крыма, в пределах Альминской
впадины.
Рассматриваемые отложения в Крыму были установлены еще
в прошлом столетии Оммер де Хеллем, на основе сборов которого
Орбиньи определил первые среднеюрские формы из окрестностей
Судака. Несколько позднее они были описаны на юго-западе полуост-
рова Хюо и Фавром, а затем и, Н. А. Головкинским. 4
Первую палеонтологическую характеристику описываемых отло-
жений, на которой базировались дальнейшие работы по стратиграфии
средней юры Крыма, дал Д. П. Стремоухов (1894), описавший фауну
из разрезов окрестностей Балаклавы и Коктебеля. В дальнейшем
исследованием средней юры занимались А. А. Борисяк (1905),
К. К- Фохт (1909), Н. И. Каракаш. В. Ф. Пчелинцев (1932) приводит
описание фауны из среднеюрских отложений района Ялты, с. Беке-
тово (Кучук-Кой), верховьев Качи и местности Мегало-Яло у Бала-
клавы. В 1925 г. С. Н. Михайловский описывает послойный разрез
среднеюрских отложений в районе с. Бекетово и Кастрополя.
Большой вклад в дело изучения среднеюрских отложений Крыма
внес А. С. Моисеев (19301,2). М. В. Муратов в 1937 г. в работе «Гео-
логический очерк восточной оконечности Крымских гор» подразделяет
описываемые отложения на байосские и батские, в свою очередь
в байосских он различает: а) глинистую толщу и б) карадагскую
вулканическую серию, а в батских — две толщи: нижнюю — более пес-
чанистую и верхнюю — более глинистую. Эта схема легла в основу
современных представлений о стратиграфии средней юры восточного
Крыма.
Среднеюрские отложения в верховьях Качи (Бешуйские копи)
изучали Г. А. Лычагин, В. П. Скворцов, А. С. Моисеев (1929), М. А. Ми-
хельсон. Среднеюрским отложениям района Карадага посвящена
работа И; Н. Ремизова (1962).
Позднее изучением среднеюрских отложений в различных районах
Крыма занимались А. Д. Миклухо-Маклай и Г. С. Поршняков (1954),
Н. В. Безносов (1958), В. В. Бобылев (1960), О. В. Снегирева (1959).
Исследованием вулканогенных пород Крыма, в частности эффузивных
пород средней юры, занимались В. И. Лебединский и Н. FL Макаров.
Описанию отложений средней юры западного Крыма посвящены
работы А. И. Шалимова (1960), Г. Я. Крымгольца, А. И. Шалимова
(1961) и В. П. Казаковой (1962).
Нижняя граница среднеюрских образований совпадает с крупным
региональным несогласием, явившемся следствием поднятий в горном
Крыму после отложения пород верхнего лейаса (тоара) ’. Граница
среднеюрских и верхнеюрских образований или постепенна и прово-
дится по появлению в однородной глинистой толще аммонитов, харак-
терных для нижнего келловея, или там, где келловей отсутствует
1 Следует отметить, что А. И. Шалимов (1960) в альминском разрезе предпо-
лагает постепенный переход между нижне- и среднеюрскими отложениями; возможно,
что это единственный участок горного Крыма, в котором не проявились предсредне-
юрские поднятия.
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
101
(центральная часть Южнобережного и Туакского поднятия), она резко
несогласна.
В районе Симферополя в основании средней юры залегает толща
конгломератов битакской свиты. Являясь отложениями глубокой меж-
горной впадины, конгломераты битакской свиты отлагались в период
поднятия горного Крыма, по времени соответствующего, по-видимому,
ааленскому веку или низам байоса.
Стратиграфических аналогов битакской свиты в Крыму не выяв-
лено, однако ей может соответствовать какая-то часть бешуйской
свиты — мощной толщи полимиктовых песчаников с углями, распро-
страненных на юго-восточном крыле Качинского поднятия, в вер-
ховьях Качи и ее притоков.
В остальных районах Крыма в основании средней юры залегает
вулканогенно^осадочная толща, которая ложится трансгрессивно на
более древние отложения и четко прослеживается в основании разреза
во многих районах распространения среднеюрских отложений. Она
слагается внизу пачкой обломочных пород, выше сменяющихся гли-
нами и аргиллитами с громадными линзами эффузивов. Возраст толщи
определяется по аммонитам и датируется как верхний байос.
Вулканогенно-осадочная толща байоса перекрывается батскими
образованиями, представленными песчано-глинистыми породами. По-
следние залегают с постепенным переходом на байосских отложениях
или местами резко трансгрессивно прямо на более древних.
В восточной части Крыма нижнебатские отложения представлены
глинами с прослоями песчаников с Oppelia fusca Q u е п. На западе
Крыма они слагаются толщей флишоидного переслаивания песчаников,
алевролитов и глинами. Верхнебатские образования в пределах Судак-
ско-Карадагской зоны сложены глинами с сидеритами с Oppelia aspi-
doides Opp. На западной окраине этой зоны и далее повсеместно
в основании верхнего бата залегают или грубозернистые песчаники
с прослоями гравелитов, или конгломераты, состоящие в основном из
глыб и галек верхнебайосских вулканогенных пород и таврических
песчаников и сидеритов (юго-западный Крым). Вверх по разрезу они
сменяются терригенной флишоидной пачкой с многочисленной фауной
двустворчатых моллюсков или глинами с прослоями известняков и
многочисленными сидеритами. Самые верхние горизонты батского
яруса представлены повсеместно глинами с сидеритовыми конкре-
циями с Oppelia aspidoides Opp. Границу между верхним батом и
нижним келловеем следует проводить по появлению в этой толще
Macrocephalites macrocephalus S с h 1 о t h.
В равнинном Крыму среднеюрские отложения известны в централь-
ной части, в районе с. Новоселовское. В ряде скважин севернее этого
пункта в интервалах глубин от 1200 до 1600 м вскрыты песчано-глини-
стые и эффузивные породы, пронизанные интрузиями основных пород.
Следует сказать, что точное стратиграфическое положение этих
образований установить Пока не представляется возможным из-за
отсутствия характерной фауны. Степень метаморфизма описываемых
отложений значительно меньше по сравнению с подстилающими их
породами палеозоя и больше, чем у покрывающих их фаунистически
доказанных нижнемеловых образований, а литологический состав
довольно разнообразен: вверху — переслаивание граувакковых песча-
ников и алевролитов с глинами, внизу — толща туфов и туфогенных пес-
чаников, пронизанных основными интрузиями. Южнее с. Новоселов-
ское (Красновские и Крыловские скважины) к предположительно юр-
ским образованиям, по-видимому, следует отнести кислые эффузивные
породы, залегающие здесь на палеозойских сланцах. Весьма вероятно,
102
СТРАТИГРАФИЯ
что эти породы являются наземными излияниями, соответствующими
основному верхнебайосскому этапу вулканической деятельности гор-
ного Крыма
Кроме того, среднеюрские песчано-глинистые отложения выделя-
ются в разрезах скважин с. Ново-Алексеевка и у г. Геническа. Они
выполняют осевые части Сивашской и Каркинитской впадин.
Песчано-глинистые образования возможно юрского возраста из-
вестны и в районе пос. Саки (северный борт Альминской впадины),
где они залегают на глубинах от 900 до 1400 м. Можно допустить, что
они распространяются и южнее, в пределы осевой части этой впадины,
протягиваясь из западных районов горного Крыма.
Битакская свита
Толща конгломератов битакской свиты выделяется в бассейне
р. Большой Салгир севернее с. Строгановка, близ Симферополя.
Рис. 20. Схема распространения фаций аален-нижнебайосских отложений
/ — область размыва; 2 — фация конгломератов {битакская свита); 3— фация пес-
чаников и глии с углями (бешуйская свита); 4 — фация песчаников с прослоями глин
Они распространены весьма незначительной полосой, с севера
ограниченной крупным разломом широтного простирания.
В основании свиты выделяется базальный горизонт конгломерато-
брекчий, состоящий в основном из крупных неокатанных обломков
песчаников, кусков гравелитов, глин нижележащей эскиординской
свиты лейаса, а также окатанных галек кварца. Мощность базального
горизонта 10—15 м. Конгломерато-брекчии ложатся с размывом на
подстилающие их светло-серые песчаники лейаса.
1 Больше данных считать эти отложения и эффузивы, слагающие фундамент
Новоселовского поднятия, палеозойскими. — Прим. ред.
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
103
Выше по разрезу в конгломератах наряду с угловатыми облом-
ками вышеописанных пород появляются гальки кварцитов, метаморфи-
ческих сланцев, изверженных пород, песчаников, известняков, рогови-
ков и яшм. Конгломераты грубослоистые, а вверх по разрезу стано-
вятся относительно хорошо отсортированными.
Верхняя часть разреза слагается грубозернистыми песчаниками
с прослоями алевритистых глин с пропластками углей и многочислен-
ными отпечатками растительных остатков. Общая мощность всего раз-
реза определяется в 1500 м.
Возраст битакской свиты пока не может быть датирован точно.
Конгломераты с размывом ложатся на песчаники лейаса и содержат
гальки их, т. е. они несомненно моложе лейаса, а отсутствие в конгло-
мератах галек основных вулканогенных пород, характерных для
верхнебайосских отложений Крыма, может служить косвенным дока-
зательством их более древнего, чем верхний байос, возраста. Из ниж-
ней части свиты В. В. Пермяковым приводятся Gervilleia oblonga
Moor., Pholadomya acutaeformis Peel., Grammoceras sp., Dumortie-
ria sp., а в верхней О. В. Снегиревой и Т. И. Добровольской найдены
Meleagrinella aff. dorieziana Вог. и Polaeaneila sp. Исходя из выше-
перечисленных данных, возраст конгломератов можно считать нижне-
байосским или ааленским (рис. 20).
Байосский ярус
Присутствие байосского яруса в Крыму доказывается комплексом
аммонитов, найденных в породах эффузивно-осадочной толщи в раз-
личных пунктах горного Крыма. Наиболее распространенными фор-
мами являются Parkinsonia parkinsoni S о w., Partschiceras plicatum
В e s n., Dinolytoceras fascicostatum В e s n. Указанные формы являются
характерными для зоны Parkinsonia parkinsoni верхнего байоса.
Присутствие более низких зон байоса не является твердо установ-
ленным. Однако в основании байоса выделяется мощная толща терри-
генных пород бешуйской свиты предположительно нижнебайосского
возраста. Отсутствие аммонитов затрудняет точную датировку возра-
ста этих отложений, однако учитывая, что в покрывающих их породах
найден комплекс верхнебайосских аммонитов, образования бешуйской
свиты следует считать или нижнебайосскими или даже ааленскими,
сопоставляя ее в этом случае с верхами битакской свиты. Распростра-
нение бешуйской свиты ограничивается районами верховьев р. Качи
и ее притоков рек Каспана, Стиля, Биюк-Узень, Чуюн-Илга. Наиболее
полный разрез описываемых отложений наблюдается в долине р. Чуюн-
Илга (Бешуйские копи), где снизу вверх прослеживаются:
1. Толща розовато-серых кварцево-полевошпатовых песчаников с хорошо отка-
танными гальками кварца мощностью около 20 м.
2. Граувакковые зеленовато-серые песчаники с прослоями аргиллитоподобных
глин и мелкогалечниковых конгломератов, состоящих в основном из галек кварца,
темно-серых аргиллитов, кварцитовидных песчаников с единичными гальками ярко-
зеленых диабазов. Мощность пачки около 50 м.
3. Глины, переслаивающиеся с граувакковыми песчаниками, мощностью около
100 м, содержащими два пласта угля по 1,5—1,8 м мощности.
4. Толща серых и оливково-серых песчаников, часто косослоистых, с прослоями
алевролитов, гравелитов и мелкогалечниковых конгломератов и с подчиненными про-
слоями аргиллитоподобных глин с большим количеством обуглившихся растительных
остатков.
Общая мощность бешуйской свиты около 900—1000 м.
В глинах, содержащих прослои углей, А. С. Моисеевым была
собрана фауна моллюсков, определенная В. Ф. Пчелинцевым: Amber-
104
СТРАТИГРАФИЯ
leya angusta С о s s m., Nerita minuta Sow., Natica tracta Pictte,
Fibula cf. multivoluta Pictte, Exelissa cf. praealpina Cos sin/,
Fibula canina H u d 1., F. corpulenta Peel.
Приведенный комплекс моллюсков не дает указания на нижне-
байосский возраст вмещающих пород, однако в покрывающих их поро-
дах содержатся верхнебайосские аммониты и, кроме того, в надугле-
носных аргиллитах определены фораминиферы, встречающиеся в низах
байоса: Lenticulina nuda (Reuss.), Lenticulina flagellum (Terq.).
К западу от p. Чуюн-Илга подугленосная и угленосная толщи
резко сокращаются в мощности (в разрезе по р. Каспана до 70—75 м),
а еще западнее эти отложения совсем выпадают из разреза.
К востоку от Бешуйских копей, в бассейне р. Биюк-Узень, угленос-
ные отложения скрыты под песчаниками верхов свиты, а еще восточ-
нее обрываются сбросом.
Отложения верхнего байоса, представленные аргиллитами и вул-
каногенно-осадочными образованиями мощностью 150—200 м, в юго-
западной части Южного берега можно видеть в обнажениях, приуро-
ченных к размытым и оборванным сбросами крыльям антиклинальных
структур, ядра которых сложены отложениями таврической серии.
Стратиграфический контакт пород верхнего байоса с нижележащими
отложениями нигде в этом районе не удается наблюдать.
Самым западным выходом на поверхность пород байосского яруса
в юго-западной части Южного берега является мыс Форос. Здесь опи-
сываемые породы залегают в тектоническом блоке на северном крыле
форосской антиклинальной структуры, ядро которой погружено в море.
К северу от санатория «Форос» в береговом склоне на высоте 650
над уровнем моря обнажаются темно-серые глины с конкрециями сиде-
ритов, мощностью 20—30 м. Они залегают на толще более темных и
плотных аргиллитов с прослоями кварцитовидных песчаников, относя-
щихся, вероятно, еще к отложениям нижней юры. Надо сказать, что
непосредственно контакта этих двух толщ глин и аргиллитов видеть
на склоне не удается, однако резко различная степень метаморфизма
аргиллитов и песчаников нижней и верхней пачек заставляет предпо-
лагать их различный возраст.
На верхнюю пачку глин налегает толща литокластических лапил-
лиевых туфов, переслаивающихся с потоками спилитов и альбитовых
диабазовых порфиритов, мощностью около 150 м.
Выше согласно залегают темные аргиллиты мощностью 10—15 м.
Возраст глин и залегающих внутри них эффузивных пород устанавли-
вается как верхнебайосский по находкам в туфогенных породах не-
скольких экземпляров Parkinsonia sp. и на основании литологического
сходства этих отложений с аналогичными образованиями других райо-
нов, более полно охарактеризованных комплексом фауны.
Следующий к востоку разрез верхнего байоса известен у с. Южное
(Мшатка). Видимая мощность описываемых пород достигает здесь
100—120 м. Соотношение лавовых и пирокластических пород в этом
разрезе примерно такое же, как и в разрезе мыса Форос, с незначи-
тельным преобладанием лавового материала.
Восточнее, в районе санатория «Мелас», основание верхнего байоса
не обнажается, там по склону прослеживается лишь верхняя часть
описываемой свиты: переслаивание туфов с потоками лавы, перекры-
вающихся темно-серыми глинами с конкрециями сидеритов мощностью
1—1,5 м. Эти породы слагают здесь южное крыло складки, ядро кото-
рой сложено нижнеюрскими аргиллитами с глыбами известняка с фау-
ной карбона.
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
105
Выходы отложений вулканогенно-осадочной толщи прослеживаются
и далее на восток. Здесь они почти целиком состоят из плохо отсорти-
рованных пирокластических образований (рис. 21).
Разрез описываемых отложений в районе санатория «Кастрополь»
начинается от моря, слагая мыс Ифигения. Здесь можно проследить
переслаивание литокластических, лапиллиевых- и бомбовых туфов,
мощностью 90 м. В верхней части этой пачки нами был найден аммонит
Parkinsoma ex gr. subarietis Wetzel., который позволяет считать
Рис. 21. Схема распространения фаций верхнебайосских отложений
1 — область размыва; 2 — вулканогенно-осадочные морские отложения; 3 — вулкано-
генные наземные отложения
возраст вмещающих пород верхнебайосским. На неровную поверхность
туфов налегают темно-серые, неизвестковистые с конкрециями сидери-
тов и крупными караваевидными известковистыми конкрециями глины
мощностью 20—25 м. Выше согласно залегают флишоидные отложения
батского яруса, которые еще выше по склону срезаются надвигом.
Из глин с сидеритами, сопоставляемых с вышеописанными, не-
сколько восточнее В. В. Бобылевым была найдена следующая фауна:
Holcophylloceras sp., Dinolytoceras sp., Nannolytoceras stremoukhoffi
(Peel.). Кроме того, были найдены: Calliphylloceras disputabile
(Z i 11.) и Parkinsonia sp. Мощность глин здесь около 40—50 м. Выше
их залегают отложения батского яруса.
Далее на восток, вплоть до сел Бекетово и Оползневое, верхняя
часть байоса, представленная аргиллитоподобными глинами с про-
слоями туфов в нижней части разреза и со стяжениями битуминозного
известняка в верхней, из-за плохой обнаженности прослеживается
с трудом. Отсюда В. Ф. Пчелинцевым были определены Parkinsonia
sp. indet., Calliphylloceras disputabile (Z i 11.) и другие формы.
В районе с. Голубой залив (Лемены) верхнебайосские отложения
представлены мощной толщей эффузивных, пирокластических и оса-
106
СТРАТИГРАФИЯ
дочных пород. Отдельные части разреза контактируют между собой по
разломам. Несколько северо-восточнее эти породы, представленные
переслаивающимися туфами, покровами спилитов и аргиллитоподоб-
ными глинами, описаны в районе Абитовой поляны.
Небольшой разрез верхнебайосских отложений наблюдается .
у горы Хыр, где присутствуют несколько покровов кератоспилитов, .
переслаивающихся с аргиллитами. |
На крыльях Ялтинской антиклинали отложения верхнего байоса I
плохо обнажены, и только в районе Бахчисарайского шоссе, в 3 км <
выше водопада Учан-Су, под верхнеюрскими известняками обнажаются
туфобрекчии и покровы спилитов. Выше их в высыпках на склоне были
найдены песчаники, сходные с терригенными породами батского яруса.
Восточнее отложения низов средней юры отсутствуют, и на породы
нижней юры или триаса трансгрессивно ложатся породы верхов бат- i
ского яруса.
Верхнебайосские отложения распространены также вдоль север-
ного склона Крымских гор от горы Чучель на востоке до с. Богатое #
Ущелье на западе, залегая там в сложных структурах, разбитых на
блоки, и могут быть прослежены на весьма ограниченной площади.
В долине р. Чуюн-Илга на бешуйских песчаниках залегают глины
в основании с прослоями песчаников и алевролитов, а выше с много- -
численными известковистыми стяжениями. Мощность аргиллитов
20—40 м. В верхней части пачки глин появляются прослои туфов. На
эту толщу согласно налегают туфоконгломераты, туфопесчаники и туф-
фиты серо-зеленой окраски. В основании вулканогенной пачки часто
наблюдаются прослои голубовато-зеленого известняка, образующего
линзовидные прослои. Эта пачка вулканогенных пород очень изменчива
по составу и состоит из частого переслаивания пирокластических и
собственно осадочных пород, чем она отличается от аналогичных обра-
зований Южного берега, где разрезы вулканогенно-осадочной толщи ।
слагаются в основном из переслаивания эффузивных и пирокластиче-
ских пород. В верхней части толщи прослои туфогенных пород исче-
зают из разреза и последний целиком слагается глинами с конкре-
циями сидеритов, мощностью 40—50 м.
Как и в других районах Крыма, отложения вулканогенно-осадоч-
ной толщи имеют верхнебайосский возраст, который доказывается сле-
дующей фауной: Parkinsonia parkinsoni S о w., Parkinsonia ex gr. par-
kinsoni S о w., Partschiceras plicatum В e s n., из них две первые
формы найдены среди вулканогенных пород, а последняя — в конкре-
циях среди покрывающих глин.
На восток породы верхнего байоса почти не прослеживаются
вследствие тектонических нарушений и надвига на них образований
таврической серии. *
Западнее описываемого разреза они наблюдаются в районе
с. Счастливое (Биюк-Узенбаш). Наряду с пирокластическими образо-
ваниями здесь отмечаются и покровы лав, и большую роль в разрезе
играют осадочные породы, нередко сильно измененные и превращен-
ные в роговики и сланцы. В основании разреза прослеживается пачка
глин с остроугольными гальками аргиллитов, выше переходящая
в толщу аргиллитов с конкрециями сидеритов и прослоями серых
известняков. Еще выше появляются прослои туфобрекчий, которые
вверху разреза становятся преобладающими.
Выходы пород верхнего байоса прослеживаются также на левом
склоне долины р. Бельбек, между селами Счастливое и Богатырь, где
они слагают оборванную сбросами синклиналь.
ЮРОКАЯ СИСТЕМА
107
Возраст описанных пород определяется как верхнебайосский на
основании находок в разрезах у с. Счастливое следующих аммонитов:
Parkinsonia ex gr. parkinsoni S о w., Partschiceras plicatum В esn.,
Holcophylloceras zignodianum d’Orb., Pseudophylloceras kudernatschi
(Hauer). Кроме того, здесь определены фораминиферы: Lenticulina
volubilis (D a i п), L. dainae К о s i r e v a, L. centralis (Ter q.).
Мощность вулканогенной толщи в этом районе весьма измен-
чива— от 130 м в районе с. Счастливое до 50—60 м в районе с. Бо-
гатырь.
Еще западнее породы вулканогенной толщи выклиниваются из раз-
реза, и породы батского яруса залегают трансгрессивно на таври-
ческих.
В подножье Предгорной гряды отложения средней юры, которые
ложатся здесь на породы нижней юры и перекрываются образованиями
нижнего или верхнего мела, представлены только верхним байосом.
Они развиты в долинах рек Бодрак, Альма, а также на водоразделах
между ними. З’ападнее р. Бодрак описываемые отложения скрыты под
более молодыми отложениями и обнажаются на поверхности лишь на
продолжении этой полосы выходов в районе мыса Фиолент. Здесь
в береговом склоне наблюдаются переслаивающиеся порфириты, кера-
тофиры и их туфы.
В бассейне р. Бодрак отложения вулканогенно-осадочной толщи
образуют хорошие обнажения на правом берегу реки в 0,5 км к вос-
току от с. Трудолюбовка. Здесь внизу разреза залегает толща темно-
серых слоистых глин, в основании которой наблюдается горизонт
с угловатыми обломками аргиллитов, представляющих собой свое-
образную брекчию мощностью до 5 м. Эти породы аналогичны толще*
обломочных глинистых пород в основании разреза у с. Счастливое.
Выше залегают аргиллиты с большим количеством конкреций сидери-
тов, иногда с прослоями гравелитов, состоящих из хорошо окатанных
галек кварца, кварцитов, обломков аргиллитов и песчаников, мощ-
ностью 70—80 м. В породах этого слоя собрана следующая фауна1:
Calliphylloceras heterophylloides О р р., Nannolytoceras sp., Lytoceras
sp., Parkinsonia sp. В нижней части были найдены Parkinsonia cf.
orbignyana Wetzel.
Еще выше залегает толща пирокластических пород, туфопесчани-
ков, туфоконгломератов и покровов андезитовых порфиритов, мощ-
ностью 70—80 м.
Восточнее аналогичные образования, перекрываясь нижнемело-
выми известняками, обнажаются на водоразделе рек Бодрак и Альма
и в долине последней. Здесь мощность эффузивных пород резко возра-
стает до 300 м. Вулканогенно-осадочная толща в основном слагается
покровами базальтов и бомбовыми туфами того же состава. Роль оса-
дочных пород значительно уменьшается. Байосский возраст эффузивно-
осадочных образований в этом районе подтверждается находками
в них Parkinsonia sp.
В восточной части горного Крыма выходы на поверхности пород
верхнего байоса известны в районе с. Рыбачье, Карадагской горной
группы, в районе Планерского и по берегу Янышарской бухты. В струк-
турном отношении они приурочены к синклинальным складкам или
к крыльям антиклиналей, осложняющих Туакский антиклинорий, его
восточное погружение и Судакский синклинорий.
1 Находки О. В. Снегиревой, определенные Н. В. Безносовым, и находки Г. С. По-
ршнякова и А. Д. Миклухо-Маклая, определенные Г. Я. Крымгольцем (1954 г.).
108
СТРАТИГРАФИЯ
В районе с. Рыбачье, обнажаясь в береговых обрывах, верхне-
байосские породы, по данным В. И. Лебединского, в основании толщи
слагаются подушечными лавами -основного состава. Вверх по разрезу
они сменяются массивными миндалекаменными лавами с вкрапленни-
ками пироксена. В толще глин, покрывающих лавы, наблюдаются про-
слои литокластического туфа мощностью 10—15 см. Общая мощность
вулканогенных пород около 30 м. Выше глины содержат большое коли-
чество конкреций сидеритов и тонкие прослои мелкозернистых песча-
ников. Мощность аргиллитовой части верхнего байоса на этом участке
около 40 м.
В аргиллитах О. В. Снегиревой собрана фауна N annolithoceras ste-
nosulcatum В е s n., Dinolytoceras aff. fascicostatum В e s n., Parkin-
sonia sp. (определения H. В. Безносова).
В районе Карадагской горной группы верхнебайосская толща была
детально изучена и описана А. Ф. Слудским, Д. В. Соколовым,
Ф. Ю. Левинсон-Лессингом и Е. Н. Дьяконовой-Савельевой (1933),
а позднее М. В. Муратовым (1957, 1960), И. Н. Ремизовым (1962),
Д. С. Кизевальтером, С. М. Кравченко и В. И. Лебединским,
Н. Н. Макаровым (1962).
Вулканический комплекс Карадага слагается разнообразными
типами эффузивных пород, представленных чередованием лав и туфов,
которые описаны в главе V. Общая мощность вулканогенной толщи
достигает 700—750 м.
Наиболее низкие горизонты средней юры Карадага, залегающие
на толще терригенных пород лейаса, известны в его юго-восточной
части, у подножья горы Кок-Кая. Здесь в основании средней юры зале-
гает толща темно-серых глин с конкрециями сидеритов, а выше с про-
слоями конгломерато-брекчий, состоящих из угловатых обломков
аргиллитов, эффузивных пород, серых известняков и мергелей мощ-
ностью около 20 м. Среди глин наблюдаются линзы плотных мелко-
зернистых песчаников. Здесь же среди глин залегает линзовидный про-
слой порфирита. Выше прослеживается толща глин с глыбовым гори-
зонтом, состоящим из обломков порфиритов и линзовидными потоками
лав. Мощность этой толщи около 70 ж. Еще выше наблюдается пачка
конгломератов, состоящая в основном из крупных обломков порфири-
тов и реже роговиков и яшм, мощностью около 30 м. Над конгломе-
ратами залегают аргиллитоподобные глины, сменяющиеся выше соб-
ственно вулканогенной толщей. Породы низов разреза прослежи-
ваются на юго-запад к подножью хребта Магнитный. Из этих отложе-
ний И. Н. Ремизовым найдена Parkinsonia subarietes Wetzel.
Залегающая выше собственно вулканогенная толща состоит из
переслаивания туфов, туфобрекчий, туфоконтломератов и лавовых
покровов. Возраст вулканогенной толщи Карадага определяется как
верхнебайосский на основании находок в нижней и средней частях
толщи аммонитов Parkinsonia subarietis Wetzel, Parkinsonia sp.,
Partschiceras plicatum В e sn. *.
Восточнее отложения байоса представлены также вулканогенно-
осадочной толщей и наблюдаются в виде изолированных выходов
в районе пос. Планерское и по берегу Коктебельского залива. Здесь
они слагают крылья антиклинальной складки, сложенной в ядре поро-
дами таврической серии.
Хорошие разрезы вулканогенно-осадочной толщи можно наблю-
дать в береговых обрывах Янышарской бухты, где они были детально
описаны М. В. Муратовым (1937). Здесь в основании байоса залегает
1 Находки И. Н. Ремизова, А. К- Макарова и С. М. Кравченко.
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
109
сильно загипсованная толща глин с остроугольными гальками аргил-
литов, с прослоями песчаников, а вверху с большим количеством кон-
креций известняка. На глины ложатся туфогенные песчаники и туфы,
внизу сильно разрушенные и измененные, выше более свежие. Соб-
ственно вулканогенная толща слагается туфогенными песчаниками,
зеленовато-голубоватыми, переслаивающимися с зеленоватыми аргил-
литами. Выше залегает толща кристаллокластических голубовато-
зеленых туфов, на которые по резкой границе налегают туфы оранже-
вого цвета. Мощность собственно вулканогенной толщи 80 м. Верхняя
часть вулканогенной толщи слагается глинами с прослоями туфов и
туфогенных песчаников. Здесь найдено большое количество фауны:
Parkinsonia parkinsoni Sow., Calliphylloceras disputabile (Zitt.),
C. heterophylloides (Opp.), Partschiceras plication Besn., Holcophyl-
loceras mediterranean, Neu m., Dinolytoceras fascicostatum Besn.,
Nannolytoceras stenosulcatum Besn.
Восточнее отложения верхнего байоса обнажаются в бухте Про-
вато, где они слагают береговые обрывы. Представлены они там
вулканогенной толщей с преобладанием пирокластов.
Батский ярус
Впервые в Крыму батский ярус (рис. 22) был выделен Д. П. Стре-
моуховым, описавшим разрез средней юры в заливе Мегало-Яло у Ба-
лаклавы и определившим оттуда Phylloceras subobtusum К u d е г.,
Perisphinctes moorei Opp., P. aurigerus Opp., P. funatus Opp.,
а также нижнекелловейскую форму — Macrocephalites macrocephalus
S c h 1 о t h. Нахождение в одном разрезе батских и келловейских
форм указывает на постепенный переход между отложениями этих
ярусов, что подтверждается изучением и других разрезов, где также
можно видеть непрерывный переход от.бата к нижнему келловею.
Наиболее низкие горизонты образований батского яруса известны
в восточном Крыму, где вообще наблюдается полный разрез верхов
средней юры. Здесь песчано-глинистые отложения нижнего бата зале-
гают с постепенным переходом на байосских и содержат Oppelia
fusca Q n.
К нижнебатским образованиям, вероятно, следует отнести условно
и толщу флишоидного переслаивания алевролитов и песчаников, зале-
гающую на верхнебайосских отложениях в западных районах Крыма
у Кастрополя и Меласа. Вопрос о присутствии аналогов нижнего бата
в центральных районах Крыма не решен окончательно. Найденный
Г. А. Лычагиным в алевролитах окрестностей с. Рыбачье комплекс
двустворок и брахиопод указывает только на принадлежность их
к батскому ярусу, не позволяя выделить подъярусы.
Образования верхнего бата, вероятно, залегают с размывом на
нижележащих породах. В основании их наблюдается толща гравели-
тов и крупнозернистых песчаников или крупногалечниковых конгломе-
ратов, почти целиком состоящих из подстилающих пород (Кастрополь),
вверх сменяющихся переслаиванием песчаников и алевролитов. Выше
залегает толща глин с прослоями известняков, мергелей и конкрециями
сидеритов с Oppelia aspidoides Opp. и другими верхнебатскими фор-
мами, позволяющими параллелизовать их с одноименной зоной.
Крайним западным выходом батских отложений являются окрест-
ности Балаклавы, где они залегают трансгрессивно на породах таври-
ческой серии. В этом разрезе выходит самая верхняя часть батских
образований — глины с большим количеством сидеритовых конкреций
и с прослоями песчаников и известняков (Стремоухов, 1894).
по
СТРАТИГРАФИЯ
Восточнее, в районе с. Ласпи, на северном крыле Ласпинской анти-
клинали прослеживаются, по-видимому, несколько более низкие гори-
зонты бата. Отложения батского яруса начинаются здесь мелкогалеч-
никовым конгломератом и песчаниками с массой обуглившихся
растительных остатков, а выше глинами, по отдельным прослоям
загипсованными, вверху с Macrocephalites macrocephalus S с h 1 о t h.
и прослоями алевролитов и песчаников, в которых встречаются много-
численные Posidonia buchi R о е m. Общая мощность батских отло-
жений здесь 300—350 м.
Рис. 22. Схема распространения фаций батских отложений
/—область размыва; 2— песчаные фации; 3 — песчано-глинистые фации; 4 — фация
глин с сидеритами
Следующие выходы к востоку наблюдаются в районе мыса Форос,
где обнажается нижняя часть описываемых отложений, залегающая на
вулканогенных породах. Здесь можно проследить всего около 40—50 м
песчаников, алевролитов и глин, образующих флишоидное переслаи-
вание.
Восточнее, в районе Меласа и Кастрополя, наблюдаются уже
более полные разрезы батских отложений.
Здесь в основании их на отложениях верхнего байоса залегают
ритмично чередующиеся граувакковые песчаники, алевролиты и сильно
алевритистые глины. Мощность прослоев песчаника и алевролита не-
постоянна; часто в ритме отсутствуют песчаники и ритм состоит из
алевролитов и глин. Последние в этом случае содержат большое коли-
чество конкреций сидеритов. Мощности отложений низов батского
яруса здесь достигают 400—450 м и они образуют, как видно, толщу,
похожую на флиш.
На эту толщу флишоидного переслаивания с размывом ложатся
верхнебатские крупногалечниковые, а местами даже валунные конгло-
мераты, состоящие в основном из галек и валунов эффузивных пород
байосского облика, обломков пород таврической серии, переотложен-
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
111
ных конкреций сидеритов. Мощность конгломератов 10—20 я. Восточ-
нее они замещаются пластом грубообломочных песчаников и гра-
велитов.
Выше конгломератов залегает толща глин с сидеритами, с про-
слоями в нижней части мелкозернистых плохо отсортированных песча-
ников и линзовидных прослоев битуминозных черных известняков.
Верхи разреза сложены глинами с конкрециями сидеритов.
В районе с. Оползневое батские отложения образуют отдельные
выходы таких, как в районе Кастрополя, конгломератов. Выше зале-
гают глины с конкрециями сидеритов, прослоями песчаников, граве-
литов и битуминозных черных комковатых известняков.
В районе с. Голубой Залив в 300 ж восточнее горы Пил яки, непо-
средственно под известняками верхней юры и на верхнебайосских
глинах с прослоями туфов обнажаются самые нижние горизонты бат-
ских отложений, сложенные граувакковыми песчаниками с прослоями
глин.
Более высокие части батского разреза можно наблюдать в эро-
зионном окне Ат-Баш на Яйле. Здесь среди известняков верхней юры
обнажаются глины с прослоями песчаников и известняков, в которых
В. В. Бобылевым был найден аммонит Dinolytoceras cf. Crimea Str em.,
указывающий на верхнебатский или нижнекелловейский возраст вме-
щающих пород.
Восточнее с. Голубой Залив нельзя проследить непрерывную толщу
батских пород, так как они залегают или в разобщенных блоках, кон-
тактируя по разломам с породами таврической серии, или в крыльях
сложно построенных складок. Именно к крылу складки приурочены
выходы описываемых отложений на мысе Кикенеиз, где они представ-
лены в основании граувакковыми песчаниками с большим количест-
вом растительного детритуса, с прослоями алевролитов того же состава,
иногда глинистых. В песчаниках найдены многочисленные Posidonotnya
buchi R о е m.
Изолированные выходы пород батского яруса наблюдаются и вос-
точнее, на склонах горы Могаби над Ореандой, на склонах горы
Иограф, над пос. Чехово. Здесь описываемые отложения представлены
флишевыми образованиями, вероятно, нижней части батского яруса.
В районе с. Васильевка (окрестности Ялты) отложения батского
яруса трансгрессивно залегают на породах таврической серии. В осно-
вании среднеюрских пород там наблюдается пачка массивных, косо-
слоистых песчаников с линзочками, обогащенными гравийными зернами
и галькой. В этих песчаниках А. С. Моисеевым была собрана много-
численная флора, определенная им как Dictyophyllum cf. rugosum
L. et H., Sagenopteris phillipsi В г о n gn., Cladophlebis denticulata
Brongn., Todites williamsoni Brongn., Sphenopteris sp., Elatides
cf. curvifolia Nath. Мощность песчаников 80—100 м.
Выше их залегает пачка флишоидного переслаивания, аналогичная
кастропольской. Она представлена ритмичным переслаиванием песча-
ников, алевролитов и глин. Выше флиша залегают сильно алевритистые
глины, иногда почти алевролиты, часто массивные, со сфероидальной
отдельностью. В глинах встречается большое количество конкреций
сидеритов. В этой части толщи В. Ф. Пчелинцевым были найдены:
Oppelia aspidoides Opp., Pseudophylloceras kudernatschi (Hauer.),
Calliphylloceras disputabile (Z i 11.), Pseudomonotis echinata S о w.,
Posidononia buchi Roem., Pinna buchi Koch, et Dunk., Entolium
spathulatus Roe m., Clarnys ambignus Mu n s t, Ostrea costata S о w.,
Cucullaea concinna Philips, Cuculaea cucullata (Golds.), Thracia
112
СТРАТИГРАФИЯ
oolithica Т е г q. et J о г d у., что свидетельствует о батском возрасте
вмещающих пород.
В районе мыса Ай-Даниль на склонах Никитской яйлы обна-
жаются песчаники, аналогичные тем, которые встречены в нижней
части разреза у с. Васильевка. Аналогичные песчаники слагают берег
и близ Никитского ботанического сада. В долине р. Авинда (в нижнем
ее течении) обнажается толща флишоидного переслаивания песчани-
ков, алевролитов и глин, соответствующая, вероятно, средней части
батского яруса.
Отложения средней юры хорошо видны к северу от с. Запрудное,
где можно наблюдать их непосредственное налегание на смятые породы
таврической серии. В основании разреза залегают грубозернистые
песчаники с галькой и с прослоями алевролитов и углей. Верхняя
часть разреза слагается переслаиванием песчаников и алевролитов;
здесь П. А. Шильниковым была найдена Oppelia aspidoides Opp.
Отложения батского яруса на северном склоне Главной гряды
Крымских гор распространены от р. Качи и ее притоков на востоке
до с. Богатое Ущелье (Коклуз) на западе почти непрерывной полосой.
В долине Качи и в районе с. Счастливое описываемые породы
с постепенным переходом залегают на вулканогенно-осадочных образо-
ваниях верхнего байоса. В нижней части разреза наблюдается пачка
ритмичного переслаивания песчаников, алевролитов и глин, вероятно,
нижнебатского возраста.
Западнее (селения Богатырь и Отрадное) вулканогенные образо-
вания байоса и, вероятно, связанные с ними постепенным переходом
флишоидные батские породы отсутствуют, и отложения таврической
серии перекрыты грубыми песчаниками с гальками, сменяющимися
выше глинами с фауной верхнего бата Oppelia serrigera W a a g.
Из песчаников низов разреза определены многочисленные Pseudo-
monotis echinata Sow., Pinna sp. и другие формы.
Левый берег р. Бельбек также сложен толщей песчаников с галь-
ками в основании свиты, а выше переслаивающимися песчаниками,
алевролитами и глинами.
Батские образования распространены западнее с. Богатырь и
в районе с. Соколиное в Коккозской долине, где они слагают перикли-
нальное окончание антиклинальной складки северо-восточного прости-
рания. В основании разреза там залегают серые средне- и грубозерни-
стые граувакковые песчаники с галькой кварца и глин. В составе
песчаников преобладают мелкие обломки пород. Песчаники слоистые
и легко разбиваются на плитки. Мощность их 100—150 м. В районе
с. Соколиное в них были найдены: Pseudomonotis echinata S о w., Pro-
cerithium pustuliferum P i c 11 e.
Верхняя часть разреза слагается переслаиванием глин, темно-
серых, слоистых и песчаников, серых полимиктовых. Мощность этих
отложений около 70—100 м.
Северо-западнее, в районе с. Путиловка, на отложениях тавриче-
ской серии залегает пачка песчаников мощностью около 100 м с тон-
кими прослоями глин и алевролитов и многочисленными включениями
галек кварца и линзочками гравелитов. Песчаники, залегающие в осно-
вании толщи, обогащены многочисленными гальками аргиллитов. Най-
денные в этой части разреза двустворки Pseudomonotis echinata S о w.,
Goniomya sp., Pinna buchi Koch, et Dunk, позволяют предпо-
ложить батский возраст вмещающих пород.
Верхняя часть разреза в этом районе представлена глинами с мно-
гочисленными сидеритами; в них были определены следующие фора-
миниферы: Lenticulina ex gr. rusti (Wisn.), L. subangulata (Reus)
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
113
var. crassisepta К a z., L. aff. matnillaris (Terq.). В разрезе с. Пути-
ловка в верхней части глин В. М. Цейслером был найден Dicoelites cf.
fogdti К г i m h., обычно встречающийся в нижнекелловейских отложе-
ниях (определения В. А. Густомесова).
В самом западном пункте выходов на поверхность пород батского
яруса у с. Богатое Ущелье обнажается верхнебатская часть разреза,
представленная темно-серыми неслоистыми глинами, по отдельным
прослоям загипсованными, с конкрециями сидеритов и с прослоями
мелкозернистых песчаников. Здесь К. К. Фохтом были найдены: Орре-
lia aspidoides О р р., Opp. serrigera W a a g., Perisphinctes wagneri
Opp., а также многочисленные Posidononia buchi R о e m.
Мощности пород батского яруса на северном склоне Главной гряды
колеблются в пределах от 900 At у с. Отрадное до 250 м у с. Пути-
ловка, однако, как уже говорилось, эти мощности отображают в боль-
шинстве случаев только видимые части разрезов.
Отложения батского яруса в районе северного склона Главной
гряды хорошо сопоставляются с аналогичными образованиями Южного
берега. Их выходы в районе с. Богатое Ущелье представляют собой
выведенные на поверхность участки синклинального прогиба, запол-
ненного среднеюрскими породами, между берегом моря (на юго-западе)
и с. Богатое Ущелье (на северо-востоке). В центральной части этого
прогиба рассматриваемые отложения перекрыты верхнеюрскими по-
родами.
Отложения батского яруса в восточном Крыму тянутся в виде пре-
рывистой полосы от с. Рыбачье на западе до мыса Киик-Атлама на
востоке, слагая осевые части синклиналей в пределах центральной
части Туакского поднятия и на его погружении, в пределах Судакско-
Карадагской складчатой зоны.
На Туакском поднятии, к северо-востоку от с. Рыбачье, отложения
батского яруса представлены в основании разреза пачкой темно-серых,
мелкозернистых, глинистых песчаников. В нижних слоях песчаников
располагается прослой гравелитов и конгломератов, состоящих пре-
имущественно из галек кварца. Песчаники массивные, содержат боль-
шое количество Pseudomonotis echinata S о w., Lucina bellona О г b.,
Lucina bolcanensis Peel., Goniotnya boysunensis Вог. и др. (сборы
Г. А. Лычагина и др.), которые, по мнению В. Ф. Пчелинцева, харак-
терны для батского яруса Крыма и Кавказа. Мощность песчаников
изменяется от 30—40 до 70—80 м.
Выше залегает флишоидная толща ритмичного чередования песча-
ников, алевролитов и глин. Эти породы залегают в виде ограниченных
надвигами чешуй, поэтому взаимоотношение между отдельными пла-
стами трудно восстановить. Однако совершенно очевидно, что разрез
батского яруса Туакского поднятия хорошо сопоставляется с разре-
зами западной части Крыма, особенно с разрезом близ с. Васильевка.
Значительный интерес представляет разрез описываемых пород
в районе горы Паная-Кая близ с. Веселое. Здесь батские отложения
представлены толщей грубых песчаников с гравелитами в основании,
переслаивающихся с мелкозернистыми песчаниками и алевролитами;
мощность толщи 400 м. С запада песчаники круто обрываются сбро-
сом. Восточнее наблюдается замещение толщи песчаников флишоид-
ным переслаиванием песчаников и алевролитов. Однако основание этой
толщи проследить не удается.
В районе горы Перчем, близ Судака, с размывом на породах
таврического комплекса залегают крупнозернистые граувакковые пес-
чаники с галькой кварца, выше сменяющиеся толщей переслаивания
8 Зак. 911
114
СТРАТИГРАФИЯ
алевролитов и песчаников типа флишоидной с Goniotnya sp., Pseu-
domonotis echinata Sow. Мощность этих пород здесь 120—150 м.
. Переход от батских отложений к нижнему келловею во всех опи-
санных разрезах восточного Крыма постепенный.
Еще восточнее отложения батского яруса выходят в ядре Копсель-
ской антиклинали и вскрыты скважинами на Меганомском полуострове,
где их мощность достигает 300—400 м. Они представлены толщей
аргиллитоподобных глин с прослоями песчаников и известняков и
многочисленными конкрециями сидеритов. Эти же отложения просле-
живаются и в районе Кордонного оврага, на Карадаге, где Д. П. Стре-
моуховым были найдены Oppelia aspidoides О р р., Opp. aff. subdiscus
О г b., Opp. discoangulata S t г е m., Haploceras psilodiscus S с h 1., Ste-
Рис. 23. Продольный стратиграфо-фациальный
1 — мергели; 2 — тонкослоистые глинистые известняки; 3 — слоистые известняки; 4 — брекчиевидные
/0 —эффузивы (а), интрузии >(б); И—граница согласного залегания; 12— граница несоглас
phanoceras rectelobatum Hauer., подтверждающие батский возраст
вмещающих их глин.
В береговых склонах Янышарской бухты отложения бата просле-
живаются от контакта их с нижележащими байосскими.
В основании описываемых отложений наблюдается толща глин
с горизонтами конкреций и с пластами песчаника, содержащими много-
численные скопления растительного детритуса и гальки аргиллитов.
Выше залегает толща глин с прослоями песчаников. Нередко в основа-
нии последних содержатся гравийные зерна кварца. В глинах присут-
ствуют многочисленные конкреции сидеритов. Из аналогичных образо-
ваний на мысе Топрах-Кая была найдена Oppelia fusca Q п., характер-
ная для нижнебатских образований.
Верхняя часть батских отложений в районе Янышарской бухты
представлена темно-серыми глинами с конкрециями сидеритов, содер-
жащими Oppelia aspidoides О р р., Paracenoceras cf. wandaensis
W a a g. и фораминиферы: Epistomina reticulata Reuss., Ep. conica
T e г q., Ep. rosaeca Hoff., Lenticulina turbiniformis (Franke),
L. varians Born., L. volubilis (Da in.), L. bykovae Hoff., L. rotulata
Lam., L. globosa (Kiib. et Lw.), Discorbis sp., Glomospira gordialis
(Part, et Jones). Глины несогласно перекрыты янышарским гори-
зонтом верхнего келловея.
ВЕРХНИЙ ОТДЕЛ
Верхняя юра горного Крыма представляет собой сложный ком-
плекс осадков морского происхождения, включающий палеонтологи-
чески охарактеризованные отложения келловейского, оксфордского,
кимериджского и титонского ярусов. Наиболее типичными отличитель-
ными особенностями этого комплекса являются исключительное лито-
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
115
логическое разнообразие состава слагающих его отложений, резкая
фациальная изменчивость, контрастность мощностей, невыдержанный
характер взаимоотношений с подстилающими и перекрывающими по-
родами и наличие внутренних перерывов и несогласий (рис. 23).
Литологически верхнеюрские отложения Крыма представлены
сложно взаимосвязанными друг с другом разнообразнейшими (рис. 24)
типами карбонатных, глинистых и терригенно-обломочных образований
от чистых пелитоморфных известняков и тонкоотмученных глин до по-
разрез верхнеюрских отложений горного Крыма
известняки; 5 — рифогенные известняки; 6 — флиш; 7 —глины; 8 — песчаники; 9 — конгломераты;
ного залегания; 13 — граница глубокого размыва; 14 — фациальная граница внутри известняков
лимиктовых песчаников и грубообломочных конгломератов и брекчий,
а также различных смешанных по составу осадочных пород (песчани-
стые глины, глинистые известняки, известковистые песчаники и т. д.).
В горном Крыму широко распространены верхнеюрские отложения
флишевого и флишеподобного типа, а в состав келловейских отложе-
ний восточной части горного Крыма входят вулканогенные образования.
Особенностью верхнеюрских отложений горного Крыма является
их резко выраженная фациальная изменчивость. Многократные изме-
нения литологического состава по простиранию испытывают не только
отдельные горизонты и пачки слоев, но также и целые толщи пород
верхнеюрского возраста, отвечающие крупным стратиграфическим еди-
ницам, причем часто фациальная смена состава отложений значитель-
ной мощности происходит на очень коротких расстояниях, измеряемых
несколькими сотнями метров.
Мощности верхнеюрских отложений, в среднем очень значитель-
ные, колеблются в широких пределах — от первых десятков до несколь-
ких тысяч метров. Изменение мощностей, как и фаций, часто проис-
ходит контрастно на ограниченных по площади участках.
Чаще всего верхнеюрские отложения залегают резко несогласно
на средней юре или таврической серии, а их разрез начинается верхне-
келловейскими — оксфордскими образованиями. На большей части
территории горного Крыма на подстилающих отложениях непосредст-
венно залегают верхнеоксфордские отложения, а нижний Оксфорд,
тесно связанный с верхним келловеем, появляется в основании транс-
грессивного верхнеюрского комплекса лишь на ограниченных участ-
ках восточного и западного Крыма. Несогласие в основании верхнего
келловея — верхнего Оксфорда отчетливо выражено на всей террито-
рии горного Крыма. Отложения нижнего келловея образуют непрерыв-
ный разрез с осадками батского яруса и в большинстве случаев отде-
8*
Рис. 24. Литолого-фациальные схемы поздней юры. (/ —ранний келловей; 2 —средний келловей; 3 — поздний оксфорд-ранний кимеридж; 4 — ти-
тон). Составила Е. А. Успенская
/—суша; 2 — галечники с песком; 3 — пески; 4 — глины-, 5 — известняки; 5 — песчанистые известняки; 7 — глинистые известняки, мергели; 8 — рифовые массивы; 9 —
карбонатно-терригенно-глинистый флиш; 10 — граница суши и моря; // — граница неогеновых и четвертичных размывов; 12— граница древних размывов; 13— граница
, литологических комплексов; 14 — палеотектонические разрывные нарушения
Схема стратиграфии юрских отложений
Составила Е. А. Успенская
(Для нижней юры использованы работы В. П. Казаковой, Г. Я. _Крымгольца, А. Д. Миклухо-Маклая, М. В. Муратова, Г. С. Поршнякова, А. И. Шалимова, для средней
боты Н. В. Безносова, В. В. Бобылева, И. И. Ремизова, О. В. Снегиревой, Д. П. Стремоухова, а также личные ма^гриалы автора, для верхней юры — личные материалы автора, а также
определению отдельных групп ископаемых организмов: Л. И. Бабановой, Н. В. Безносова, Н. С. Бендукидзе Е. А. Гофман, В. А. Густомесова, С. А. Ковалевского, Е В Краснова Г
гольца, Н. П. Кянсеп, Г. А. Лычагина, В. П. Макридина, М. В. Муратова, Н. К. Овечкина, В. В. Пермякова, В. Ф. Пчелинцева, Й. II. Г * ” ~
Н. Г. Химшиашвили)
Таблица 4
юры — pa-
данные no
. -----, Я. Крым-
Ремизова, A. H. Соловьева, Д. П. Стремоухова,
Ю Р с к а я I Система
ч
О
0J
«г
х
х
Ярус подъярус Зона Юго-Западный синклинорий Синклинорий Восточного Крыма Судакский синклинорий
Титонский Верхний Virgatosphinctes transitorlus H olcoph ylloceras tau- ricum R e t., Euphylloce- ras serum 0 p p., Semi- formiceras cf. semiformis 0 p p., Virgatosphinctes transitorlus 0 p p„ Aspi- doceras cf. rogoznicensis Z i 11., A. cf. zeuschnerC Z i 11., Berriasella cally- sto 0 r b„ B. lorioli Z i 11., Malbosiceras mal- bosi Pict. Ритмичное чередова- ние известковистых глин, алевролитов, песчаников и обломочных известня- ков; слоистые известня- ки, мелкогалечные квар- цевые конгломераты; брекчиевидные, глыбовые красновато-серые изве- стняки Calliphylloceras kochi О р р„ Ptychophylloceras calipso О г b., Euphyllo- ceras serum О р р., Суг- tosiceras macrotelum О р р., Perisphinctes сог- tazari К i 1., Berriasella chaperi Pict., В. priva- sensis Pict., B. delphi- nensis К i 1.. B. callisto 0 r b., B. lorioli Z i 11„ B. pontica R e t„ B. sub- richteri R e t., Malbosice- ras malbosi Pict. Известняки слоистые органогенно - обломоч- ные с прослоями глини- стых известняков и ри- фовыми телами; глины с прослоями обломочных известняков, песчаников и сидеритов (терриген- но-карбонатнын флиш), в основании конгломе- раты и песчаники Размыв AZVVVVVVVVVVVVVVVVXA/VVVWWWWVKAAAAAAA/va/wv/v
Нижний Kossmatia richteri Haploceras wbhleri 0 p p., Lithacoceras cf. ulmensis О p p., Virgato- sphinctes saheraensis Spath., V. cf. senex 0 p p„ Aulacosphinctes accultefurcatus W a a g„ Kossmatia richteri Opp. Переслаивание мерге- лей, обломочных извест- няков, песчаников и глин с биогермами Haploceras wbhleri 0 p p., Kossmatia richte- ri Opp. Песчано-глини- стый флиш, кон- гломераты, пес- чанки
Кимериджский | Верхний Палеонтологически не охарактеризован Размыв Rhizammina inteBua Brady., Saccamina sp- Clomospira gardiatis Park, et Zones., Hap- lophragmoides ventosus M j a 11., Lagena monst- ra H о f f m., Lagena his- pida Reuss., Saracena- ria italica D e f r., Nodo- saria biloculina T e г q„ Frondicularia spatulata T e r q., Lenticulina mag- na M j a t L, Lenticulina plana Reuss. Гжн с сидерита- ми црослоями
Нижний Streblites tenuilobatus ^ЛЛ/VVV^/VV^/^/VVV^/V\/VVVVVVV^Л, Streblites oxypictus Q u e n s t., Lithacoceras pseudobangei Spath., L. cf. spangiphilum M о e s c h., Perisphinctes breviceps Q u e n s t., P. ernesti Q u e n s t., Aspi- doceras acanticum 0 p p., A. calcatum 0 p p., Ata- xioceras lictor Font. Рифовые и слоистые известняки, мергели TVVVVVV\AA/\AA/V\AA/V\^^ ^/WWWWW^/WWWWVWVW’ Рифовые и слоистые известняки, мергели есчамшв н из- мстняиов
Оксфордский 1 Верхний Epipeltoceras bimammatum Taramelliceras pseudo- oculata В u k о w., T. co- statum Q u e n s t, T. fle- xuosa M u n s t., Peris- phinctes sp., Holcophyl- loceras zignodianum 0 r b„ Sowerbyceras tor- tisulcatum Orb. Рифовые и слоистые известняки, мергели, мелкогалечные конгломе- раты, песчаники Рифовые и слоистые известняки, мергели. Из- вестняки, конгломераты, песчаники Ammodiscus multilocu- laris Hausler, Ammo- discus tenuissimus G fl m- b e 1., Ammodiscus juras- sica Hausler., Haplo- phragmoides planuss A n t., Spirillina eichber- gensis К u b. et Z w. Караманская сви- та: глины с ко- раллами и про- слоями песчани- ков, известняков и конгломератов .
Gregoryceras trausvoisadum Taramelliceras episco- Lissoceratoides erato Orb., Taramelliceras epi- scopalis L о r., T. pseu- doocelata В u k., Peris- phinctes cf. linci C h о f f.
ЭХ
X
X
К
I Оксфордский Нижний Cardioceras cordatum
Келловейский Верхний Kosmoceras ornatum Peltoceras athletoides
Средний Reineckeia anceps
Нижний Macrocephalites macrocephalus
Верхний
Sowerbyceras tor-
tisulcatum "
Partschiceras
turn Neum.,
toceras
Opp.,
tes
nus Bukowski
Orb.,
plica-
Oche-
hispidum
Prososphinc-
aff. claromonta-
Слоистые и рифовые
известняки, песчаники,
глины, конгломераты
Cardioceras cordatum
S о w., C. praecordatum
S о w., Peltoceras annu-
lare Rein., Creniceras
rengeeri О p p., Taramel-
liceras sp., Euaspidoceras
cf. faustum В a у 1., Pel-
toceratoides constantii
r b., Glochiceras sp.
Peltoceras athletoides
L a h., Kosmoceras omn-
ium Sloth, Sowerbyce-
ras tortisulcatum Orb.
Hecticoceras
punctatum
Stahl., //. me-
tomphalum В о -
n а г.
эХ
X
эХ
X
X
Нижний
Clydoniceras
discus
Oppelia aspidoi-
des
Oppelia fusca
Oppelia aspidoides
О р р., Oecotraustes ser-
rigerus W a a g., Stepha-
noceras Wagner i Opp..
Dinolytoceras adelae
О r b., Nannolytoceras
ilanense S t r e m„ Dicoe-
lit es fogdti Krimh.
Глины
сидеритами и
редкими
прослоями п<
чаников и
известняков
Сред Байосский j
Верхний
Parkinsonia
parkinsoni
Dinolytoceras zhivago-
vi В е s п., D. fascicosta-
tum Besn., N annolyto-
ceras stremouhoffi
Peel.
с

Нижний
Dumortieria sp., Witchellia sp.
Clydoniceras discus
О г b., Oppelia aspidoides
О p p., Stephanoceras
wagneri Opp, Oecotraus-
tes serrigerus W a a g.,
Haploceras psiloduscus
S c h 1.
Oppelia fusca
Q u e n s t.
N annolytoceras stre-
moukhoffi Peel., Dino-
lytoceras aff. fascicosta-
tum Besn., Phylloceras
heterophilloides О p p.,
Parkinsonia cf. orbignya-
na W e t z e 1., P. parkin-
soni S о w„ Megateuthis
longa Vol.
* Конгломераты, пес- чаники, глины с горизон- тами рифовых известня- ков
* Конгломераты, пес- чаники, шамозитовые из- вестняки, глины с сиде- ритами aaa/vvvvxaaa/vvvv^^
Глины с прослоя- ми шамозитовых известняков я туфолавовая серия: андезиты, дациты, спилиты, кератофиры и их туфы, лавобрекчии
Глины с сидери- тами и редкими маломощными прослоями песча- ников и мергели- стыми конкреция- ми Песчано-глини- СТаЯ флишепо- добная толща
Карадагск^
Creniceras rengeeri
О р р„ Sowerbiceras tor-
tisulcatum Orb.
Peltoceras athletoides
L a h., Kosmoceras orna-
tum Sloth, Sowerbyce-
ras tortisulcatum О r b.,
Electicoceras rossiense
T e i s s.
Reineckeia anceps
S о w., Hecticoceras pun-
ctatum Stahl., H. me-
tamphalum В о п а г.
Macrocephalites macro-
cephalus S с h 1 о t h.
Oppelia aspidoides
Opp.
Палеонтологически не охарактеризованы
Ааленский

Нижний | Тоарский Grammoceras subquadratum Grammoceras subquadratum Buckm., Gr. sae- manni D u m о r t„ Gr. toarcience 0 r b„ Dactylio- ceras sp.
Плинсбахский Aegoceras sp., Liparoceras sp., Nannobelus pav- loviensis Menn, et Erl.
Синемюрский Echioceras raricostatum Coroniceras bucklandi Echioceras raricostatum Z i e t, Oxynoticeras sp., Angulaticeras dumortieri F u c i n i, A. cf. rum- pens (Opp.), A. (Pseudosltheimia) cf. densuloba- tum (Pompeckj), Crucilobatum Buckm. Arnioceras vendax F u c i n i var. taurica Moiss., Coroniceras ex gr. bucklandi Sow.
Геттангский Schlotheimia angulata Schlotheimia angulata S c h 1 о t h., S. charmas- sei Orb.
S
о.
и
s
Cl
<u
Верхнетаврическая
свита: флиш — ритмн>-
ное чередование аргил-
литов и песчаников
Зак. 911
Массивы рифовых
известняков
Янышарский гори-
зонт: конгломера-
ты, песчаники, ша-
мозитовые извест-
няки, глины с си-
деритами, рифо-
вые известняки
Глины с прослоя-
ми шамозитовых
известняков с мер-
гелистыми конкрв'
циями
Глины с прослоя-
ми известняков,
песчаников и си-
деритов
Примечания.* Разрезы Карадага —
Планерского — Янышарской бухты—Ще-
бетовки рассматриваются в ареявви св-
клинорня Восточного Крыма, разрезы Су-
дака— Мегаиома в пределах Судэксквго
синклинория.
* Указанные отложения в нижней части
Эскиординская свита:
песчаники, глины с лин-
I зами известняков и пес-
чаников, горизонты кон-
гломератов с крупными
глыбами каменноуголь-
ных, пермских и триасо-
вых пород
ЮРСКАЯ СИСТЕМА Ц7
лены от отложений верхнего келловея упомянутым перерывом и несо-
гласием.
Наиболее крупное несогласие внутри верхнеюрского комплекса,
прослеживающееся на большей части территории горного Крыма, отно-
сится к основанию титонского яруса. В ряде районов горного и в рав-
нинном Крыму титонские отложения трансгрессивно переходят с под-
стилающих их оксфордских и кимериджских отложений на среднеюр-
ские и более древние (включая палеозойские) породы.
Что касается взаимоотношений верхнеюрских отложений с нижне-
меловыми, то они также изменяются от резко несогласного залегания
нижнего мела на верхней юре, часто с ингрессивным заполнением
древнеэрозионных долин в титонских известняках валанжин-готерив-
скими глинами, до постепенных переходов от верхнего титона к ниж-
нему валанжину в единой толще глинисто-мергелистых и известняко-
вых образований.
Верхнеюрским отложениям принадлежит основная роль в геологи-
ческом строении Главной гряды горного Крыма. Почти непрерывной
полосой, сужающейся в одних местах и сильно расширяющейся в дру-
гих, они прослеживаются от Феодосии на востоке до района Балаклавы
на западе. В равнинном Крыму верхнеюрские отложения, представлен-
ные только красноцветами верхов титонского яруса, распространены
весьма спорадически и вскрываются лишь рядом скважин к востоку от
Симферопольского поднятия.
Наибольшее площадное распространение в Крыму имеют оксфорд-
ские и титонские отложения, значительно менее широко развиты отло-
жения келловея и кимериджа.
В тектоническом отношении область развития верхнеюрских отло-
жений в горном Крыму соответствует Юго-Западному, Восточно-Крым-
скому и Судакскому синклинориям. Каждая из этих областей распро-
странения верхнеюрских пород отличается рядом особенностей условий
осадконакопления, мощностями, наличием или отсутствием переры-
вов и т. п. (табл. 4).
Келловейский ярус
Обложения келловейского яруса распространены в крайней запад-
ной части горного Крыма, где они слагают подножие северного склона
Главной гряды от залива Мегало-Яло на западе до долины р. Коккозка
на востоке (Юго-Западный синклинорий), а также на восточном погру-
жении Крымских гор между Янышарской бухтой и Судаком, где они
участвуют в строении отдельных антиклинальных структур в пределах
Судакского синклинория (рис. 25) и слагают основание наложенных
синклинальных структур восточного окончания Туакского антиклино-
рия (Судакско-Карадагская система складок).
В составе келловейского яруса горного Крыма по фауне аммони-
тов выделяются нижний, средний и верхний подъярусы. Отложения
нижнего келловея повсеместно связаны постепенным переходом с верх-
небатскими образованиями, граница с которыми проходит внутри одно-
родной глинистой толщи и проводится по появлению первых аммони-
тов из группы Macrocephalites.
Нижнекелловейские отложения представлены глинистыми образо-
ваниями с маломощными прослоями шамозитовых оолитовых извест-
няков и песчаников в верхах разреза, где наблюдаются следы межфор-
мационных местных размывов, за счет которых в прослоях шамозито-
вых известняков и песчаников наблюдается скопление перемытой бат-
ской фауны совместно с нижнекелловейскими аммонитами. Следы неод-
118
СТРАТИГРАФИЯ
нократных перемывов наблюдаются и выше по разрезу — в основании
среднего келловея, представленного шамозитовыми известняками, пес-
чаниками и конгломератами. Наиболее значительный размыв наблю-
дается в основании верхнего келловея, образования которого транс-
грессивно залегают на подстилающих породах от среднего келловея до
таврической серии включительно и содержат внизу горизонт своеобраз-
ных базальных конгломератов. Верхние горизонты верхнего келловея
Рис. 25. Схема сопоставления верхнеюрских
представлены глинами, песчаниками, рифовыми и слоистыми извест-
няками.
Нижний подъярус. В крайней восточной части горного Крыма
в пределах Судакского синклинория и восточного погружения Туак-
ского антиклинория на значительном пространстве — от мыса Киик-
Атлама на востоке до полуострова Меганом на западе — распростра-
нена толща глин с сидеритами и песчаниками. Количество песчаного
материала в разрезе неодинаково: в низах разреза толща приобретает
флишеподобный характер благодаря ритмичному переслаиванию выше-
перечисленных пород, в верхах — преобладают алевритистые зеленова-
то-серые глины с конкрециями сферосидеритов. На южном склоне
хребта Биюк-Янышар толща глин с сидеритами и прослоями песчани-
ков залегает согласно на туфогенно-осадочных образованиях верхнего
байоса и охарактеризована в нижней части разреза, по данным
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
119
Д. П. Стремоухова (1911—1912), аммонитами, характерными для ниж-
него и верхнего бата (Oppelia fusca Q u е n s., Clydoniceras discus
Orb.). Верхняя часть разреза толщи глин с сидеритами характери-
зуется появлением аммонитов Macrocephalites tnacrocephalus S с h 1 о t h.,
встречающихся совместно с Holcophylloceras zigtiodianutn О г b., Pseu-
dophylloceras kudernatschi (Hauer), Partschiceras subobtusum
(Ruder.), видами, известными и в более низких горизонтах разреза.
В верхах толщи глин с сидеритами в янышарском разрезе появ-
ляются маломощные прослои оолитовых зелено-бурых шамозитовых
известняков и песчаников с обильными аммонитами, крупными ядрами
двустворок и брахиопод. Среди аммонитов в прослоях шамозитовых
известняков преобладают представители группы Macrocephalites
(М. tnacrocephalus Schloth.), а также многочисленные Phyllocera-
tidae и Lytoceratidae. Наличие в толще глин зонального вида нижней
части келловейского яруса Macrocephalites tnacrocephalus позволяет
описываемые отложения восточной части горного Крыма относить
к нижнему келловею.
Наибольшей мощности толща глин нижнего келловея (245 м) до-
стигает в янышарском разрезе (рис. 26), сокращаясь в направлении
к пос. Планерское (до 50 м) за счет трансгрессивного срезания выше-
лежащими отложениями верхнего келловея.
К западу от пос. Планерское нижнекелловейские отложения, пред-
ставленные толщей зеленовато-серых алевритистых глин с конкреция-
ми сидеритов мощностью до 200—210 м, широко распространены
в пределах Карадагской горной группы. Там они слагают северное
120
СТРАТИГРАФИЯ
крыло антиклинали Берегового хребта, основание синклинали горы
Кок-Кая, протягиваясь непрерывной полосой от ее подножья на востоке
до Лобового хребта и Шапки Мономаха на западе.
На северном склоне хребта Карагач глинистая толща в низах раз-
реза связана фациальными переходами с лавами и брекчиями туфола-
вовой серии Карадага. Вблизи контакта вулканогенной и глинистой
Рис. 26. Разрез верхнеюрских отложений в Янышарской бухте
1 — песчанистые глины и алевролиты; 2 — песчаники; 3 — туфы и лавы основного
состава; 4 — сидеритовые конкреции; 5 — мергелистые конкреции
толщ в последней наблюдаются отдельные глыбы лав с припаями слан-
цев, а выше по разрезу — линзы и прослои сильно измененных эффу-
зивов, туфов и туфобрекчий (рис. 27). Верхние горизонты туфолавовой
толщи западной части хребта Карагач содержат обильную, но угнетен-
Рис. 27. Разрез юрских отложений в пределах Карадагской горной группы
/—•глины и аргиллиты; 2 — сидеритовые конкреции; .3 — мергелистые конкреции; 4 — янышарский
горизонт; 5 — оксикератофиры; 6 — вулканические брекчии и туфы
ную фауну двустворок, брюхоногих моллюсков и брахиопод, по опре-
делению В. Ф. Пчелинцева (1927) характеризующую бат-нижнекелло-
вейский возраст вмещающих отложений. В нижних горизонтах глини-
стой толщи к северу от Лобового хребта (у подножия горы Шапка
Мономаха) в Тумановой балке содержатся Macrocephalites macro- {
cephalus S с h 1 о t h., Hecticoceras haugi Popovici-Hatzeg., кото-
рые характеризуют нижнекелловейский возраст вмещающих отложе-
ний. Кроме прослоев эффузивов, туфов и туфобрекчий, в верхних частях
разреза толщи глин нижнего келловея в пределах Карадагской горной i
группы наблюдаются прослои глинистых известняков, кварцево-слюди-
стых алевролитов, крупные септариевые мергелистые конкреции и
конкреционные прослои. Встречаются также линзовидные прослои кон-
гломератов, конгломерато-брекчий и шамозитовых оолитовых извест- 1
няков (исследованных впервые А. Ф. Слудским и Д. В. Соколовым)
с обильными аммонитами, среди которых преобладают представители
рода Macrocephalites sp., Hecticoceras sp., а также Lytoceratidae и
Phylloceratidae. Наиболее отчетливо прослои своеобразных конгломе-
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
121
ратов и конгломерато-брекчий выделяются в толще глин на северном
склоне хребта Кок-Кая. Здесь они образуют несколько горизонтов
в разрезе мощностью от 5 до 15 м и состоят из сближенных валунов
и обломков лав среднего состава, липаритов, алевролитов, включают
обломки плотных зеленых кремнистых известняков с аммонитами
верхнего байоса — бата (Ремизов, 1962), органогенно-обломочных
оолитовых известняков с ядрами и отпечатками аммонитов рода
Hecticoceras sp. Цемент конгломератов и конгломерато-брекчий глини-
стый. Залегают они в толще глин в виде линз, быстро выклиниваю-
щихся по простиранию. В прослоях глин между горизонтами конгломе-
ратов на северном склоне хребта Кок-Кая нами найдены мергелистые
конкреции с Macrocephalites tnacrocephalus S с h 1 о t h., Hecticoceras
'tnetotnphalum В о n., Holcophylloceras sp., подтверждающие нижнекел-
ловейский возраст вмещающих отложений.
В описываемом разрезе (Муратов, 1958) толща глин с прослоями
конгломератов согласно перекрывается лавами среднего и кислого со-
става (кератоспилитами, андезитами и дацитами) мощностью до 60 м,
слагающими обрывы и вершину горы Кок-Кая (см. рис. 79).
Стратиграфическое положение вулканогенной толщи хребта Кок-
Кая выше сланцеватых глин с горизонтами конгломерато-брекчий, либо
частичное замещение последних туфобрекчиями и лавами на восточ-
ном склоне хребта позволяют говорить об одновозрастности этих отло-
жений и относить к нижнему келловею не только толщу глин, но и за-
мещающие их по простиранию и перекрывающие вулканогенные
породы.
Келловейские отложения широко распространены в пределах Мега-
номского полуострова, где они слагают ядра и крылья отдельных анти-
клинальных структур. Наиболее низкие горизонты разреза обнажаются
в центральной части Копсельской антиклинали (урочище Сарыч, За-
воды Больших Плит). Келловейские отложения этого района впервые
установлены Орбиньи (d’Orbigny, 1842—45). Позднее В. Д. Соколов
(1885) пересмотрел определения Орбиньи и установил присутствие
нижнекелловейского Macrocephalites tnacrocephalus S с h 1 о t h. В даль-
нейшем монографическое описание аммонитов, собранных в урочище
Копсель Н. И. Андрусовым, произвела К- А. Цитович (19121), устано-
вившая средне-верхнекелловейский возраст вмещающих отложений.
Присутствие среднего келловея в этом районе было подтверждено опре-
делением М. В. Муратовым (1937) среднекелловейских Reineckeia
anceps R е i n.
Келловейские отложения этого района (низы разреза) представ-
лены толщей зелено-серых алевритистых глин с прослоями лилово-бу-
рых глинистых известняков, кварцево-слюдистых песчаников с угли-
стыми остатками, конкрециями сидеритов и мергелей, а также мало-
мощными (0,5—0,6 м) прослоями шамозитовых оолитовых известняков
с аммонитами, белемнитами, брахиоподами, ядрами двустворок и игла-
ми морских ежей. Толща глин перекрывается своеобразной пачкой
песчано-известковистых пород мощностью до 80 м, залегающих со сле-
дами небольшого размыва и образующих четко выраженный маркирую-
щий горизонт на значительных участках Меганомского полуострова.
В нижней части (15—20 м) разреза песчано-известковистой пачки по-
род выделяются сильно загипсованные охристые глины с прослоями
(0,05—0,5 м) оолитовых песчанистых бурых известняков, а также
с включениями крупных септариевых мергелистых конкреций. В про-
слоях известняков обильны аммониты (определения Е. А. Успенской):
Macrocephalites tnacrocephalus S с h 1 о t h., Hecticoceras hecticum
Rein., H. bitub er culatum T s у t., H. tnetotnphalum В о n a r., Partschice-
122
СТРАТИГРАФИЯ
ras subobtusum (Kuder.), Proplanulites aff. koenigi (Sow.), белем-
ниты, брахиоподы, двустворки. Выше по разрезу в песчано-известкови-
стой пачке пород появляются среднекелловейские аммониты Reineckeia
sp., Erymnoceras coronation (В rug.). Вся толща глин ниже подошвы
песчано-известковой пачки пород характеризуется наличием Macrocep-
halites macrocephalus S с h 1 о t h., найденных E. А. Успенской в наи-
более низких и средних частях разреза в Заводях Больших Плит, и соот-
ветствует макроцефалитовым слоям нижнего келловея. Видимая мощ-
ность описываемых отложений составляет 85—100 м.
В пределах крайней западной части Судакского синклинория кел-
ловейские отложения представлены песчано-известковистыми образова-
ниями с подчиненным количеством глин и алевролитов. Аналогом мак-
роцефалитовых слоев Меганомского полуострова здесь является толща
песчаников до 150 м мощностью, слагающая южнее крыло Перчемской
антиклинали. Песчаники светло-серые, плотные, кварцево-слюдистые,
участками переходящие в пуддинги и конгломераты; протягиваются от
горы Тильки-Кая до горы Сыхт-Лар, имея общую мощность до 300 м.
В средней части разреза в толще песчаников появляются первые гори-
зонты шамозитовых оолитовых известняков с аммонитами, среди кото-
рых Н. В. Безносовым (из разреза горы Тильки-Кая) были определены
Cranocephalites cf. tumidium (R e i n.), Erymnoceras aff. coronatum
(Orb.)—формы, характерные для верхов нижнего — низов среднего
келловея.
В крайней юго-западной части горного Крыма к нижнему келловею
относится верхняя часть (мощностью 100—150 м) нерасчлененной лито-
логически однородной глинистой толщи с конкрециями мергелей и си-
деритов, развитой по берегам залива Мегало-Яло, у с. Богатое Ущелье,
а также на побережье между мысами Айя и Сарыч. Келловейские отло-
жения по берегам залива Мегало-Яло были впервые установлены
Д. П. Стремоуховым (1894), описавшим из отложений данного района
аммонитов, характерных для батских и нижнекелловейских образова-
ний.
На всех участках своего распространения описываемые отложения
имеют однообразное строение — нижняя часть разреза, более песчани-
стая (флишеподобная), характеризуется наличием аммонитов верхнего
бата, верхняя — глины с сидеритами — соответствует макроцефалито-
вым слоям восточного Крыма, выделение которых обосновывается на-
личием в ряде разрезов (Мегало-Яло, Ласпи, Ат-Бащ) аммонитов.
Таким образом, в большинстве разрезов нижней части келловей-
ского яруса Крыма хорошо выделяется зона Macrocephalites macroce-
phalus, в которой аммониты из группы Macrocephalites macrocephalus
ассоциируются, как правило, с аммонитами, встречающимися и в более
низких горизонтах разреза и даже совместно с руководящими формами
верхнего бата. Это Pseudophylloceras kudernatschi (Hauer), Par-
tschiceras subobtusum (Kuder.), Dinolytoceras adelae (Orb.), Thysa-
nolytoceras adeloides (Kuder.), Procerites funatus (Opp.), Perisphinc-
tes curvicosta (Opp.), P. aurigerus (О p рД. В верхней части глин
нижнего келловея (Меганом, Туманова балка, Янышарский разрез)
обычны Schaeroceras sp., Macrocephalites lamellosus S о w., M. pila
Nik., Kapplerites calloviensis (Orb.), Procerites moorei (Opp.), Pro-
planulites aff. koenigi (Sow.), а также отдельные виды, характерные и
для среднего келловея, такие, как Ptychophylloceras hommairei О г Ь.,
Sowerbyceras subtortisulcatum (Pomp.), Hecticoceras bituberculatum
T s у t., H. hecticum Rein, H. nodosum В о n a r., H. metomphalum
Bon. Для нижнекелловейских отложений характерны, кроме того,
белемниты Hibolites hastatus var. longa Gustomevos (in coll.),
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
123
Н. ex gr. didayanus (О г b.), Dicoelites fogdti К г., D. tneyrati (О о s t е г)
и ряд видов широкого вертикального распространения, а также бога-
тый комплекс фораминифер, среди которых наиболее важными явля-
ются Lenticulina aff. mamillaris (Terq.), L. levis К a p t., L. variabilis
Kapt., L. varians Da in., L. volubilis D a in., L. sphaerica Kiib. et
Z w., L. quendstedti Gu mb., Epistomina conica Terq.
Средний подъярус. Палеонтологически охарактеризованные сред-
некелловейские отложения в объеме зоны Reineckeia anceps выделя-
ются только в разрезах Судакского синклинория — центральной части
Меганомского полуострова и в пределах Карадагской горной группы
(Туманова балка). Отложения этой части разреза представлены тол-
щей чередующихся песчаников, шамозитовых и органогенных известня-
ков и алевритистых глин с септариевыми мергелистыми конкрециями.
В западной части Меганомского полуострова, между мысом Алчак и
мысом Меганом, образования среднего келловея слагают крылья Коп-
сельской антиклинали и выделяются на значительных пространствах
в виде хорошо выраженной маркирующей пачки слоев. Она залегает со
следами небольшого размыва на подстилающих отложениях и четко
выделяется общей желтовато-бурой окраской на фоне серых и зелено-
вато-серых глин. В центральной части Копсельской антиклинали общая
мощность пачки достигает 75 м и увеличивается до 85—100 я в восточ-
ном крыле антиклинали.
В шамозитовых известняках наблюдается массовое скопление
аммонитов, белемнитов, брахиопод, иглокожих и двустворок. В основа-
нии горизонта встречаются Macrocephalites sp., но наиболее обильными
и характерными являются представители рода Hecticoceras sp. В вер-
хах разреза макроцефалиты практически исчезают, а наряду с Hectico-
ceras sp. заметную роль начинают играть Reineckeia sp.
Аммонит из данной пачки слоев описывали А. Орбиньи
(d’Orbigny, 1842), В. Д. Соколов (1885), К. А. Цитович (19122),
Н. В. Безносов (1959) и Е. А. Успенская.
При послойном изучении этих слоев и прослеживании их по про-
стиранию устанавливается определенная закономерность в распределе-
нии отдельных видов аммонитов по разрезу внутри пачки: к ее подошве
и нижним слоям приурочены скопления Macrocephalites tnacrocephalus
S с h 1 о t h., совместно с которыми появляются многочисленные пред-
ставители рода Hecticoceras, большинство видов которого характери-
зуют более высокие слои келловейского яруса (Я. tnetotnphalum В о и.,
Н. punctatum Stahl., Н. pseudopunctatum L a h., Н. Brighti Pratt.,
H. nodosum Bon.).
Таким образом, аммониты позволяют нижние слои описываемой
пачки относить еще к самым верхам нижнего келловея. Граница со
средним келловеем проводится не по подошве маркирующей пачки,
а по массовому исчезновению Macrocephalites sp., появлению специфи-
ческих видов рода Hecticoceras, характерных для среднего келловея,
и Reineckeia sp. Объем нижнекелловейской части разреза по мощности
не превышает 20—30 я.
Наиболее характерными аммонитами средней и верхней частей раз-
реза этих слоев являются многочисленные представители рода Hectico-
ceras (Н. pavlowi Tsyt., Н. metomphalum Bon., Н. taniolatum Bon.,
H. laubei Neum., H. punctatum Stahl.), Erymnoceras coronatum
В r u g. (в верхней части), Cranocephalites tumidium (Rein.) (в сред-
ней части) Reineckeia anceps Rein., а также представители родов
Dinolytoceras, Thysanolytoceras, Calliphylloceras, Ptychophylloceras,
Partschiceras, Sowerbyceras, большинство видов которых характерно
124
СТРАТИГРАФИЯ
для зоны Reineckeia anceps и вышележащих отложений верхнего кел-
ловея.
. Приведенный комплекс аммонитов характерен для зон Kosmoceras
jason и Erymnoceras coronatum среднего келловея, выделяемых В. Ар-
келлом (1961), в разрезах Западной Европы и эквивалентных зоне
Reineckeia anceps А. Орбиньи, А. Оппеля и Э. Ога. При детализации
в дальнейших исследованиях, по-видимому, возможно верхнюю часть
зоны Reineckeia anceps выделить в зону Erymnoceras coronatum.
Выше кровли описываемого горизонта в центральной части Мега-
номского полуострова согласно залегает толща глин со сферосидерито-
выми и мергелистыми конкрециями. Толща глин имеет переменную
мощность от 2—3 до 25 м за счет неравномерного срезания базальными
слоями верхнего келловея.
Образования среднего келловея — глины с прослоями шамозито-
вых известняков небольшой мощности — сохранились от размыва
в предверхнекелловейское время на ограниченных участках в пределах
Карадагской горной группы и в Янышарской бухте. Кроме того, глыбы
шамозитовых известняков с обильной фауной аммонитов среднего кел-
ловея наблюдаются в составе конгломерате-брекчий базальных слоев
янышарского горизонта.
Верхний подъярус. Верхнекелловейские отложения широко раз-
виты в крайней восточной части горного Крыма и лишь условно выде-
ляются в разрезах юго-западного Крыма.
От подножья Карадага на западе вдоль Янышарских хребтов до
мыса Киик-Атлама на востоке нижнекелловейские, а участками бат-
ские глины покрываются очень характерным горизонтом, названным
М. В. Муратовым (1937) янышарским. Этот горизонт характеризуется
необычайной пестротой литологического состава, чрезвычайно быст-
рой изменчивостью фаций по простиранию при сравнительно неболь-
шой мощности (30—40 м в среднем), несогласным трансгрессивным
залеганием на подстилающих отложениях, обилием фауны (в основном
цефалопод), часть которой несомненно перемыта и переотложена из
более древних отложений. В основании горизонта почти всюду просле-
живаются своеобразные конгломерато-брекчии, галька и обломки кото-
рых состоят в основном из мергельных и сидеритовых конкреций ниже-
лежащей глинистой толщи. Мощность этих конгломератов обычно не
превышает 1,5—2, реже 3—4 м, залегают они в толще глин в виде
линз, быстро выклинивающихся по простиранию. Глины буровато-
серые, с обильным выделением ярозита на поверхности выветривания.
Кроме вышеупомянутых конгломерато-брекчий, в основании разреза
наблюдаются прослои шамозитовых, ржаво-бурых, зеленовато-бурых
известняков, сильно ожелезненных, слабо сцементированных бурых
песчаников («трухляков») с массой обугленного растительного детри-
туса и большими кусками древесины, а также крупные септариевые
мергелистые конкреции (до 1 м в поперечнике). Выше наблюдаются
прослои глинистых серых губковых известняков, углистых песчаников,
органогенно-обломочные известняки с включением гальки, сидеритов
и обломков мергелистых конкреций, а также своеобразные белые рых-
лые мергели с редкими оолитинами шамозита, как правило, венчаю-
щие разрез янышарского горизонта.
От подножья хребта Кучук-Янышар и Коктебельского залива на
запад отложения описываемого горизонта прослеживаются до горы
Эгер-Оба и подножия хребта Татар-Хабурга, а также развиты в пре-
делах Карадагской горной группы (в Тумановой балке и к востоку от
горы Святой), где они совместно с вышележащими отложениями
Оксфорда выполняют центральные части синклинальных структур.
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
125
Шамозитовые известняки, песчаники, а также глины янышарского
горизонта содержат своеобразный комплекс фауны. Обильны аммо-
ниты и белемниты, брахиоподы, реже встречаются морские ежи и
чашечки лилий. В составе аммонитов янышарского горизонта содер-
жатся виды, отвечающие бату — нижнему келловею, среднему келло-
вею, а также верхнему келловею. Наличие верхнекелловейских форм
позволяет определять возраст горизонта (его базальных слоев) как
верхнекелловейский. Надо отметить, что верхнекелловейские формы
встречаются не только совместно с перемытыми аммонитами бата,
нижнего и среднего келловея: в верхах горизонта (белые трухлявые
мергели) они переполняют породу и не несут на себе следов переотло-
жения. Наиболее обильными являются представители рода Sowerby-
ceras, представленные видами Sowerbyceras tortisulcatum О г Ь.,
S. helios N о е t. Вверх по разрезу породы янышарского горизонта,
имеющие мощность 20—80 м, повсюду согласно сменяются сизыми
глинами с прослоями крупных сидеритов, тонкими прослоями песчани-
ков, реже детритусовых известняков. В толще глин выше янышарского
горизонта вблизи мыса Киик-Атлама и из глин разрезов горы Эгер-
Оба были найдены оксфордские ископаемые. К юго-западу от Карадага
породы янышарского горизонта прослеживаются вплоть до южных
склонов горы Делемет-Кая. На всем протяжении от устья Отузской
долины до массива Козьей горы это в основном глыбовые конгломе-
раты с валунами оолитовых известняков нижнего и среднего келловея,
чередующиеся с прослоями песчаников и органогенных серых губковых
известняков, а также песчанистых шамозитовых известняков.
В пределах центральной части Меганомского полуострова, на
крыльях Копсельской антиклинали, отложения янышарского горизонта
залегают с небольшим размывом на отложениях среднего келловея и
представлены серо-бурыми песчаниками с линзами темно-серого мелко-
кристаллического известняка с редкими оолитами шамозита, а также
толщей зеленовато-серых глин. В основании этого горизонта здесь на-
блюдается скопление мергелистых септариевых конкреций. Целые кон-
креции и многочисленные их обломки образуют своеобразную брекчию
с глинисто-известковым цементом. Брекчия залегает в обохренных гли-
нах в виде линз, быстро выклинивающихся по простиранию.
В состав горизонта, кроме того, входят ржаво-бурые обохренные
органогенно-обломочные, участками криноидные известняки с включе-
нием обломков сидеритов, большого количества обломков окатанных
переотложенных окаменелостей плохой сохранности (аммониты, белем-
ниты, ядра двустворок), переходящие по простиранию в биогермные
кораллово-водорослевые известняки. Наиболее значительным из био-
гермов является массив горы Алчак, нижние горизонты которого заме-
щают породы янышарского горизонта по простиранию и подстилаются
глинами с аммонитами верхнего келловея. Кроме аммонитов группы
Phylloceratinae, в янышарском горизонте наблюдаются Hecticoceras
rauracum Ch. Ма у., H. rossiense Т е i s s., H. kobyi L о г., H. cf. soseni
Noetl., а также плохой сохранности Peltoceras cf. athletoides Lah.,
Kostnoceras sp.
Налегание янышарского горизонта в пределах Меганомского полу-
острова на среднекелловейские отложения (зона Reineckeia anceps),
наличие аммонитов из группы Peltoceras sp., Costnoceras sp., ряд форм,
характерных для верхнего келловея, позволяют базальные слои этого
горизонта также относить к верхнему келловею.
Таким образом, согласное залегание подошвы известняков массива
Алчак на отложениях, содержащих келловейские аммониты, белемниты,
брахиоподы и кораллы, и переход этих известняков по простиранию
126
СТРАТИГРАФИЯ
в отложения горизонта дает основание возраст нижних горизонтов
известняков определять не моложе верхнего келловея и предполагать
наличие в составе образований, слагающих данный рифовый массив,
нижнего Оксфорда. Отсутствие аммонитов в горизонтах известняков не
позволяет четко, разграничить келловейские и оксфордские отложения,
ввиду чего часть образований выше подошвы известняков до 150 м
мощности относится условно к нерасчлененной толще верхнего кел-
ловея — нижнего Оксфорда.
В западной части Судакского синклинория верхнекелловейские
отложения широко распространены в пределах юго-восточного крыла
Перчемской антиклинали, где они представлены в основном толщей
переслаивания зеленовато-серых глинистых сланцев и тонкозернистых
слабо сцементированных глинистых песчаников мощностью 45—50 л/,
постепенно вверх по разрезу сменяющейся толщей тонкослоистых гли-
нистых песчаников (до 180 At) с конкреционными скоплениями темно-
серых тонкозернистых очень плотных известняков. У подошвы горы
Караул-Оба глинистые песчаники переходят в сильно песчанистые из-
вестняки, которые в свою очередь по простиранию в юго-западном на-
правлении, а также вверх по разрезу сменяются на горе Караул-Оба
массивными рифовыми известняками (мощностью до 250 м), к горе
Сандык-Кая — пуддинговыми конгломератами, а на склонах горы Пер-
чем — сильно песчанистыми шамозитовыми оолитовыми известняками.
В верхах толщи известняков на склонах горы Перчем появляется
слой песчанистых глин с конкрециями сидеритов и прослоями песчани-
ков. Из основания слоя определены: Thurmanelta thurmanni (Voltz.),
Rhynchonelloidella varians (Schloth.), Acanthorhynchia senticosa
(S c h 1 о t h.), Monticlarella triloboides (Q u e n s t.), Loboidothyris
thegemensis (Moiss.), Zeilleria balkarensis Moiss., Z. guerassimovi
M о i s s., Aulacothyris karabugasensis Moiss. (определения Л. И. Ба-
бановой), Collyrites bicordata Leske (определения A. H. Соловьева),
из верхов слоя — Epismilia sp., Ditnorpharea lineata E i c h w. (опреде-
ления E. В. Краснова), а также аммониты Holcophylloceras zignodia-
num (Orb.), Sowerbyceras tortisulcatum (Orb.). Ранее К. К. Фохтом
(1897) из этого горизонта указывались Kosmoceras ornatum Schloth.,
Peltoceras annulare Rein.
Песчано-сланцевые отложения верхнего келловея к югу от вершины
горы Перчем фациально связаны с основанием перекрывающих их
рифовых массивов горы Сокол и Круглой горки к западу от пос. Уют-
ное (рис. 28). В основании рифовых известняков из коллекции
Е. А. Успенской Е. В. Красновым определены кораллы Montlivaltia
caryophyllata L am., M. crassisepta Fro m., M. acutomarginata
E i c h w., M. deformata M i s s u n a, Epismilia spira Sol. — комплекс,
встречающийся в других разрезах этого района совместно с верхнекел-
ловейскими аммонитами и фораминиферами (гора Караул-Оба, вер-
шина горы Перчем и т. д.). Непосредственное залегание рифовых изве-
стняков на сланцах, содержащих келловейские аммониты, а также ука-
занный выше комплекс кораллов позволяют относить известняки, сла-
гающие основание рифа горы Сокол, так же как мыса Алчак, к верх-
нему келловею.
К северу от линии гора Перчем — с. Лагерное — массив Козья гора
келловейские отложения слагают основание наложенных синклиналь-
ных структур в пределах восточного окончания Туакского поднятия.
В основании верхнеюрского разреза этого района обнажается своеоб-
разная толща пород — переслаивание глин, песчаников, известняков и
конгломератов мощностью до 500 м, ранее относимых к основанию
лузитанского яруса (роракскому подъярусу) по сопоставлению с раз-
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
127
резами верхнеюрских отложений в районе Судака, где возраст послед-
них определялся в основном по комплексу кораллов и ежей, описанных
в работах Е. Соломко (Solomko, 1887), А. Миссуны (Missuna, 1904),
Г. Ф. Вебер (1939) без достаточно подробной привязки к разрезам.
Е. А. Успенской (1955—1965 гг.) в основании верхнеюрского раз-
реза данного района было установлено присутствие келловейских аммо-
нитов, приуроченных главным образом к прослоям шамозитовых ооли-
товых известняков, заключенных в толще обохренных загипсованных
глин. Среди аммонитов наиболее характерными были Ptychophylloceras
insular е W a a gen., Sowerbyceras kobyia L о г., Partschiceras viator
(Orb.), Pseudophylloceras cf. kudernatschi Hauer., а также многочис-
Рис. 28. Разрез верхнеюрских отложений в районе горы Перчем и горы
Сокол
1 — конгломераты; 2 — песчаники; в — глины; 4 — рифогенные известняки; 5 — извест-
няки шамозитовые; 6 — сидеритовые конкреции
ленные Hecticoceras rauracum Lor. Кроме того, в нижней части раз-
реза имеется богатый комплекс фораминифер и брахиопод.
В целом весь описываемый фаунистический комплекс очень схо-
ден с комплексом, характерным для верхнекелловейских отложений
других разрезов Крыма, а также сопредельных районов Средиземно-
морья, на основании чего нижняя часть разреза верхнеюрских отложе-
ний данного района и относится к верхнему келловею.
Единичные находки фауны в известняках, а также их четкая взаи-
мосвязь с палеонтологически охарактеризованными песчаниками верх-
него келловея позволяет часть биогермных известняков восточного
Крыма также относить к верхнему келловею (известняки в районе
Карадага, гор Легенер, Зуб, Сююрю-Кая, горы Лягушка и т. д.) и свя-
зывать начало образования рифовых биогермов с поздним келловеем.
Мощности верхнекелловейских отложений достигают 80—100 м. Гра-
ница с оксфордскими образованиями постепенна и проводится в зна-
чительной степени условно из-за недостаточно четкой палеонтологиче-
ской характеристики отложений: в большинстве разрезов можно выде-
лить лишь верхнекелловейские — нижнеоксфордские образования.
Западнее с. Междуречье условно к келловейским отложениям, по
сопоставлению с разрезами Судакско-Карадагской зоны складчатости,
могут быть отнесены нижние горизонты мощной конгломератово-песча-
ной толщи разреза горы Южная Демерджи, а также основание разреза
верхнеюрских отложений у подножья Главной гряды на участке Кара-
би-яйль! (к северу от пос. Рыбачье), где у родника Суук-Су достоверно
установлено присутствие нижнеоксфордских образований.
Оксфордский ярус
Оксфордские отложения в горном Крыму обнажаются на значи-
тельных участках южного и северного склонов Главной гряды, слагая
основание синклинориев юго-западного и восточного Крыма, а также
128
СТРАТИГРАФИЯ
широко распространены в пределах Меганомского полуострова — цент-
ральной части Судакского синклинория.
На большей части горного Крыма оксфордские образования зале-
гают резко несогласно на подстилающих породах нижнего келловея,
средней юры и таврической серии. В пределах Судакского синклинория
и Судакско-Карадагской системы складок наблюдается постепенный
переход между отложениями верхнего келловея и нижнего Оксфорда.
Оксфордские отложения связаны на всей территории горного Крыма
постепенным переходом с перекрывающими образованиями нижнего
кимериджа.
Наиболее полный разрез Оксфорда, в котором выделяются нижний
и верхний (лузитанский) подъярусы, наблюдается в пределах Судак-
ского синклинория. В его юго-восточной части у подножий хребтов
Биюк-Янышар, Кучук-Янышар и Татар-Хабурга, а также в централь-
ной части синклинальных структур Карадагской горной группы выше
базальных слоев янышарского горизонта обнажается толща серо-
сизых с зеленоватым оттенком слабо алевритистых глин с прослоями
и конкрециями сферосидеритов, реже — линзами и прослоями кварце-
вых песчаников, темных глинистых брекчированных и губковых изве-
стняков, а также оолитовых глинистых светло-серых известняков. Из
оолитовых известняков низов разреза на склоне горы Эгер-Оба
Д. П. Стремоуховым (1919) описан Cardioceras aff. cordatum Sow. Из
данного же местонахождения аммониты из группы Cardioceras corda-
tum‘были найдены в 1963 г. Е. А. Успенской, а с мыса Киик-Атлама
С. А. Ковалевским указывается Cardioceras praecordatum Sow. (опре-
деление В. И. Бодылевского). Из низов разреза в районе Тумановой
балки определен Creniceras renggeri Opp., а из прослоя губковых
известняков у подножия горы Караман-Кая (определение И. Н. Реми-
зова) — Creniceras renggeri О р р., Ochetoceras cf. trimarginatum О г b.,
О. cf. secula Spath., Sowerbyceras sp. Кроме того, для толщи глин
характерно присутствие белемнитов Hibolites hastatus В 1 v., Н. callo-
viensis (Opp.), Belemnopsis semiarcuatus Pug., Rhopaloteuthis sauva-
nausus (O p p.), R. gillieroni (Mayer.), R. kirae Gustomesov,
R. dilucidus Gustomesov, включения одиночных и колониаль-
ных кораллов, фораминифер, из которых Е. А. Гофман из раз-
реза в Янышарской бухте определены: Lenticulina attenuata К u b.
et Z w., L. dessori К u b. et Z w., L. communis Ku b. et Z w., L. convexa
К u b. et Z w., Globigerina sp., Discorbis sp. Вышеприведенный комплекс
фауны характеризует возраст описываемой толщи глин как нижне-
оксфордский (зона Cardioceras cordatum). Глины нижнего Оксфорда от
мыса Киик-Атлама до подножий хребта Татар-Хабурга у Планерского
перекрываются несогласно титонскими базальными конгломератами.
Их мощность в этом районе не превышает 85—100 м, мощность
оксфордских глин с сидеритами района Карадага (см. рис. 24, 26) до-
стигает 130—150 м.
В центральной части Судакского синклинория (Меганомский полу-
остров) выше базальных слоев янышарского горизонта залегает свое-
образная толща пород, выделенная в караманскую свиту. Она пред-
ставлена зеленовато-серыми алевритистыми глинами с маломощными
прослоями и линзами фиолетово-серых органогенно-обломочных изве-
стняков, на отдельных участках замещающихся кораллово-водорослевы-
ми биогермными известняками, разнозернистых полимиктовых песчани-
ков, а также с многочисленными конкрециями сферосидеритов и мер-
гелей.
В нижней части разреза (150—210 м) глины содержат углистые
включения, обохрены и загипсованы, содержат линзы биогермных и
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
129
крупнодетритусовых известняков мощностью до 15—25 м. Значитель-
ное увеличение количества линз известняков наблюдается в юго-восточ-
ной части Меганомского полуострова. К западу от горы Караман-Кая
в низах разреза прослеживается пачка песчаников (до 150 м) с вклю-
чениями мелких кораллов водорослевых биогермов и тонкими про-
слоями зелено-серых алевролитов. Еще западнее глины и песчаники
низов разреза караманской свиты полностью замещаются по прости-
ранию кораллово-водорослевыми известняками, слагающими биогерм-
ный массив Алчак.
В средней части разреза (150—200 м) преобладают ритмично чере-
дующиеся карбонатно-алевритиетые глины, алевролиты и углистые
песчаники, реже маломощные прослои сидеритов и линзы детритусо-
вых известняков, верхи (65—100 м) — представлены серыми карбонат-
ными глинами с сидеритами с прослоями песчаников и органогенно-
обломочных известняков (мощностью до 5—7 м), переходящих по про-
стиранию в конгломераты с известковым цементом.
В наиболее низких слоях описываемого разреза, как это было ука-
зано выше, прослеживается комплекс аммонитов, белемнитов, фора-
минифер и кораллов, характерный для верхнекелловейских отложений.
Несколько выше по разрезу (50—100 м от подошвы) из толщи глин
Архадересской балки Е. А. Гофман определены фораминиферы, анало-
гичные вышеприведенному нижнеоксфордскому комплексу разреза Яны-
шарской бухты, а также белемниты, характерные для толщи глин ниж-
него Оксфорда того же разреза. Для нижней части разреза караман-
ской свиты (150—200 м) характерно присутствие кораллов, комплекс
которых определяет возраст биогермных известняков (массив Алчак и
другие) как келловей-нижнеоксфордский. По данным Е. В. Краснова,
изучавшего кораллы массива Алчак, возраст верхних горизонтов мас-
сива возможно ограничить нижним Оксфордом. Наиболее характерными
кораллами для этой части разреза являются: Isastrocoenia lobata
Greg., Cryptocoenia cartieri К о b у, Montlivaltia truncata E d w. et
H a i m., M. deformata Miss., Thecosmilia cartieri К о b y, Dendrogyra
angusta О r b.. Astrocoenia tenuisepta К о b y, Rhipidogyra elegans
К о b y, R. fogdti Krasnov (in litt.), Epismilia haimei Fro m., E. spira
Sol., Isastraea salinensis К о b у, I. explanata G о 1 d f., I. helianthoides
G о 1 d f. (последние пять форм наиболее обильны вблизи подошвы био-
герма и характерны в основном для верхнекелловейских отложений
других разрезов Крыма).
Для глин, покрывающих биогерм массива Алчак, характерны
обильные Montlivaltia thurmanni К о b у, М. renevievi К о b у, Rhipido-
gyra cripsi К о by (определения Е. В. Краснова), а для верхних гори-
зонтов караманской свиты — Thecosmilia cartieri К о b у, Т. irregularis
Е t., Comoceris irradians Е d w. et Haim, Thamnasteraca coquandi
E t., T. conica G о 1 d f. (определения H. С. Бендукидзе и В. В. Пермя-
кова). Совместно с последними в верхних горизонтах разреза присут-
ствуют фораминиферы: Haplophragmoides planus A n t., Globigerina
jurassica Hoff., Lenticulina cf. ovato-acuminata W i s n., L. praerussine-
sis M j a 11., определяющие уже, по-видимому, верхнеоксфордский воз-
раст вмещающих пород. Из известняков массива горы Алчак и Кара-
ман Г. Ф. Вебер (1934) описаны морские ежи, характерные для ниж-
него Оксфорда и пограничных горизонтов нижнего и верхнего Оксфорда
Западной Европы.
Стратиграфическое положение описываемых отложений выше
базальных слоев янышарского горизонта и встречающийся в них ком-
плекс ископаемых организмов позволяют считать возраст основания
караманской свиты верхнекелловейским — нижнеоксфордским. Ниж-
9 Зак. 911
130
СТРАТИГРАФИЯ
нему Оксфорду соответствует, по-видимому, большая по мощности часть
разреза, и только верхние слои караманской свиты отвечают нижним
горизонтам верхнего Оксфорда. Граница нижнего и верхнего Оксфорда
условно проводится выше кровли известняков массива Алчак.
Западнее мыса Алчак в Судаке и на склонах горы Перчем развита
своеобразная толща сланцеватых глин, глинистых алевролитов с вклю-
чениями одиночных и колониальных кораллов, мелких водорослевых и
коралловых биогерм и отдельных крупных кораллово-водорослевых
биогермных массивов, которые оконтуривают западное центриклиналь-
ное замыкание Судакской синклинали (гора Крепостная, Сокол, Лысая
и т. д.) и замещают по простиранию отложения караманской свиты.
Эта своеобразная толща была названа Д. В. Соколовым судакской
фацией, а позднее М. В. Муратовым — судакской свитой (Муратов,
1949, 1960). Возраст этой свиты всеми исследователями определялся
не древнее верхнего Оксфорда (роракский и секванский горизонты) на
основании комплекса кораллов, описанного из данных отложений
Е. Соломко и А. Б. Миссуной (Solomko, 1887; Missuna, 1904).
К востоку от пос. Новый Свет в толще глин и алевролитов наблю-
дается наиболее крупный массив биогермных кораллово-водорослевых
губковых известняков, слагающих гору Сокол мощностью до 500 м.
Массивно-слоистые известняки горы Сокол очень резко на расстоянии
нескольких десятков метров замещаются по простиранию глинистыми
образованиями, а также подстилаются и перекрываются толщей глин
и алевролитов. В верхних частях песчано-глинистых образований, не-
посредственно ниже подошвы биогермного массива горы Сокол, наблю-
даются отдельные мощные (до 5 м) пласты глинистых песчаников,
переходящих в органогенные оолитовые известняки. С прослоями по-
следних связаны находки келловейских аммонитов, иглокожих, брахио-
под, а также кораллов.
Нижние горизонты биогермных известняков горы Сокол вблизи
пос. Уютное замещаются по простиранию глинами с прослоями алев-
ролитов, из которых Е. А. Гофман определены фораминиферы: Lenticu-
lina polonica W i s n., L. cultrata (Mon t.), L. ov ata-acuminata Wisn.,
L. rotulata L a m., L. bruckmanni M j a t 1., L. russiensis M j a 11., Episto-
mina stelligeraeformis M j a 11., E. pentarima D a i n., Spirophthalmidium
carinatum Kub. et Z w., Spirillina eichbergensis Kiib. et Z w., харак-
терные как для келловейского, так и для нижних горизонтов оксфорд-
ского яруса. Таким образом, возраст нижних горизонтов биогермных
известняков горы Сокол может быть определен не моложе верхнего
келловея — нижнего Оксфорда. По стратиграфическому положению
основание биогерма горы Сокол соответствует известнякам горы Хоба-
Кая и мыса Капчик и верхним частям разреза горы Караул-Оба (см.
рис. 24).
Толща глин видимой мощности до 150 м, залегающая стратиграфиг
чески выше известняков горы Сокол, вблизи пос. Уютное замещается
биогермными известняками горы Крепостной и прослеживается до юго-
восточного склона горы Перчем. Из основания биогермных известняков
горы Крепостной найдены Л. И. Бабановой и И. Н. Ремизовым опре-
делены нижнеоксфордские Creniceras rengeri О р р. и Sowerbyceras tor-
tisulcatum Orb. Из верхней части толщи глин и алевролитов судакской
свиты, перекрывающей известняки горы Сокол, Е. В. Красновым опре-
делены: Montlivaltia natheimensis М i 1 a s с h., М. renevievi К о b у,
М. obconica (Mun st.), М. ex gr. acuta Krasnov (in litt), Thamnas-
teria loryi Edw et H a i m e, К- К. Фохтом (1887)—Isastraea expla-
nata Gold., Montlivaltia serrata E i c h w., Calamophyllia flabellum
В 1 a i n w., Paracidaris florigemma P h i 11. Массовое появление корал-
©PCKAg СИСТЕМА
131
лов Montlivaltia natheimensis Mil as ch., M. obconica (Mun st.), Ca-
lamophyIlia,flabellum Blainv. позволяет возраст глин верхней части
судакской свиты, слагающих центральную часть Судакской синкли-
нали, считать не древнее верхнего Оксфорда. Таким образом, в целом
возраст судакской свиты, в отличие от прежних представлений, теперь
должен считаться, по-видимому, в пределах от верхнего келловея до
верхнего Оксфорда включительно.
На южном и восточном склонах горы Перчем, соответствующих
северному крылу Судакской синклинали, глины верхней части разреза
судакской свиты замещаются по простиранию разногалечными корич-
невато-серыми конгломератами с прослоями мелкозернистых полимик-
товых песчаников. В направлении на север эти песчаники трансгрес-
сивно переходят, срезая нижние горизонты судакской свиты, на подсти-
лающие отложения келловейского яруса горы Перчем и ложатся прямо-
на более низкие горизонты батского яруса.
В центральной части Манжильской синклинали отложения выше-
описанных караманской и судакской свит согласно перекрываются тол-
щей пепельно-серых глин (до 300—400 м) с прослоями сидеритов, реже
песчаников. Глины известковистые, участками слабо песчанистые.
В средней части разреза глин комплекс фораминифер (Ammodiscus
tenuissimus (G u m b e 1.), A. jurassica Hausler, Rhizammina indivisa
(Brady), Haplophragmoides planus Ant., Lenticulina cf. ovato-acu-
minata Wisn., L. praerussiensis Mjatl.) свидетельствует о верхне-
оксфордском возрасте вмещающих отложений.
К северу от Судакского синклинория, в пределах Судакско-Кара-
дагской зоны складчатости, главную роль в составе оксфордских отло-
жений играют мелководные карбонатно-терригенные образования. Осо-
бенно распространены известковистые песчаники мощностью до 150 м,
чередующиеся с мелкозернистыми известняками и местами замещаю-
щиеся среднегалечными конгломератами с песчано-известковым цемен-
том мощностью до 600 м. В центральной части синклиналей песчаники
замещаются органогенно-обломочными известняками, переходящими
вверх по разрезу и по простиранию в кораллово-водорослевые массив-
ные биогермные известняки, достигающие максимальной мощности
в центральной части Кизылташской синклинали 600 м.
Массивные биогермные известняки массива Козьей горы протяги-
ваются полосой вдоль южного крыла Тарахташской антиклинали, где
они подстилаются толщей песчаников с отдельными прослоями конгло-
мератов. Мощность песчано-конгломератовой толщи в районе перевала
Синор достигает 600 м и резко сокращается к западу за счет транс-
грессивного срезания вышележащими известняками.
Оксфордские отложения в пределах наложенных синклиналей Ба-
лалы-Кая — Легенер, Отузской, Папас-тепе, Чокур-Кая, Кизылташской,
Козьей горы и других — связаны постепенным переходом с карбонат-
но-терригенными образованиями верхнекелловейского возраста и на от-
дельных участках трансгрессивно переходят на более древние породы
среднего и нижнего отделов юрской системы.
В низах разреза оксфордских отложений в массовом количестве
появляются фораминиферы Lenticulina russiensis Mjatl. (формы,
характерные для оксфордских отложений Поволжья), а в верхах раз-
реза горы Балалы-Кая найдены аммониты Lissoceratoides erato
(Orb.), Taramelliceras episcopalis Lor., Gregoriceras sp., характери-
зующие верхнеоксфордский возраст вмещающих отложений (зону
Gregoryceras transversarium).
К западу от с. Щебетовки оксфордские отложения тянутся поло-
сой юго-западного простирания от с. Лесниково на востоке до подножий
9*
132
СТРАТИГРАФИЯ
горы Демерджи на западе, слагая крыло синклинория Восточного Кры-
ма. Между с. Лесниково и с. Междуречье и далее до отрогов Караби-
яйлы преимущественно распространены коричнево-серые конгломераты
до 650 м мощности с линзами и отдельными массивами биогермных
известняков. По простиранию на некоторых участках конгломераты за-
мещаются зеленовато-серыми алевритистыми глинами, количество кото-
рых значительно увеличивается в верхах разреза. Подобная толща
пород прослеживается до северных склонов горы Теркез.
В районе с. Громовки в основании разреза появляются своеобраз-
ные слабосцементированные красно-фиолетовые конгломераты с песча-
но-глинистым цементом. Конгломераты и брекчии состоят из гальки и
неокатанных обломков подстилающих отложений средней юры и таври-
ческой серии, мощность их резко меняется (от 10 до 180—200 м). Они
выполняют неровности рельефа подстилающих отложений.
К западу от урочища Панагия, у восточного подножья Караби-
яйлы, конгломератовая толща (верхняя) замещается известняками
с отдельными маломощными прослоями глин и песчаников (гора Кат-
ран-Якан-тепе, хребет Харпузеянын-каясы, урочище Алачук).
Глинисто-карбонатная флишоидная толща, замещающая извест-
няки в урочище Алачук и на юго-восточных склонах горы Тай-Коба,
наиболее полно представлена на южном склоне Караби-яйлы. Здесь
к востоку от горы Ликон резко несогласно на песчано-глинистых отло-
жениях средней юры с заполнением неровностей рельефа залегают
красно-фиолетовые разногалечные конгломераты и брекчии мощностью
от 7 до 70 м. Выше идет чередование темно-серых, зеленовато-серых
известковистых глин, алевролитов, глинистых песчаников, зеленовато-
серых полимиктовых разнозернистых песчаников, органогенно-детриту-
совых известняков с прослоями известковистых глин, перекристаллизо-
ванных, серых кораллово-водорослево-губковых биогермных известня-
ков с линзами органогенно-детритусовых слоистых известняков. В лин-
зах органогенных известняков — массовое скопление брахиопод,
реже — двустворок. Известняки связаны фациальным переходом с под-
стилающими и перекрывающими карбонатно-глинистыми флишоидны-
ми образованиями и резко замещаются по всей мощности последними
к западу от описываемого разреза. Максимальная мощность описывае-
мых отложений 275 м. С угловым несогласием на отложениях описы-
ваемого разреза залегают коричневато-серые, массивно-слоистые пели-
томорфные, водорослевые известняки титона.
К востоку от описываемого разреза, у родника Суук-Су, в пестро-
цветной толще, соответствующей конгломератам низов описываемого
разреза, собраны аммониты, среди которых Е. А. Успенской опреде-
лены: Euaspidoceras cf. faustum (Bayle), Peltoceratoides constants
(Orb.), Taramelliceras sp., Perisphinctes (Discosphinctes) eucingensis
Favre, P. cf. castroi C h о f f a t., образующие комплекс, характерный
для зоны Euaspidoceras perarmatum Португалии, Швейцарии, француз-
ской Юры и кордатовых слоев Польши.
Средняя часть разреза характеризуется наличием верхнеоксфорд-
ских кораллов (определения Н. С. Бендукидзе): Latimeandraraea hel-
velloides К о b у, Stylina micrommata Q u е n s t е d., Cryptocoerdca lim-
bata G о 1 d f u s s, Montlivaltia cf. nidifortnis M i 1 a s c h.
Из линз органогенных известняков внутри кораллово-водорослевых
биогермов верхних горизонтов разреза В. П. Макридиным определены
Septaliphoria asteriana Orb., а Г. Ф. Вебер (1934) иглокожие Paraci-
daris florigemma Р h i 1 1., Plegiocidaris cervicalis A g.
Оксфордские отложения западнее горы Ликон, на юго-западном
склоне горы Кара-Тау, оборваны разломом широтного простирания и
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
133
появляются вновь только на юго-восточном склоне горы Демерджи,
севернее с. Генеральское, где они представлены (урочище Хапкал, выше
водопада Джур-Джур) песчано-глинисто-карбонатными образования-
ми общей мощностью до 300—350 м. В западном направлении от водо-
пада Джур-Джур песчано-карбонатная слоистая толща замещается по
простиранию светло-серыми массивными (сильно перекристаллизован-
ными) известняками (горы Диплис и Босна).
Очень полный разрез оксфордских отложений, представленных
мощной толщей конгломератов и песчаников, наблюдается на южном
склоне горы Южная Демерджи, где в основании обнажается толща ли-
лово-красных разногалечных конгломератов, переходящая в серые
конгломераты с известковистым цементом. Максимальная мощность
7W
яга
яю
2Я)
о
Рис. 29. Разрез оксфордских отложений на южном склоне горы Южная Демерджи
/ — таврическая серия; 2 — конгломераты; 3 — переслаивание песчаников, известняков, конгломе-
ратов; 4 — массивные известняки
конгломератов в описываемом разрезе достигает 750 м и резко сокра-
щается (до 250 м) за счет первичного выклинивания отдельных гори-
зонтов в низах разреза. В северо-восточном направлении происходит
замещение толщи конгломератов полимиктовыми кварцевыми песчани-
ками, мощность их 300 м. Выше песчаники включают прослои брекчие-
видных известняков и крупногалечниковых конгломератов с карбонат-
ным цементом мощностью 175 м. В 125 м от подошвы толщи песчани-
ков на юго-восточном склоне горы Демерджи в прослое песчанистого
известняка Е. А. Успенской найден аммонит Perisphinctes cf. Unci
С h о f f. — форма, характерная для зоны Gregoryceras transversariuni
Португалии.
Еще более высокие горизонты разреза представлены толщей пере-
слаивающихся брекчиевидных плотных водорослевых известняков, гли-
нистых известняков, органогенно-обломочных известняков и конгломе-
ратов общей мощностью до 300 м. Здесь в линзах органогенных изве-
стняков собраны брахиоподы, среди которых В. П. Макридиным опре-
делены верхнеоксфордские — нижнекимериджские: Septaliphoria astie-
riana Orb., Lobothyris cf. zieteni (Lor.), L. subselta (Leym.), Zeille-
ria ex gr. egena В а у 1 e.
С резким угловым несогласием описываемые известняки перекры-
ваются конгломератами титона, слагающими вершину горы Южная
Демерджи.
Общая мощность оксфордских отложений в разрезе горы Южная
Демерджи достигает 1450 м (рис. 29).
Возраст отложений от кровли толщи лиловых конгломератов до
верхов разреза определяется не древнее зоны Gregoryceras transversa-
rium до низов зоны Streblites tenuilobatus (низы кимериджа).
134
СТРАТИГРАФИЯ
Толща конгломератов, залегающая ниже песчаников с верхне-
оксфордской фауной, по-видимому, отвечает нижнему Оксфорду и, воз-
можно, верхнему келловею.
На юго-западном склоне горы Демерджи песчано-известняковая
толща верхов разреза замещается по простиранию единой толщей кон-
гломератов, прослеживающихся к западу и северо-западу вдоль скло-
нов плато Демерджи, а также горы Чатырдага, где они, подстилая и
частично замещая известняки Оксфорда, тянутся в виде узкой полосы
вдоль восточного, южного и западного склонов плато. Конгломераты,
развитые к западу от плато Чатырдага, по северному краю Качинского
антиклинория, в бассейне Салгира и Альмы, названы А. С. Моисеевым
(1930) байраклинскими. К северо-западу от нижнего плато Чатырдага,
в основании горы Кош-Кая, а также вблизи Красной пещеры, по во-
сточному борту Салгирской котловины и к югу от с. Лазаревна (быв.
Бура) эти конгломераты несогласно перекрываются титонскими изве-
стняками. Мощность конгломератов достигает 200 м.
Выше толщи конгломератов на северном склоне горы Байраклы
наблюдаются выходы несогласно залегающих на них белых узловатых
коралловых (рифовых) известняков. В известняках собраны кораллы,
по заключению Е. В. Краснова характеризующие (по комплексу) их
как верхнетитонские (Montlivaltia sp., Thamnasteria ex gr. pseudoocu-
lata Koby, Actinarasa sp.). В литературе существуют указания (Мои-
сеев, 1930) о нижнемеловом (валанжинском) возрасте этих известня-
ков. Нами возраст байраклинских конгломератов определяется как
оксфордский—нижнекимериджский: оксфордский возраст основания
толщи устанавливается сопоставлением с палеонтологически обосно-
ванными разрезами Южной Демерджи, а верхний возрастной предел —
по положению этих конгломератов ниже известняков титона и наличию
между ними углового несогласия.
Оксфордские отложения, развитые в пределах синклинория юго-
западного Крыма, распространены от восточных окраин Бабуган-яйлы
до района Балаклавы (Мегало-Яло, Сухореченская антиклиналь) на
западе. Литологически оксфордские отложения юго-западного Крыма
представлены в основном разнообразными карбонатными породами,
грубообломочные образования — брекчии, конгломераты и песчаники —
имеют резкое подчиненное значение и встречаются обычно в низах
разреза. И лишь в самой юго-западной оконечности горного Крыма,
вблизи Сухореченского поднятия (район Балаклавы—Мегало-Яло),
известняки Оксфорда полностью замещаются одновозрастными им
конгломератами и песчаниками.
На востоке района (горы Черная, Чучель, Бабуган, восточные
отроги Никитской яйлы) на отложениях средней юры, а местами непо-
средственно на породах таврической серии резко несогласно залегают
массивные и тонкослоистые известняки с прослоями глинистых извест-
няков и глин, реже песчаников и конгломератов. Количественно
известняки существенно преобладают над всеми остальными породами,
так что в целом толща является известняковой. Конгломераты обычно
приурочены к низам известняковой толщи, маломощны и часто отсут-
ствуют вообще, и на подстилающие породы ложатся непосредственно
известняки, содержащие гальку песчаников и кварца. Наибольшей
мощности (несколько десятков метров) конгломераты в низах разреза
достигают в верховьях р. Узень-Баш, а также вблизи Гурзуфского
перевала. Здесь на Гурзуфском седле на конгломераты ложится толща
переслаивания массивных и слоистых известняков мощностью до
500 м, а выше залегает толща переслаивания глинистых и органоген-
ных известняков, углистых песчаников, конгломератов, алевролитов,
ЮРОКАЯ СИСТЕМА
135
общей мощностью до 600 м. Известняки и перекрывающая их слоистая
пестрая по составу толща Гурзуфского седла являются наиболее древ-
ними горизонтами верхнеюрского разреза в пределах восточной части
юго-западного Крыма. Возраст нижней части пестрой толщи опреде-
ляется как верхнекелловейский—нижнеоксфордский на основании нахо-
док аммонитов Hecticoceras rossiensis Т е i s. (сборы С. А. Ковалев-
ского, определения Е. А. Успенской), а ее верхи на южном склоне
горы Демир-Капу содержат в массовом количестве кораллы, брюхо-
ногие моллюски, брахиоподы }^изов верхнего Оксфорда зоны Gregory -
ceras transversarium (Каракаш, 1907; Пчелинцев, 1927, 1962). Еще
выше на пестрой свите залегает толща известняков (мощностью до
500 м), в которой в пределах горы Демир-Капу и Никитской яйлы
встречаются кораллы, брахиоподы и брюхоногие моллюски, характер-
ные для верхних горизонтов оксфордского яруса (Кянсеп, 1960; Пче-
линцев, 1962, 1963).
От плато Бабуган в западном направлении к подножью Никит-
ской яйлы, а также к северу (к южному крылу Качинского поднятия)
происходит последовательное выклинивание нижних горизонтов извест-
няков Оксфорда и пестрой по составу толщи и в связи с этим переход
к трансгрессивному залеганию на подстилающие отложения средней
юры более высоких горизонтов, за счет чего наблюдается разновозраст-
ность основания верхнеюрского разреза с «омоложением» в западном
и северном направлениях (в сторону развития трансгрессии). Исклю-
чение представляют отложения, выполнявшие первичные неровности
рельефа на всей площади распространения оксфордских образований.
В этом же направлении происходит сокращение мощности нижних
горизонтов разреза, наиболее резко выраженное на участке между
Никитской и Ялтинской яйлой, так что в основании разреза ущелья
Уч-Кош близ Ялты выше биогермных известняков непосредственно
залегают глинистые известняки, соответствующие коралловым песча-
нистым известнякам верхов пестрой толщи Гурзуфского седла.
Резкое сокращение мощности нижней пестрой толщи за счет
трансгрессивного залегания слоев происходит также в северном и
в северо-западном направлениях. Так, в районе горы Большая Чучель
(южный склон) она составляет 250 м, к юго-западу от горы Басман,
в основании массива Басман-Кермен,— 100 м, на восточном склоне
гор Кермен и Басман совсем выпадает из разреза.
В верховьях р. Гувы на южном склоне горы Кемаль-Эгерек толща
переслаивающихся глинистых и органогенно-обломочных известняков
постепенно вверх по разрезу сменяется сильно песчанистыми зелено-
вато-серыми мергелями с аммонитами нижнего кимериджа (Овечкин,
1956). Мергелистые известняки нижнего кимериджа протягиваются
к западу до хребта Иограф и далее до северных склонов Ай-Петрин-
ского массива.
Таким образом, вся толща известняков в массивах Бабуган, Никит-
ской и Ялтинской яйлах имеет резко выраженный асимметричный
характер: мощность ее сильно уменьшается к северу и западу. Это
сопровождается последовательным выклиниванием в этом же направ-
лении нижних горизонтов и таким образом, как это было впервые
отмечено еще М. В. Муратовым (1949), в основании разреза нагорий
в западном и северном направлениях залегают все более молодые
горизонты.
В пределах Никитской и Ялтинской яйл оксфордские (верхне-
оксфордские) отложения представлены в основном однообразными
тонкослоистыми, глинистыми известняками, чередующимися с горизон-
тами известковистых глин и мергелей, и мощными прослоями чистых
136
СТРАТИГРАФИЯ
пелитоморфных известняков. Внутри толщи тонкослоистых известняков
заключены караваевидные линзовидные включения биогермных (корал-
лово-водорослевых) известняков. В пределах Ялтинского амфитеатра
в основании разреза располагается огромный биогермный массив Ай-
Петри.
По комплексу кораллов, брахиопод и брюхоногих моллюсков (Кян-
сеп, 1961), а также по иглокожим в верхнеоксфордских (секванские)
отложениях Ялтинского амфитеатра выделяются два горизонта. Ниж-
ний горизонт — толща переслаивания плотных серых и темно-серых
органогенных тонкослоистых глинистых известняков — слагает под-
ножье водопада Учан-Су, основание горы Ставри-Кая и всю внутрен-
нюю часть Ялтинского амфитеатра между Учан-Су и хребтом Иограф.
Слоистые глинистые известняки верхнего горизонта (300—400 м) сла-
Рис. 30. Рифовый массив горы Ай-Петри (в центре) и
взаимоотношение его со слоистыми известняками (спра-
ва). Рис. И. В. Архипова
гают верхнюю обрывистую часть Яйлы между горой Ставри-Кая и
Шишко, протягиваясь в юго-западном направлении по плато Яйлы до
северных подножий горы Ай-Петри, и характеризуются наличием плече-
ногих (Кянсеп, 1961), комплекс которых аналогичен таковому из раз-
реза р. Авинда, двустворок и брюхоногих моллюсков (Пчелинцев,
1927, 1931).
Слоистые мергелистые известняки обоих горизонтов фациально
частично замещают рифовые массивные известняки Ай-Петри, но
в большей степени их перекрывают (рис. 30).
Таким образом, возраст основания рифового массива Ай-Петри
древнее нижних горизонтов мергелистой толщи Ялтинского амфи-
театра, т. е. низов верхнего Оксфорда (секвана и рорака) и, по-види-
мому, отвечает зоне Gregoryceras transversarium Cardioceras cordatum
нижнего Оксфорда. Мощность рифовых известняков Ай-Петринского
массива достигает 700 м, резко уменьшается как в восточном (к горе
Шишко), так и в западном (к горе Ат-Баш) направлении, где она
составляет несколько десятков метров.
Оксфордские отложения слагают обрывистые южные склоны Глав-
ной гряды от горы Ат-Баш на востоке до мыса Айя на западе (рис. 31).
На всем этом протяжении они представлены массивными, реже слои-
стыми, пелитоморфными светло-серыми, местами розоватыми, сильно
перекристаллизованными известняками, слагающими несколько круп-
ных вытянутых в широтном направлении биогермных (водорослевых)
массивов. Биогермные известняки отдельных массивов связаны в еди-
ный горизонт грубослоистыми, брекчиевидными, серыми известняками,
реже встречаются линзы плитчатых яснослоистых глинистых известня-
ков. Ширина выхода известняков Оксфорда к западу от горы Ай-Петри
колеблется от нескольких сотен метров до 1 км, в широком диапазоне
изменяется также и мощность описываемых отложений за счет среза-
ния последних несогласно залегающими титонскими образованиями:
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
137
от 10—40 м в районе Байдарского перевала и спуска в Батилиман до
400—500 м у горы Кильси-Бурун.
Массивные известняки на отдельных участках подстилаются пес-
чано-сланцево-конгломератовой толщей (5—90 ж), состоящей из пере-
слаивания песчаных глин, песчанистых известняков (псевдооолитовых
и оолитовых), песчаников с кварцевой галькой, реже наблюдаются
прослои мелкогалечных конгломератов и серых пелитоморфных слои-
стых плитчатых известняков. В песчанистых и псевдооолитовых извест-
няках наблюдается массовое скопление раковин брюхоногих моллю-
сков, а также дицерасов.
Подобный горизонт наблюдается в основании верхнеюрского
разреза над мысом Ай-Тодор и Гаспрой, над Кастрополем, вблизи
Кучук-койского оползня, а также прослеживается повсеместно от Бай-
Рис. 31. Рифовые известняки Оксфорда между мысом
Айя и горой Каланых-Кая и их взаимоотношение с пере-
крывающей вышележащей мергелистой толщей титона
дарских ворот на востоке до мыса Айя на западе. В Батилиман-
Ласпинском амфитеатре в данном горизонте преобладают темно-серые,
почти черные, сильно битуминозные органогенные известняки (20—
40 м) с включением губок, массовым скоплением игл, морских ежей,
углистыми образованиями и галькой кварца.
Из нижних горизонтов верхнеюрского разреза (выше сланцев ниж-
него келловея) в заливе Ласпи и Батилиман (основание гор Каланых-
Кая, Куш-Кая, Св. Ильи и Капкан) Г. Ф. Вебер (1934) описаны мор-
ские ежи, аналогичные распространенным в верхнекелловейских—
нижнеоксфордских отложениях восточного Крыма (мыс Меганом—
гора Перчем). Из горизонта песчаных сланцев и оолитовых и псевдо-
оолитовых известняков В. Ф. Пчелинцевым (1962) собраны многочис-
ленные рудисты, характерные, по его данным, для роракского гори-
зонта (зона Gregoryceras transversarium) Бернской Юры. Возраст
основания этих известняков, определенный по комплексу фауны игло-
кожих, брюхоногих моллюсков и рудпстов, не моложе зоны Gregory-
ceras transversarium.
Средняя и верхняя части разреза здесь отвечают более высоким
горизонтам верхнего Оксфорда и, возможно, в верхах разреза — ниж-
нему кимериджу. В нижней части массивных известняков южного
склона горы Каланых-Кая, выше прослоев битуминозных известняков
с иглокожими, Е. А. Успенской (по сборам Н. И. Лысенко) опреде-
лены: Sowerbyceras tortisulcatum (Orb.), Taratnelliceras pseudoociilata
(Bukov.), T. flexaosa (Mun st.), T. costatum (Quenst.), Peri-
sphinctes sp. виды, характерные для зоны Eoaspidoceras perarmatum
Польши, зоны Gregoryceras transversarium и нижней части зоны Epi-
peltoceras bimammatum западно-германской и французской юры.
т. е. для нижней части верхнего Оксфорда.
138
СТРАТИГРАФИЯ
Верхний возрастной предел массивных рифовых известняков, сла-
гающих южные обрывы Яйлы к западу от Ай-Петри, определяется как
нижнекимериджский на основании фауны аммонитов Ataxyoceras lictor
(Font.), Taramelliceras nereus (Font.), описанной А. А. Борисяком
(1903) из основания мергелистой толщи, перекрывающей массивные
известняки к югу от гор Чху-Баир и Коленды-Баир.
К северу от мыса Айя оксфордские отложения слагают юго-восточ-
ное и северо-западное крылья антиклинали Сухой речки и представ-
лены на юго-восточном крыле толщей массивно-слоистых известняков,
а на северо-западном — песчаниками и конгломератами (до 300 м
мощности).
Известняки и конгломераты залегают с размывом на глинистой
толще, условно относимой нами к верхнему келловею—нижнему Окс-
форду, и трансгрессивно вблизи ядра складки переходят на более
древние отложения келловея, бата и породы таврической серии.
В толще конгломератов (в линзах биогермных и органогенных
известняков), а также в известняках на крыльях Сухореченской анти-
клинали В. Ф. Пчелинцевым (1959), по сборам А. А. Борисяка и
К. П. Пирогова, определены рудисты. Общий примитивный характер
• фауны позволяет В. Ф. Пчелинцеву сделать вывод о ее низком страти-
графическом положении (не выше роракского горизонта, т. е. в его
понимании зоны Gregoryceras transversarium). Ранее из сгустковых
коралловых известняков конгломератовой толщи Мегало-Яло Г. Ф. Ве-
бер (1934) были описаны морские ежи, сходные в видовом отношении
с формами, распространенными в битуминозных известняках основания
Оксфорда залива Батилиман и нижнеоксфордских отложений восточ-
ного Крыма.
К юго-востоку от Сухореченской антиклинали оксфордские отло-
жения (мощностью 160—260 м) вскрыты скважинами в пределах Вар-
наутской и Байдарской долин и, по данным Г. А. Лычагина, представ-
лены серыми и темно-серыми известняками с кораллами, эквивалент-
ными известнякам Ласпи, Батилимана и Сухой речки.
К востоку от водораздела Байдарской и Коккозской долин до
верховья р. Альмы, на северных склонах Главной гряды юго-западного
Крыма, оксфордские отложения слагают ряд изолированных друг от
друга небольших массивов — горы Чучель, Черная, Басман и Базма,
Биюк-Таушан, Бойко и Ялпах. Эти массивы представляют собой фраг-
менты северного крыла синклинория юго-западного Крыма. Наиболее
низкие горизонты разреза обнажаются здесь к востоку от сел. Ключе-
вое и Счастливое в верховьях долины р. Бельбека в пределах массивов
Биюк-Узенбаш и Биюк-Таушан.
Так, юго-восточнее с. Счастливое на толще глин с сидеритами
(бат—нижний келловей) залегают серые, участками розовые, слоистые
крупнокристаллические криноидные известняки (часто с включениями
кремня), мощностью 85—90 м. Вверх по разрезу известняки становятся
сильно песчанистыми и переходят в органогенные песчанистые разно-
• сти, сменяющиеся песчаниками с известковистым цементом, которые
чередуются с темно-серыми, почти черными органогенными битуминоз-
ными комковатыми и рыхлыми серыми глинистыми углистыми песча-
никами. Кверху в толще песчаников появляются отдельные горизонты
глинистых алевролитов и шамозитовых оолитовых известняков. Мощ-
ность описываемых отложений 150—160 м.
В шамозитовых известняках в 1957 и 1963 гг. были найдены аммо-
ниты, белемниты, двустворки, брахиоподы и иглы морских ежей, среди
которых определены: Calliphylloceras manfredi (Opp.), Partschiceras
jjlicatum (Neum.), Sowerbyceras kobyi Lor., Sowerbyceras ex gr.
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
139
Jortisulcatum О г b., Ochetoceras hispidum (О р р.), Perisphinctes (Рго-
.sosphinctes) aff. claromontanus В и к о w s к., Р. cf. windauensis В о d.,
Р. tiziani Opp. var. occeidentalis C h о f f a t., P. linki C h о f f., P. cf.
jelskii Siem, (находки и определения E. А. Успенской). Кроме того,
было найдено несколько наутилоидей, среди которых В. Н. Шиманским
определена Pseudoganides branhuberi (Loesch.) — форма, не встре-
чающаяся выше отложений келловейского яруса. Комплекс аммонитов
характерен для образований нижнего Оксфорда, хотя некоторые виды
встречаются в келловейских и низах верхнего Оксфорда (арговий)
зоны Gregoryceras transversarium, т. е. имеют более широкое верти-
кальное распространение. Наличие ряда форм, не поднимающихся
выше нижнего Оксфорда, заставляет ограничить возраст вмещающих
отложений нижним Оксфордом. Низы описываемого разреза, возможно,
отвечают верхнему келловею. Аналогичные отложения литологически
-сходны с отложениями, развитыми у родника Суук-Су на юге Караби-
яйлы, и образованиями основания верхнеюрского разреза в пределах
Судакско-Карадакской складчатой зоны.
Породы песчано-известняковой толщи перекрываются известня-
ками, образующими в верховьях р. Бельбека ряд скалистых выходов.
Известняки дицерасовые, серые, светло-серые, почти белые, участками
брекчиевидные, залегают на выше описанных отложениях трансгрес-
сивно со срезанием отдельных горизонтов. Мощность известнякой
достигает там 100 м. К западу видно и фациальное замещение верхних
^горизонтов известняков известковистыми глинами с прослоями глини-
стых известняков с кораллами и иглокожими.
Вопрос о возрасте дицерасовых известняков долины верховьев
Бельбека не вполне ясен и является дискуссионным. Г. А. Лычагин
(1963 и др.) относит их к валанжину и сопоставляет с известняками
среднего и верхнего валанжина, образующими карниз над селами
Высокое и Путиловка по северному борту Качинского поднятия. Ранее
(Моисеев, 1937; Пчелинцев, 1931, 1962) все образования данного
района, включая и описываемый горизонт, относили к низам верхнего
Оксфорда (роракскому подъярусу лузитана) на основании соответ-
ствующих находок иглокожих (Вебер, 1934), брахиопод (Моисеев,
1934), брюхоногих моллюсков и рудистов (Пчелинцев, 1931, 1959). Эта
точка зрения кажется наиболее правомочной и подтверждается опре-
делениями богатого комплекса верхнеоксфордских кораллов Е. В. Крас-
новым из мергелистых известняков — фациальных аналогов известня-
ков с рудистами. Им определены оттуда Ovalastraea plicata К о b у,
О. dendroidea Ко by, О. tenuistriata Koby, Montlivaitia sp., Pleuro-
smilia ex gr. carrapateirensis Koby, Pleurosmilia cylindrica Fro m.,
Baryphyllia sp., Cyathophora excelsa Koby, Stylina sp.
К западу верховьев Бельбека верхнеюрские известняки слагают
два крупных изолированных участка: массив горы Бойко и отделенный
от него долиной р. Коккозки массив гор Седамкая-Ялпах, а к востоку
от Бельбека — массив Базма-Басман.
Нижняя обрывистая часть этих массивов слагается толщей мас-
сивно-слоистых, пелитоморфных, реже брекчиевидных известняков,
сопоставляемых по стратиграфическому положению с вышеописанными
дицерасовыми известняками, верхняя — несогласно налегающей на
массивные известняки пестроцветной толщей пород, которая всеми
•исследователями отнесена к образованиям титонского возраста. Мощ-
ность известняков массива Базма-Басман достигает 100—150-м,
Бойко — 250—300 м.
Как видно из приведенного материала, Оксфорд горного Крыма
ло аммонитам отчетливо подразделяется на два подъяруса: нижний
140
СТРАТИГРАФИЯ
с Cardioceras cordatum и верхний с Gregoryceras transversarium и Epi-
peltoceras bimammatum.
. Нижний Оксфорд, представленный глинами, песчаниками, конгло-
мератами, а также рифовыми и слоистыми известняками, выделяется
в разрезах юго-восточного и юго-западного Крыма на основании нахо-
док: Partschiceras plicatum (Neum.), Ochetoceras hispidum (Opp.),.
O. cf. trimarginatum (Orb.), O. cf. secula Spath., Creniceras reng-
geri Opp., Cardioceras cordatum S о w., Euaspidoceras cf. faustum
(Bayl.), Peltoceratoides constantii (Orb.), Perisphinctes eucingensis
(Favre), т. e. комплекса, характерного для зон Quenstedtoceras.
mariae, Aspidoceras perarmatiim и Cardioceras cordatum Западной
Европы, польских Карпат, Центрального и Северного Кавказа.
Верхний Оксфорд (лузитанский подъярус) в разрезах Юго-Запад-
ного синклинория представлен в основном рифовыми и. слоистыми
известняками, низы разреза которых соответствуют зоне Gregoryceras
transversarium и охарактеризованы в основном кораллами, брюхо-
ногими моллюсками, рудистами, морскими ежами, реже аммонитами:
Taramelliceras episcopalis Lor., Sowerbyceras tortisulcatum Orb.,.
Perisphinctes sp. В Судакско-Карадагской складчатой зоне верхний-
Оксфорд выделен по находкам Lissoceratoides erato (Orb.), Taramelli-
ceras pseudooculata (Buk.), Peltoceratoides sp., в разрезах синклино-
рия восточного Крыма — по находкам Perisphinctes cf. Unci С h о f f.
Верхней зоне верхнего Оксфорда Epipeltoceras bimammatum
западноевропейских разрезов в горном Крыму соответствуют верхи
разреза рифовых и слоистых известняков ялтинской серии в Юго-
Западном синклинории, а также часть глинистых осадков в разрезах
Судакского синклинория. Находки аммонитов в данных отложениях,
чрезвычайно редки, тем не менее по комплексу кораллов, брюхоногих
моллюсков, брахиопод, фораминифер, а также по единичным аммони-
там Taramelliceras costatum (Quenst.), Т. cf. flexuosa (Miin st),,
характерным для зоны Epipeltoceras bimammatum, и в разрезах гор-
ного Крыма могут быть выделены отложения, соответствующие верхней
зоне верхнего Оксфорда Западной Европы.
Кимериджский ярус
Отложения кимериджского яруса в горном Крыму тесно связаны
постепенным переходом с образованиями верхнего Оксфорда и сохра-
нились от размыва в предтитонское время лишь на ограниченных
участках. В отдельных разрезах восточного и юго-западного Крыма
в верхах оксфордского комплекса отложений наблюдаются элементы
фауны, характерной для нижнего кимериджа (глыбы известняков
с брахиоподами верхнего Оксфорда—нижнего кимериджа в базальных
конгломератах горы Татар-Хабурги и известняковом глыбовом конгло-
мерате титона у с. Ворон, верхи известнякового разреза горы Хрыколь,
горы Ликон, горы Южная Демерджи и т. д.), и только в двух районах
горного Крыма: в центральной части Юго-Западного синклинория и
Судакском синклинории палеонтологически охарактеризованные киме-
риджские образования выделяются в виде достаточно мощной толщи
пород. В обоих случаях образования титона залегают на отложениях,
относимых к кимериджскому ярусу, с видимым согласием. Перерыв
в осадконакоплении на границе кимериджского и титонского ярусов
устанавливается в юго-западной части горного Крыма, где из разреза
выпадают образования верхнего кимериджа; в Судакском же синкли-
нории, по-видимому, кимериджские образования присутствуют в пол-
ном объеме.
ГОРСКАЯ СИСТЕМА
141
Отложения кимериджского яруса в пределах синклинория Юго-
.Западного Крыма слагают верхи верхнеюрского разреза на Бабуган-
яйле (центральная часть синклинория горы Роман-Кош). Здесь они
представлены толщей тонкослоистых серых глинистых известняков
(мергелей), слегка опесчаненных, с прослоями органогенных и пелито-
морфных коричневато-серых известняков, общей мощностью до 450 м.
Глинистые известняки и мергели на южном и северном склоне горы
Роман-Кош подстилаются образованиями, охарактеризованными бога-
той фауной брюхоногих, плеченогих моллюсков и кораллов, характер-
ных для верхних горизонтов верхнего Оксфорда. К западу от горы
Роман-Кош глинистые известняки кимериджа соприкасаются по сбросу
с породами средней юры, к югу — с отложениями Гурзуфского седла —
нижними горизонтами оксфордского яруса.
Из мергелистых известняков горы Роман-Кош И. К. Овечкиным
(1956) определены Perisphinctes (Divisosphinctes) cf. crussoliensis
Font., Sirrioceras agrigentinum G e m., a E. А. Успенской из глини-
стых известняков верхней части разреза (вблизи вершины горы Роман-
Кош) Calliphylloceras benadcense С a t u 11 о., Sowerbyceras cf. lorioly
(Par. et Bon.), Pseudophylloceras sp. Из низов разреза мергелистой
толщи горы Роман-Кош И. И. Кянсеп (1961) указывает: luralina pro-
cerus Kjansep, /. repeliniana (Orb.), I. bullindiensis (Roll.),
Postepithyris ettalloni (R oil.), Zeillerina humeralis (Roemer) —
формы, характерные для верхней части оксфордского и нижней части
кимериджского ярусов.
К западу от Гурзуфского перевала мергелистая толща (тонкослои-
стые глинистые известняки с редкими прослоями органогенных и пели-
томорфных известняков) распространена на Никитской и Ялтинской
яйле, где слагает восточные и юго-восточные склоны горы Кемаль-
Эгерек, верховья р. Гувы и Авинды до верхней части хребта Иограф
над Ялтой и далее на запад вдоль подножия горы Эндек и Беденекыр.
Мощность мергелистой толщи на склонах горы Кемаль-Эгерек свыше
500 ла, в разрезе (см. рис. 24) хребта Иограф 450—500 м, в разрезе
Ай-Петринской яйлы по меридиану Бахчисарайского шоссе — 500—
510 м. К западу от Бахчисарайского шоссе мергелистая толща слагает
северные склоны горы Ай-Петри и резко сокращается в мощности до
полного выклинивания к урочищу Беш-Текне, где она трансгрессивно
перекрывается вышележащими известняками титонского яруса.
В основании и верхней части мергелистой толщи в районе хребта
Иограф найдены аммониты (Овечкин, 1956): Streblites oxypictas
-Q u е n s t., Perisphinctes breviceps Q u e n s t., P. ernesti Q u e n st.,
Lithacoceras pseudobangei Spath., L. cf. spongiphilum M о e s c h.
Из нижней части мергелистых известняков к западу от горы
Кемаль-Эгерек И. Е. Худяевым определены (Пчелинцев, 1932): Aspido-
ceras acanthicum О р р., A. cf. caletanum Opp., а Е. А. Успенской,
по сборам В. Ф. Пчелинцева у подножья горы Кемаль-Эгерек, Aspido-
ceras cf. acanthicum Opp.
Все вышеперечисленные формы свойственны отложениям нижнего
кимериджа — зоне Streblites tenuilobatus. Мергелистые известняки
характеризуются комплексом кораллов, плеченогих и брюхоногих мол-
люсков, большинство которых переходит в нижнекимериджские отло-
жения из верхней части образований оксфордского яруса. Наиболее
часто встречаются из рудистов: Plesiodiceras cf. monsbeliardense
(С о nt.), из кораллов: Cyathophora bourgueti (Def г.), С. excelsa
(Koby), С. ex gr. ramosa (Koby), C. ex gr. lusitanica (Koby),
C. arlotensis (Koby), Stylina delgoidei Koby, 5. pediculata Koby,
Convexastrae digitiformis Koby, Montlivaltia thurnianni Koby, The-
142
СТРАТИГРАФИЯ
cosmilia trichotoma Miin st, Ovalystraea michelini (E d w. et.
Haime), из брюхоногих моллюсков: Ampullina colossea Roll.,.
A. phasianelloides (Orb.), из плеченогих: lurallina rauraca (Roll.),
I. bullingdonensis (Roll.), I. repeliniona (Orb.), Lobothyris baltzeri
(Haas), L. perfacta (Roll.), L. schmidti (Sim.), Postepithyris etal-
loni (Roll.), P. tapalensis (Sim.), P. bauhini (Eta 11.), Zeillerina:
egena (Bayle), Z. astartina (Roll.), Z. humerolis (Roem.), Z. bel-
bekensis (Moiss.).
Нижнекимериджские отложения повсюду в пределах центральной
части Юго-Западного синклинория перекрываются образованиями*
титонского яруса. Верхний кимеридж в разрезах палеонтологически не
установлен.
В восточной части горного Крыма отложения, соответствующие-
кимериджскому ярусу, выделены в центральной части Судакского син-
клинория. Здесь, выше отложений, охарактеризованных комплексом*
фауны верхнего Оксфорда (кораллы и фораминиферы), граница
с кимериджскими образованиями проходит в литологически однород-
ной толще глин с сидеритами (см. рис. 25). Она отбивается по первому
появлению фораминифер Lagena monstra Hoff m., Lagena hispida
Reuss., Globulina oolitica Terq., Saracenaria italica (Defr.),
характерных для кимериджских и нижневолжских отложений По-
волжья и титонских отложений Крыма. Этот комплекс фораминифер
характеризует верхнюю часть разреза толщи глин с сидеритами. Выше
идет чередование песчаников, алевролитов и глин, совместно с видами,
характерными для нижележащих оксфордских отложений.
Выше по разрезу в толще, представленной чередованием известко-
вистых полимиктовых песчаников, песчанистых глин и алевролитов,
появляются в единичных экземплярах фораминиферы Lenticulina
magna М j a 11., L. plana Reuss., Nodosaria biloculina F г., встре-
чающиеся в массовом количестве в титонских отложениях феодосий-
ского флиша (в Двуякорной долине). Толща глин с сидеритами мощ-
ностью до 250 м и толща переслаивания глин, алевролитов и песчани-
ков, реже известняков мощностью до 700 м слагают основание
Манжильской синклинали и перекрываются конгломератами и песча-
никами, сопоставляемыми с базальными слоями титонских образований
южного крыла синклинория восточного Крыма. На основании страти-
графического положения описываемые отложения относятся к киме-
риджскому ярусу. Мощность кимериджских отложений в центральной
части Судакского синклинория достигает 800 м.
Титонский ярус
Титонским отложениям принадлежит важная роль в геологическом
строении Главной гряды Крымских гор, которой структурно соответ-
ствуют синклинории восточного и юго-западного Крыма. Выходы их
(рис. 32) прослеживаются почти непрерывной полосой от мыса Ильи
у Феодосии на востоке до мыса Фиолент на западе (полоса выходов
титонских отложений прерывается лишь в наиболее приподнятой цен-
тральной части горного Крыма междуЧатырдагом и Никитской яйлой).
Кроме того, два изолированных выхода титонских отложений имеются
в районе Судака — в Токлукском хребте и на полуострове Меганом.
По составу эти отложения исключительно разнообразны. Среди них
выделяются различные карбонатные, глинистые, карбонатно-глинистые,
песчано-глинистые и грубообломочные породы, сменяющие друг друга
как по разрезу, так и по простиранию весьма резко и отчетливо.
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
143 •
Титонские отложения горного Крыма представляют собой транс-
грессивный комплекс осадков, несогласие в основании которого
является главным для всего верхнеюрского разреза. Наиболее отчет-
ливо это несогласие выражено в краевых частях всех трех синклино-
риев, где титонские отложения переходят с Оксфорда на келловей и
среднюю юру, а в ряде мест даже на породы таврической серии и ста-
новится литологически и структурно значительно менее заметным
в центральных зонах Юго-Западного синклинория и Судакского син-
клинория.
Характер стратиграфической границы между титонскими и нижне-
меловыми отложениями также непостоянен в разных районах горного»
Рис. 32. Выходы различных типов титонских отложений в горном
Крыму. Составил И. В. Архипов
1 — известняки; 2 — флиш; 3 — песчаники и конгломераты; 4 — сбросы и на-
двиги
Крыма. В Юго-Западном синклинории и западной части Восточно-
Крымского синклинория нижнемеловые (средне-верхневаланжинские)
породы отделены от титонских (и связанных с ними нижневаланжин-
ских) отложений поверхностью резкого перерыва и размыва. В то же
время во внутренней зоне синклинория Восточного Крыма смена осад-
ков верхнетитонского возраста нижнемеловыми отложениями происхо-
дит без видимого несогласия в литологически единой толще пород.
В Восточно-Крымском синклинории выделяются две главные
фациальные зоны титонских отложений: 1) восточная (осевая часть,
синклинория), протягивающаяся в широтном направлении от района
Феодосии на востоке до Караби-яйлы на западе, сложенная главным
образом глинистыми флишевыми отложениями; 2) западная (замы-
кание синклинория), расположенная в пределах гор Демерджи, Ка-
раби, Долгоруковской яйлы и плато Чатырдаг, сложенная в основном
разнообразными известняками. Граница между этими зонами проходит
по восточной окраине Караби-яйлы, где вся флишевая толща вместе
с базальными конгломератами очень резко замещается известняками.
Конгломераты, повсеместно залегающие в основании титонского
разреза восточной (флишевой) фациальной зоны, трансгрессивно пере-
крывают оксфордские и келловейские отложения. Они состоят в основ-
ном из хорошо окатанной гальки и мелких валунов различных песча-
ников и известняков. В подчиненных количествах присутствует галька
кислых эффузивов (главным образом карадагские трассы), кварца„
144
СТРАТИГРАФИЯ
яшмовидных пород, хлоритово-слюдистых сланцев, сидеритов. Цемент
конгломератов песчано-глинистый, с мелкой галькой и гравием. Сор-
тировка обломочного материала различная, обычно плохая. Местами
в валунно-галечных конгломератах присутствуют линзовидные прослои
мелкогалечных конгломератов, некрепких пуддинговых и гравелитов.
Видимая мощность титонских конгломератов в районе Феодосия—
Планерское незначительна: от первых десятков метров до 150 м. Истин-
ная их мощность здесь не известна, так как южный борт Восточно-
Крымского синклинория на большом протяжении осложнен крупным
широтным сбросом. Вдоль линии этого сброса, в приподнятом южном
крыле, базальные титонские конгломераты сохранились в виде отдель-
ных изолированных линзовидных выходов, контактирующих по раз-
лому с верхними частями флишевой толщи титона, которая залегает
в северном опущенном крыле.
Титонский флиш района Феодосия—Планерское представляет
- собой толщу серых и зеленовато-серых плотных глин, содержащих
более или менее равномерно повторяющиеся горизонты розовато-серых
мелкообломочных известняков, буроватых песчаников, кирпично-крас-
ных глинистых сидеритов и реже мелкогалечных конгломератов и
гравийных песчаников. Количественно в разрезе преобладают глины,
которые в районе Феодосии постепенно сменяются белыми мергелями,
►соответствующими уже по аммонитам нижнему валанжину (берриасу).
Для верхних горизонтов флишевой толщи, развитой к югу от
Феодосии, фауну, характерную для верхнего титона, описал В. Д. Со-
колов (1889), впервые установивший титонские отложения в составе
: юрских образований горного Крыма. В работе, посвященной описанию
этих отложений в окрестностях Феодосии, он указывает на наличие
таких видов, как Ptychophylloceras ptichoicum (Quenst.), Euphyllo-
ceras serum (Opp.), Thysanolytoceras liebigi (Opp.), Cyrtosiceras
macrotelum (Opp.), Haploceras elimatum Opp., Haploceras carach-
theis Z e u s c h., Berriasella callisto (Orb.), Duvalia zeuschneri
(Opp.), Punctaptychus punctatus (V о It z.), Aptychus beirichi (Opp.),
которые образуют комплекс, характерный для верхнетитонских отло-
жений Штрамберга и более низких горизонтов титонских образований
Сицилии, Испании и Португалии.
Наиболее подробно фауна титона и берриаса описана в работе
О. Ретовского (Retowski, 1893). Кроме нескольких новых видов, в его
работе описаны аммониты, характерные для титонских (в основном
верхнетитонских) образований Средней Европы, Апеннин, Андалузии,
Штрамберга. Из описанных им видов Berriasella delphinensis (К i 1.)
приводится Мазено (Mazenot, 1939) для обозначения зоны верхнего
титона провинции Ардеш, эквивалентной нижней части зоны Virgato-
sphinctes transitoirus. Наличие в фациях белых мергелей Феодосии
берриасовых отложений подтверждается нахождением Lytoceras hon-
noratianum Orb. и Neocomites occitanicus Pict. Таким образом,
в районе Феодосии наблюдается постепенный переход от верхнетитон-
ских к нижневаланжинским образованиям в верхах флишевой и низах
мергелистой толщи. Кроме того, в средней части флишевой толщи
титона Двуякорной долины к югу от Феодосии Е. А. Гофман (1956,
1961) определен комплекс фораминифер, среди которых ряд форм
характерен для отложений волжского яруса Поволжья.
В более западных частях южной и центральной зон Восточно-
Крымского синклинория, вплоть до восточной окраины Караби-яйлы,
основание титонского разреза также слагают конгломераты, сменяю-
щиеся кверху мощной флишевой толщей. Мощность конгломератов
;резко изменчива: от 700—750 м (гора Френк-Мезер), до нескольких
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
145
десятков метров. Верхние части конгломератовой толщи очень часто
фациально замещаются нижними горизонтами песчано-глинистого
флиша. Лучше всего эти фациальные переходы выражены в Айсерез-
ской долине (севернее с. Междуречье) и в урочище Панагия (район
с. Зеленогорье), где переход конгломератов по простиранию во флиш
происходит исключительно резко.
В урочище Панагия 500-метровая толща титонских разногалечных
конгломератов (рис. 33) сменяется вверх по разрезу и частично по
простиранию флишем. Ниж-
няя его часть состоит из
ритмично чередующихся го-
ризонтов полимиктовых из-
вестковистых песчаников,
песчанистых известняков, зе-
леновато-серых глин и реже
валунно-галечных конгломе-
ратов (5—6 м), повторяю-
щихся в разрезе через 40—
60 м.
В составе валунных
конгломератов, переходящих
участками в конгломерато-
брекчию, встречаются глыбы
оксфордских известняков.
Общая мощность конгло-
мерата - песчано - глинисто-
го флиша 350 м. В основа-
нии нижней части флишевой
толщи Е. А. Гофман опреде-
лены фораминиферы, среди
которых встречаются виды,
распространенные в титон-
ских отложениях других
разрезов Крыма: Lenticu-
lina magna Mjatl., L. ro-
tulata L a m., Ratnulina sp.,
Lagena hispida Reuss.
E. А. Успенской по сборам
Г. А. Лычагина там опреде-
лен титанский аммонит Part-
schiceras phychostoma В е-
песке.
Рис. 33. Схема фациального взаимоотношения
флишевых образований и конгломератов титона
в пределах западного борта урочища Панагия
I — флиш титона; 2 — известняки титона; 3 — конгломе-
раты титона; 4 — оксфордские отложения; 5—тавриче-
ская серия; 6 — разрывные нарушения; / — маркирую-
щие горизонты известняков; 8 — маркирующие горизонты
конгломератов; 9 — фациальные границы
Выше залегает толща (240 м), состоящая из ритмично переслаи-
вающихся обломочных и песчанистых известняков, известковистых
песчаников и глин. Наиболее крупные прослои обломочных известня-
ков (известняковых брекчий) достигают мощности 6—8 м. Далее сле-
дует толща (до 100 м), состоящая из более или менее правильно
повторяющихся в разрезе зеленовато-серых алевритистых глин и буро-
вато-серых разнозернистых известковистых песчаников.
Выше по разрезу располагается толща карбонатно-песчано-глини-
стого флиша (мощностью до 500 м), характерной особенностью кото-
рого является присутствие довольно мощных (до 150 м) линзовидных
тел рифогенных известняков, переходящих по простиранию в горизонты
органогенно-детритусовых известняков мощностью в среднем около
3—4 м. Флишевая толща верхов титонского разреза состоит из одно-
10 Зак. 911
146
СТРАТИГРАФИЯ
образно переслаивающихся серых алевритистых глин, мелкообломоч-
ных известняков, песчанистых известняков и известково-глинистых
алевролитов. В толще присутствует несколько более мощных (до 10—
15 и) коричневатых мелкобрекчиевидных известняков, а в самом верху
толщи — горизонт белых пелитоморфных стилолитовых известняков;
мощностью до 125 м, обнажающийся на вершине горы Кокташ. Общая
мощность известняково-алеврито-глинистой толщи не менее 1300 ж.
Суммарная мощность титонского флиша по меридиану урочища Пана-
гия и верховьев р. Малая Карасу около 3000 м.
Самые верхние части разреза титонского флиша хорошо обнажены
по долине р. Танас, южнее с. Красноселовка. Здесь выше мощного
(более 100 м) горизонта светло-серых брекчиевидных известняков^
протягивающегося на восток до горы Кара-Тепе и Кокташ, обнажается
толща ритмичного переслаивания зеленовато-серых алевритистых глин
и мелкообломочных коричневато-серых известняков мощностью до
200 м, характеризующаяся наличием верхнетитонских аммонитов (опре-.
делено Е. А. Успенской): Berriasella callisto (Orb.), В. delphinensis
К i 1., В. pontica Ret., Perisphinctes cortazari (Kil-)» Euphylloceras
serum (Opp.), Ptychophylloceras ptychoicum (Quenst), а также
брахиопод, среди которых В. П. Макридиным определены: Rhyncho-
nella ex gr. hoheneggeri S u e s s., Zeilleria lugibris S u e s s. Эта толща
сменяется вверх по разрезу глинами с редкими прослоями зеленовато-
серых алевролитов и сидеритов с аммонитами Neocomites occitanicus
Pict., Spiticeras sp., Berriasella obtlisenodosa Ret. нижнего валан-
жина (Друщиц, 1956). Таким образом, граница верхнетитонских и
нижнемеловых отложений проходит в центральной части Восточно-
Крымского синклинория выше мощного прослоя известняка, условно
принимаемого за границу раздела юрских и меловых образований
и отбивается по массовому появлению аммонитов рода Berriasella,
Neocomites, Spiticeras. Литологически эта граница связана со сменой
толщи глин с прослоями известняков и алевролитов толщей глин
с прослоями сидеритов.
К разрезам флишевой зоны титонских отложений Восточно-Крым-
ского синклинория весьма близок разрез титона Судакского синклино-
рия где эти отложения образуют два небольших по площади изоли-
рованных выхода: в осевой зоне Токлукского хребта и на мысе
Меганом.
Разрез титонских отложений Судакского синклинория начинается
также конгломератами (рис. 34), залегающими на подстилающих гли-
нистых отложениях кимериджа без видимого несогласия. Конгломераты
имеют плохо выраженную грубую слоистость и содержат линзы крупно-
зернистых серых песчаников с включениями рассеянной гальки и обуг-
ленных растительных остатков. Местами по простиранию они почти
полностью замещаются грубослоистыми песчаниками (южный склон
Токлукского хребта), играющими роль базальных горизонтов титон-
ского разреза. Мощность конгломератов крайне непостоянна, изменяясь
от нескольких до сотен метров.
Стратиграфически выше конгломератов и песчаников залегает
песчано-глинистый флиш (его мощность 100—250 ;и), состоящий из
ритмично переслаивающихся серых и зеленовато.-серых аргиллитов и
разнозернистых полимиктовых песчаников.
1 В данном случае можно говорить о сравнении лишь низов этих разрезов,
так как в пределах Судакского синклинория большая часть титонских отложений
размыта.
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
147
Возраст верхних горизонтов флишевой толщи Восточно-Крымского
синклинория как верхнетитонский определяется наличием в ней, как
это было сказано выше, аммонитов, характерных для верхнего титона,
белемнитов, аптихов, фораминифер и брахиопод, а также согласным
переходом вверх по разрезу к толще глин, характеризующихся аммо-
нитами и белемнитами нижнего валанжина.
Более спорным является вопрос о возрасте нижних горизонтов
описываемой флишевой толщи, связанной фациальными переходами
с верхними слоями конгломератов. К. К. Фохт, а за ним и Г. Ф. Вебер
(1934) все конгломераты восточного Крыма относили к оксфордским
образованиям, А. С. Моисеев (1935) —к кимериджу, Д. В. Соколов —
к нижнему титону, М. В. Муратов (1937) —к кимеридж-титону.
Рис. 34. Схема поперечного разреза Манджильской синклинали
1 — флиш, 2 — конгломераты, 3 — песчаники
Анализ имеющегося материала позволяет достаточно уверенно
ограничить нижний возрастной предел толщи базальных конгломератов
нижним титоном, исходя из следующих фактов: повсеместного несо-
гласного залегания в пределах южного крыла Восточно-Крымского
синклинория описываемых конгломератов на отложениях Оксфорда и,
возможно, нижнего кимериджа (на склоне Южной Демерджи, на горе
Хрыколь и т. д.) и наличия глыб известняков внутри толщи конгломе-
ратов (на склонах хребта Татар-Хабурга и урочища Панагия) с фау-
ной брахиопод нижнего кимериджа, по определениям В. П. Макридина
и Л. И. Бабановой.
Глыбы известняков Оксфорда—нижнего кимериджа образуют свое-
образные глыбовые горизонты в низах флишевой толщи, особенно
отчетливо наблюдаемые к северу от с. Ворон.
В северном направлении флишевая толща титона Восточно-Крым-
ского синклинория фациально замещается одновозрастными известня-
ками, образующими несколько различных по величине выходов вдоль
северных предгорий Главной гряды от Старого Крыма на востоке до
меридиана Белогорска на западе. Наиболее крупным из них является
Агармышский массив (горы Малый и Большой Агармыш), сложенный
массивно-слоистыми обломочными, в меньшей степени пелитоморф-
ными, светло-серыми до белых и красноватыми известняками мощ-
ностью до 750—800 м. На западе замещение титонского флиша извест-
няковой толщей Караби-яйлы происходит по западному склону долины
р. Танас на очень коротком расстоянии (не более 2 км), причем
известняками замещается целиком вся флишевая толща, включая
базальные титонские конгломераты.
Разрез титонских отложений на Караби-яйле начинается (рис. 35)
светло-серыми и красновато-розовыми брекчированными массивно-
слоистыми и массивными рифогенными известняками, несогласно зале-
10*
148
СТРАТИГРАФИЯ
тающими на оксфордских известняках. Рифогенные известняки обра-
зуют крупные (сотни метров — несколько километров в длину) непра-
вильной формы линзы в толще глубослоистых известняков. Крупней-
ший из таких массивов располагается в пределах восточной части
Караби-яйлы. Общая мощность массивно-слоистых и массивных
известняков низов титона сильно изменчива. Наибольшая ее величина
в пределах Караби-яйлы 800—950 м.
Из биогермных известняков низов разреза Н. С. Бендукидзе опре-
делены: Astrocoenia tenuisepta К о b у, В. В. Пермяковым — Montli-
valtia cf. nathemensis M i 1 a s c h., В. Ф. Пчелинцевым (1959) для этих
известняков указываются рудисты Mesodiceras sokolovl Peel.
ЮЗ св
i) KJ4
Рис. 35. Схема взаимоотношения слоистых и рифовых известняков титона на Караби-
яйле (в разрезе)
/ — рифовые известняки; 2 — массивные слоистые известняки; 3 — слоистые известняки; -/ — органо-
генно-обломочные известняки; 5 — глинистые известняки; 6 — песчаники; 7 — флиш (чередование
глин и мелкообломочных известняков)
Выше по разрезу залегает толща переслаивания, состоящая из
многократно повторяющихся в разрезе горизонтов органогенно-обло-
мочных (водорослевых), глинистых и песчанистых известняков, а также
песчаников и карбонатных глин со средней мощностью отдельных гори-
зонтов 0,2—0,3, реже 6—8 м.
Толща переслаивания плохо выдержана по простиранию. Будучи
наиболее полно представленной в центральной части Караби-яйлы, где
ее мощность достигает 1800 м, она фациально замещается в северо-
восточном и юго-западном направлениях (Тирке, Долгоруковская
яйла) грубослоистыми и массивными брекчиевидными известняками,
а на западных склонах Демерджи-яйлы — конгломератами. В сторону
Долгоруковской яйлы и Чатырдага происходит сокращение мощности
титонских отложений за счет трансгрессивного их залегания, так что
на южных отрогах Долгоруковской яйлы на оксфордских конгломера-
тах несогласно залегают красноватые брекчиевидные известняки,
фациально замещающие в восточном направлении верхние горизонты
толщи переслаивания Караби-яйлы.
В низах толщи переслаивания Караби-яйлы Е. А. Успенской опре-
делены аммониты Kossmatia richteri О р р., несколько выше по раз-
резу Berriasella catlisto О г Ь., из нижней и средней части разреза
фораминиферы (определения Е. А. Гофман), наиболее характерными
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
149
из которых являются: Textularia densa Н о f f m., Lagena hispida
Reuss., Nodosaria biloculina T e r q., Lenticulina magna M j a 11.,
L. magnifica К ii b. et Z w., L. pygio К u b. et Z w., Discorbis specio-
sus D a i n., Trochalina transversarii P a al z., T. nidifortnis Bruck.;
брюхоногие моллюски (определения В. Ф. Пчелинцева): Ondochilus
savii G е m m., Cemina hetnisphaerica (Roem.), Cyphosalenus dyoni-
sela (Lor.); рудисты: Paradiceras karabiensis Peel., Heterodiceras
karabiensis Peel., Heterodiceras acutum (Boehm.); брахиоподы
(определения В. П. Макридина): Zeilleria lugubris S u е s s, Rhacto-
rhinchia corallina L e у m. var. neocotniensis (J a k. et Fall.), Rhyn-
chonelta astieriana Orb., Terebratula moravica Glock. Общий ком-
плекс ископаемых остатков организмов позволяет отнести описывае-
мые отложения к верхам нижнего титона.
Титонский разрез Караби-яйлы завершается светло-серыми с жел-
тым оттенком пелитоморфными и тонкообломочными сильно трещино-
ватыми слоистыми известняками с многочисленными сутуровыми
швами мощностью 500—600 м. Общая мощность титонских отложений
Караби-яйлы около 3200 м.
Толща светлых трещиноватых слоистых (дицератовых) известня-
ков, кроме северных окраин Караби-яйлы, слагает значительную часть
Долгоруковской яйлы, в пределах северной части которой разрез
титонских отложений заканчивается толщей переслаивания (у Тере-
наира) оолитовых известняков, глин и песчаников.
В белых стилолитовых известняках северных склонов Караби-яйлы
(гора Чомбай) Е. А. Успенской найдены Thysanolytoceras aff. liebigi
(Opp.), T. sutile (Opp.), Berriassella callisto (Orb.). Ранее для
этой части разреза В. М. Цебриковым указывались Berriasella callisto
(Orb.), В. chaperi Pict., Malbosiceras malbosi (Pict.), а для мер-
гелистых известняков — Haploceras carachtheis Zeu sch., Thysano-
lytoceras liebigi (O p p.) — комплекс аммонитов, в целом характерный
для верхнего титона зоны Virgatosphinctes transitorius (Berriasella
chaperi). Кроме аммонитов, для верхней части разреза титонских отло-
жений характерны брахиоподы Ravillieria tichaviensis (Suess.), Pos-
tepithyris bieskidensis (Zeuschn.), Rhynchonella tnalbosi Pict. var.
chomeracensis J a k. et Fall., рудисты Heterodiceras luci (Defr.),
Diceras speciosum M ii n s t., а также богатый комплекс двустворок и
брюхоногих моллюсков (Пчелинцев, 1931, 1963).
Для вышележащей песчано-глинистой толщи северных склонов
Долгоруковской яйлы В. В. Друщицем (1960) по рекам Бештерек
и Бурульча указывается комплекс аммонитов, характерный для ниж-
него валанжина. Таким образом, переход от титонских к нижнемело-
вым образованиям на северном склоне Долгоруковской яйлы осущест-
вляется довольно постепенной сменой светлых известняков песчано-
сланцевой толщей. Граница юрских и меловых отложений проходит
несколько севернее селений Ивановка, Глубокое и Соловьевка.
В пределах Чатырдага титонские отложения слагают южные
склоны верхнего плато и представлены в низах разреза красными
брекчиевидными известняками и брекчиями, обнажающимися вдоль
восточного крыла Чатырдагской синклинали. Выше они сменяются
слоистой толщей известняков (до 1000 м мощностью), слагающей
южную часть нижнего плато и северные склоны верхнего плато Чатыр-
дага. В северной части плато брекчиевидные красные известняки и
серые массивные неяснослоистые известняки слагают не только ниж-
ние, но и более высокие части разреза.
Титонский возраст описываемых отложений обосновывается их
залеганием с угловым несогласием стратиграфически выше толщи
150
СТРАТИГРАФИЯ
оксфордских конгломератов, а также комплексом брюхоногих и плече-
ногих, определенных из глинистых известняков выше подошвы несо-
гласия в районе родников Дамчи-Кая и при спуске в урочище Суат на
западном склоне плато (Пчелинцев, 1926, 1927, 1931; Моисеев, 1936).
В северной части нижнего плато Чатырдага титонские известняки
несогласно перекрываются глинами среднего—верхнего валанжина.
В пределах Юго-Западного синклинория титонские отложения раз-
виты в водораздельной части и на северном склоне Главной гряды от
меридиана Ялты на востоке до мыса Айя на западе. Выходы титонских
отложений слагают также северное обрамление Байдарской и Вар-
наутской долин. Наиболее западным участком распространения титон-
ских отложений в горном Крыму являются выходы их между Балакла-
вой и мысом Фиолент.
В сложном комплексе титонских отложений юго-западного Крыма
главную роль играют разнообразные карбонатные породы. Второсте-
пенное значение имеют терригенные и терригенно-глинистые осадки
(песчаники, конгломераты, флишевые отложения).
Внутри Юго-Западного синклинория отчетливо выделяются две
крупные фациальные зоны (восточная и западная). В пределах восточ-
ной зоны (Ялтинская и восточная часть Ай-Петринской яйл) титонские
отложения в низах разреза представлены айпетринской свитой слои-
стых карбонатно-глинистых осадков и сменяют нижнекимериджские
отложения того же состава без видимого несогласия и перерыва. Это
монотонно переслаивающиеся между собой серые пелитоморфные и
часто более или менее глинистые известняки и мергели (до 450 м)
с подчиненными прослоями сильно известковистых серых глин. Средняя
мощность пластов известняков 0,1—0,2 м. Свита в целом имеет отчет-
ливую слоистость благодаря многократному чередованию в ее разрезе
разных по крепости пород.
Нижняя часть айпетринской свиты на участке между горами Рока
и Оксек охарактеризована (Овечкин, 1956) аммонитами: Euphylloceras
serum Opp., Virgatosphinctes saheraensis Speth., Aulacosphinctes
occultefurcatus Waagen, Kossmatia aff. richteri (Opp.), Lithacoceras
cf. ulmensis О p p., характерными для титонских (нижнетитонских) от-
ложений Индии и Западной Европы (зона Taramelliceras litho-
graphicum).
Выше по разрезу найдены аммониты Haploceras carachteis
Z е u s с h., Ptychophylloceras sp., Virgatosphinctes sp.
Титонские отложения нижней части разреза прослеживаются от
подножия горы Эндек и горы Рока к восточным и юго-восточным скло-
нам горы Беденекыр, где в прослоях глинистых известняков в массо-
вом количестве содержатся брюхоногие (Пчелинцев, 1931) и кораллы,
рудисты Paradiceras aff. speciosum Mil ns. (Пчелинцев, 1959). У уро-
чища Беш-Текне эти отложения залегают прямо на сланцевой толще
нижнего келловея, обнажающегося в эрозионных окнах этого урочища
и горы Ат-Баш.
Нижняя часть разреза титонских отложений мощностью до 450 м
вблизи вершины горы Беденекыр и ее северных склонов перекрывается
слоистой толщей серых мергелей, органогенных песчанистых (желто-
серых) известняков и зеленых алевролитов. Толща переслаивания
имеет значительную мощность (видимая мощность до 500 м) и север-
нее указанной горы слагает весь северный склон Главной гряды на
спуске к с. Соколиное. Несколько южнее горы Седам-Кая, в долине
р. Коккозка, она по сбросу контактирует с песчано-сланцевыми отложе-
ниями средней юры. В низах разреза этой толщи здесь содержатся
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
151
брюхоногие моллюски, кораллы, иглы морских ежей и аммониты
Ptychophylloceras ptychoicum (Quenst.), Thysanolytoceras liebigi
(Opp.), Virgatosphinctes transitoriiis (Opp.), V. cf. senex (Opp.)
(Овечкин, 1956). Последние две формы характерны для верхнетитон-
ских отложений (зона Virgatosphinctes transitorius Штрамберга).
В пределах западной части Ай-Петринской яйлы (западнее Беш-
Текне и гор Вилля-Бурун и Сарпаха) начинается другая фациальная
зона, где вся айпетринская свита серых слоистых известняков и мер-
гелей нижнего и частично верхнего титона на очень коротком рас-
стоянии замещается красноватыми грубослоистыми брекчиевидными
известняками и известняковыми брекчиями. Красноватые брекчиевид-
ные известняки залегают резко несогласно на светло-серых массивных
известняках Оксфорда, заполняя в них отдельные карстовые полости,
узкие углубления и крупные карманы, что хорошо видно в ряде мест
на южных обрывистых склонах Главной гряды к западу от горы Ат-
Баш (над Голубым Заливом).
Брекчиевидные известняки и известняковые брекчии титона обра-
зованы различными по величине обломками и глыбами светло-серых,
желтоватых, розовых, разных оттенков красноватых и коричневатых
пелитоморфных и органогенно-детритусовых известняков, сцементиро-
ванных красновато-бурым карбонатным веществом. Крупные обломки
и глыбы известняков нередко состоят из более мелких известняковых
обломков. Кроме глыб различных известняков, присутствует редкая
галька кварца, песчаников, хлорит-серицитовых сланцев, белого каль-
цита и др. Окатанность и сортировка обломков и глыб известняков
плохая или совсем отсутствует. Когда порода состоит из более или
менее окатанных обломков известняков, а количество терригенной при-
меси значительно, брекчиевидные известняки переходят в известняко-
вые конгломераты. Мощность этой толщи очень изменчива, наибольшая
ее величина 650—800 м.
В юго-западной части горного Крыма эта толща весьма широко
распространена. Кроме западных частей Ай-Петринской яйлы (гора
Топран-Баир, гора Бюзюка, Узунджинская котловина), она слагает
основание титона на водоразделе западной оконечности Главной гряды
между Голубым Заливом и мысом Айя широко распространена на
хребте Кокия-Бель, южнее, севернее и западнее Балаклавы, по восточ-
ному, южному и западному обрамлению Байдарской и Варнаутской до-
лин, а также к северу от Байдарской долины, • в каньоне р. Черной,
долине р. Алсу и т. д. По стратиграфическому положению брекчиевид-
ные известняки здесь соответствуют нижней, средней частям и основа-
нию верхней части титонского разреза юго-западного Крыма, являясь
фациальным аналогом айпетринской свиты и известняков вышеописан-
ного разреза Ай-Петринской яйлы.
При этом по середине области распространенных брекчиевидных
известняков в центральных частях Байдарской и Варнаутской долины,
в долине Хайто, в хребте Кокия-Бель, в районе Байдарского перевала
и к северо-западу от него красноватые брекчиевидные известняки
фациально замещаются карбонатно-глинистым флишем. Во флиш пере-
ходит в основном верхняя часть толщи брекчиевидных известняков,
однако местами он замещает и нижние горизонты брекчиевидных изве-
стняков, соответствующие низам титонского разреза. Флишевые отло-
жения в этих случаях залегают непосредственно на оксфордских изве-
стняках, располагаясь в центральных участках наиболее глубоких по-
нижений на их размытой поверхности (западная оконечность долины
Хайто, район Байдарского перевала и др.).
152
СТРАТИГРАФИЯ
Флиш состоит из различно чередующихся горизонтов известкови- .
стых глин, глинистых и мелкообломочных известняков и песчаников;
в целом в его разрезе обычно количественно преобладают глины. Мощ-
ность. горизонтов глинистых и обломочных известняков изменяется от
3—5 до 10—12, реже 25—40 см. Песчаники встречаются во флише
сравнительно редко, количество их резко увеличивается только в пре-
делах Байдарских ворот. Местами во флишевой толще присутствуют
многочисленные маломощные горизонты глинистых сидеритов и флиш
становится глинисто-сидеритовым.
По южному борту Байдарской долины от Узунджинской котловины
на востоке до северных окраин с. Орлиное титонские брекчиевидные
известняки перекрываются несогласно с размывом и выполнением глу-
боких эрозионных долин зелеными глинами среднего—верхнего валан-
жина (Архипов, 1958). Западнее с. Подгорное глины среднего—верх-
него валанжина залегают непосредственно на флишевых образованиях.
Последние были выделены А. С. Моисеевым и известны в литературе
под названием карадагской свиты нижнего титона (Пчелинцев, 1962).
Флишевая толща связана фациально со слоистыми известняками
айпетринской свиты восточной части Ай-Петринской яйлы, нижнетитон-
ский возраст которых обосновывается аммонитами. Такая взаимосвязь
флиша с нижнетитонскими образованиями является одним из решаю-
щих аргументов в определении его нижнетитонского возраста.
Флишевые образования из оврага Деймень-Дере и долины Хайто
в нижних и средних частях разреза содержат большое количество
аптихов, среди которых Е. А. Успенской определен Punctaptychus рип-
ctatus V о 11 z. Вблизи Байдарского перевала найдены аммониты, по
определению Н. П. Химишашвили (1963) относящиеся к Ptychophyllo-
ceras ptychostoma Benecke, Kossmatia aff. richteri (Opp.), а в верх-
них горизонтах: Ptychophylloceras ptychoicum (Q u e n s t.), Haploceras
leiosoma О p p., Perisphinctes cf. virgulatus Q u e n s t.
Титонский возраст флишевой толщи подтверждается также опре-
делениями белемнитов из низов разреза, собранных Г. А. Крымгольцем
(1934) из черных глин Хайто, а также горы Пска-Баир к югу от Орли-
ного, где указываются Conobelus conophorus (Opp.), С. striangulatus
(Opp.), Diploconus belemnitoides (Zitt.). Все вышеприведенные
формы (аптихи, белемниты, аммониты) наиболее характерны для
средне- и верхнетитонских отложений Штрамберга, но встречаются и
в более низких горизонтах нижнего титона южной Австрии, Централь-
ных Апеннин и Андалузии.
Вопрос о возрасте верхних горизонтов флишевой толщи тесным
образом связан с выяснением времени образования нижних горизон-
тов красных брекчиевидных известняков и брекчий, связанных с ними
фациальными переходами. Наиболее четко стратиграфическое положе-
ние красных брекчиевидных известняков выявляется на южном борту
Байдарской долины и в западной части Ай-Петринской яйлы, где их
нижние горизонты фациально замещаются слоистыми пелитоморфными
и органогенными известняками и мергелями, соответствующими низам
разреза верхнего титона зоны Virgatosphinctes transitorius. Этому не
противоречат находки аммонитов в основании красных известняков
горы Биюк-Синор, по данным Н. И. Лысенко (1964) относящихся к ви-
дам Ptychophylloceras ptychoicum Q u е n s t., P. semisulcatum О r b.,
P. calypso О r b., Haploceras elimatum О p p., Ptotetragonites tauricus
К u 1. - V о z., Berriasella privasensis Pict. Последняя форма является
руководящей для верхнетитонских отложений, выделяется Килианом
(Kilian, 1907) в качестве зонального индекса наравне с Virgatosphinctes
transitorius.
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
153-
Стратиграфическое положение красных известняков северного
борта Байдарской долины из-за отсутствия четкой палеонтологической
и стратиграфической характеристики низов разреза не совсем ясно.
Развитие титонской трансгрессии в северном направлении, умень-
шение мощностей и исчезновение нижних горизонтов титонских отло-
жений позволяют сделать предположение, что к северному борту Бай-
дарской долины и к Балаклаве нижние горизонты флиша и брекчие-
видных известняков полностью выклиниваются (срезаются) и красные
брекчиевидные известняки Кызыл-Кая и Черной речки соответствуют
известнякам Узундужинской котловины и Кутур-Кая, относимых
Е. А. Успенской к нижней части верхнего титона. Видимая мощность
красных брекчиевидных известняков на правобережье р. Черной дости-
гает 350 м.
Самая верхняя часть титонского разреза западной фациальной
зоны Юго-Западного синклинория (выше красноватых известняков Кы-
зыл-Кая) представлена светло-серыми или бледно-желтоватыми тол-
стослоистыми пелитоморфными известняками (свита эли, по Г. А. Лыча-
гину), развитыми в основном по северному борту Байдарской долины.
Эта свита прослеживается к северо-западу вдоль р. Черной до горы
Гасфорта и к востоку до с. Передовое и затем до горы Сюндюрлю-
Кобасы. Изолированные массивы верхнетитонских известняков
среди альбских отложений выступают между реками Черная и Бель-
бек (район сел Родное — Терновка). В верхних частях толщи пелито-
морфных толстослоистых известняков появляются горизонты мелкооб-
ломочных и оолитовых известняков и известковистых песчаников и
кварцевых белых конгломератов. Наибольшая мощность слоистых из-
вестняков в разрезе горы Эли достигает 150 м. Для верхних горизон-
тов песчанистых известняков и песчаников горы Эли В. Ф. Пчелинце-
вым (1931) указывается богатый комплекс верхнетитонских брюхоно-
гих, а из плеченогих А. С. Моисеевым (1934) приводятся Terebratula
formosa Suess и Rhinchonella malbosi Pict. В основании слоистых
известняков горы Эли в прослое конгломерата А. А. Борисяком (1903)
были собраны титонские Ptychophylloceras ptychostoma (Be пес.),
Haploceras titonicum О p p., H. grasi О p p., Duvalia zeuschneri (O p p.),
Duvalia ensifer (Opp.). E. В. Красновым для этой части разреза ука-
зываются кораллы (1963).
В восточном направлении верхние горизонты светло-серых пелито-
морфных известняков фациально замещаются толщей песчанистых
глин, глинистых песчаников, темно-серых оолитовых известняков и гра-
вийно-галечных конгломератов, мощностью 350 м, слагающей водораз-
дел между Байдарской и Коккозской долинами (гора Куртлер-Богаз,
основание гор Памбук-Кая, Сююрю-Кая и др.). Эта толща здесь
трансгрессивно залегает непосредственно на оксфордских, а западнее
горы Ялпах — даже на среднеюрских отложениях.
Толща глин, оолитовых известняков и песчаников перекрывается
красновато-серыми неяснослоистыми известняками, слагающими на
водоразделе рек Бельбек и Черная вершину горы Сююрю-Кая и далее
на запад горы Памбук-Кая — Ирита и гору Бечку.
В. Ф. Пчелинцевым (1927, 1931) из основания и средней части раз-
реза (перевал между горами Ялпах и Куртлер-Богаз) собраны верхне-
титонские брюхоногие. Из этой же части разреза богатый комплекс
кораллов (Pleurosmilia cellulosa Koby, Cyathophora baurgueti
(D e f r.), Lotiphyllia sucvica (Quenst.), Microsolena cf. tuberosa
Koby, Dermosmilia pusilia Koby, CalamophyIlia flabellum В 1 a i n v.)
определен E. В. Красновым (1963). Для известняков верхов разреза
154
СТРАТИГРАФИЯ
А. С. Моисеевым (1932, 1934) приводятся Terebratula moravica
G 1 о с к е г, Т. formosa S u е s s,
. На основании вышеприведенной фауны, широко распространенной
в титонских породах Крыма, мы считаем возможным все описываемые
отложения относить к самым верхним горизонтам титонского яруса.
Г. А. Лычагин, Н. И. Лысенко (1964) и ряд других исследователей на
основе литологических сопоставлений относят большую часть толщи
переслаивания горы Куртлер-Богаз к нижнему мелу — берриасу, а из-
вестняки, слагающие вершины Сююрю-Кая, Памбук-Кая, Бечку,—
к среднему верхнему валанжину.
В северном направлении от перевала Бечку титонские отложения
куртлербогазской толщи сокращаются в мощности и становятся более
грубыми по составу. В окрестностях с. Богатое Ущелье (левый склон
долины Суаткана) верхнетитонские отложения представлены пестро-
цветными, преимущественно красноватыми конгломератами, серыми
пелитоморфными и красноватыми обломочными известняками, мерге-
лями, песчаниками. Конгломераты состоят в основном из гальки изве-
стняков и частично замещают известняки и песчаники фациально.
Общая мощность титонских отложений здесь 120—150 м, резко сокра-
щаясь до полного выклинивания на восток к долине р. Бельбек. В этой
толще по правому и левому берегу р. Суаткан (из глинистых извест-
няков) В. Ф. Пчелинцевым (1962, 1963) описан комплекс брюхоногих
моллюсков, аналогичный комплексу из куртлербогазской толщи.
В восточном направлении от массива Седам-Кая — Ялпах-Кая тер-
ригенно-карбонатно-глинистая толща переслаивания верхнетитонского
возраста прослеживается через вершины гор Бойко и Сютюра к мас-
сиву Базма-Басман, где залегает в осевой части синклинальной струк-
туры, борта которой сложены оксфордскими известняками. В этом на-
правлении в низах толщи переслаивания увеличивается количество тер-
ригенного материала и появляются пачки красноцветных пород (глины,
песчаники, конгломераты) в пределах массива Бойко, а также гори-
зонты бокситов в основании разреза толщи Базма-Басман. Однако
общий характер переслаивания, состав пород, наличие определенного
комплекса кораллов и гастропод не оставляют сомнения, что эта толща
переслаивания аналогична развитой в пределах гор Куртлер-Богаз—
Я л пах, т. е. тоже имеет верхнетитонский возраст.
В центральной части равнинного Крыма, в районе Зуи вскрыты
скважинами красноцветные образования: конгломераты, глины, песча-
ники, реже прослои известняков непостоянной мощности (до 80—100 м).
Эта толща на основании определений остракод М. И. Мандельштамом
может быть отнесена к верхам титонского яруса и сопоставлена
с пестроцветными образованиями верхнего титона юго-западной части
горного Крыма.
Как видно, титон Юго-Западного синклинория и западной части
Восточно-Крымского синклинория (известняковые фации, частично
флиш) может быть подразделен на две части. Нижняя его часть харак-
теризуется наличием многочисленных аммонитов рода Haploceras sp.
(часть видов которых имеют широкое вертикальное распространение и
встречаются даже в верхних горизонтах верхнего титона), а также на-
личием Lithacoceras cf. ulmensis Opp., Virgatosphinctes saheraensis
Spat h., V. cf. senex (O p p.), Aulacosphinctes occultefurcatus (W a a g.),
Kossmatia richteri (Opp.), и представителей родов Ptychophylloceras,
Partschiceras, Holcophylloceras, Sowerbyceras, Protetragonites, Lytoce-
ras, отдельные виды которых характеризуют в целом весь титонский
разрез. Перечисленный комплекс аммонитов титона позволяет с некото-
рой степенью условности считать, что эта часть разреза горного Крыма
ЮРСКАЯ СИСТЕМА
155
соответствует нижнему подъярусу титона — зонам Berriasella ciliata и
Taramelliceras lithographicum западноевропейских разрезов и Индии.
В Крыму этим зонам соответствует зона Kossmatia richteri.
Верхняя часть титона горного Крыма выделяется в зону Virgato-
'sphinctes transitorius, которая, по-видимому, может быть подразделена
на ряд подзон. Собственно зональный вид встречается в нижней и сред-
ней частях верхнего титона совместно с такими характерными верхне-
титонскими (среднетитонскими по Аркеллу, 1961) аммонитами, как
Calliphylloceras kochi (Opp.), Aspidoceras cf. rogoznicensis Z i 11,
A. cf. zeuschneri Z i 11., Perisphinctes virgulatus Q u e n s t., Thysanolyto-
ceras liebigi (Opp.), Semiformiceras cf. semifortnis Opp., Virgato-
sphinctes cf. senex (Opp.). Кроме того, имеются виды более широкого
вертикального распространения, относящиеся к родам Ptychophylloce-
ras, Holcophylloceras, Sowerbyceras, Haploceras.
В верхних горизонтах титонского разреза Юго-Западного и Восточ-
но-Крымского синклинориев широко распространены аммониты: Pty-
chophylloceras calypso (Orb.), Р. semisulcatum (Orb.), Holcophylloce-
ras tauricum Ret., Euphylloceras serum (Opp.), Berriasella callisto
(Orb.), B. chaperi Pict., B. privasensis (Pict.), B. delphinensis
(Ki 1-)» B. lorioli (Zitt.), B. pontica (Ret.), Malbosiceras malbosi
(Pict.), — комплекс, характерный для зоны Virgatosphinctes transito-
rius департамента Ардеш Парижского бассейна, а также для разрезов
Шомерака и Юрских гор (подзоны Berriasella delphinensis — внизу и
Berriasella chaperi — вверху).
Во флишевой зоне синклинория восточного Крыма по комплексу
аммонитов отмечается наличие двух последних подзон, тем не менее
их объем и нижняя граница пока там не установлены.
МЕЛОВАЯ СИСТЕМА
НИЖНИЙ ОТДЕЛ
Нижнемеловым отложениям принадлежит значительная роль
в строении Крымского полуострова, при этом отложения валанжина и
нижнего готерива, тесно связанные с верхнеюрским комплексом, раз-
виты в синклинориях Главной гряды и выклиниваются в северном на-
правлении. Отложения верхнего готерива и более молодые, напротив,
широко распространены в равнинном Крыму, где залегают на большей
или меньшей глубине под покровом молодых отложений. На поверх-
ность они выходят в предгорной зоне, протягиваясь непрерывной по-
лосой от Севастополя до Феодосии. Местами они проникают и в об-
ласть Главной гряды, но залегают здесь резко несогласно на породах
различного возраста, обычно выполняя древние эрозионные ложбины.
Упоминания о меловых отложениях Крыма имеются еще у П. Пал-
ласа (1795), В. Зуева (1790), К. Таблица (1785), однако первые опи-
сания разрезов мела приводит Дюбуа де Монпере (1840—1843).
Позднее в работах Е. Эйхвальда (1840), В. Бейли (1859), Г. Д. Ро-
мановского (1867), Н. А. Головкинского (1890), А. А. Штукенберга
(1873), Р. А. Пренделя (1841) содержались сведения о нижнемеловых
образованиях Крыма, но они имели отрывочный характер. В 1877 г.
К. О. Милашевич критически пересмотрел списки нижнемеловых форм,
приводимые различными авторами, однако по-прежнему материал был
явно недостаточен для разработки обоснованной стратиграфии нижне-
меловых отложений Крыма.
Более близкое к современному подразделение меловых отложений
Крыма произвел в 1877 г. Э. Фавр, выделивший в них неоком, а также
средний и верхний отделы.
156
СТРАТИГРАФИЯ
В 1907 г. была издана монография Н. И. Каракаша «Нижнемело-
вые отложения Крыма и их фауна», а в 1910 г. В. Килиан в известной
сводке по нижнему мелу проанализировал списки форм из нижнемело-
вых отложений Крыма и указал, что комплекс аммонитов из феодосий-
ских мергелей, описанный В. Соколовым и О. Ретовским (1893) как
титонский, в действительности является нижнемеловым. Этим было
установлено наличие в Крыму нижневаланжинских (берриасовых) от-
ложений, тесно связанных с титоном.
После Великой Октябрьской социалистической революции изучением
нижнемеловых отложений занимались многие исследователи. Так,
Г. Ф. Вебер (1925) продолжала изучение нижнего мела и произвела его
детальное расчленение для восточной части Крыма. Описания нижнеме-
ловых образований производили А. С. Моисеев (1930), Г. Я. Крымгольц,.
М. В. Муратов (1937) и др. Ряд палеонтологических определений был
выполнен В. Ф. Пчелинцевым (1931), Н. С. Воронец (1938) и др.
Очень широкий размах приняли геологические исследования
в Крыму после Великой Отечественной войны, особенно в связи с по-
исками месторождений нефти и газа.
Из числа работ палеонтологического и стратиграфического харак-
тера этого времени необходимо отметить исследования М. С. Эристави,
В. В. Друщица, В. М. Цейслера и др.
В настоящее время нижнемеловые отложения вскрыты и полностью
пройдены в различных частях равнинного Крыма и полученные в ре-
зультате этого данные заставляют пересмотреть многие установив-
шиеся представления о стратиграфии нижнего мела.
Сейчас в Крыму известны отложения всех ярусов нижнего отдела
меловой системы, однако вследствие большого количества перерывов,
а также резких изменений характера осадков практически в нижнеме-
ловом разрезе удается выделить следующие толщи:
1) нижний валанжин (берриасовый горизонт), 2) средний — верх-
ний валанжин и нижний готерив, 3) верхний готерив и нижний баррем,
4) верхний баррем и апт, 5) альб.
Нижний валанжин (берриасовый горизонт)
Впервые берриасовые отложения в Крыму были установлены
В. Килианом на основании палеонтологических находок О. Ретовского*
в окрестностях Феодосии.
Здесь флиш верхнего титона вверх совершенно постепенно перехо-
дит в толщу мощностью до 80 м, состоящую из чередования слоев глин,
мергелей и характерных мелкобрекчиевидных обломочных известняков
(рис. 36). Так же, как и в нижележащем титонском флише, в ней при-
сутствуют прослои известняковых конгломератов мощностью до 1—
1,2 м. От титонского флиша толща отличается прослоями плойчатых
белых звонких мергелей, которые местами явно преобладают в разрезе.
Из слоев белых мергелей О. Ретовским описано 65 палеонтологиче-
ских форм, среди которых преобладают аммониты: Lytoceras honnorati
О г b., L. sutile О р р., Haploceras carchttheus Z е u s с h., H. cristifer
Z i t., Oppelia macrotela О p p., O. zonaria О p p., Spiticeras theodosiae
D e s h., Protacanthodiscus incompositus R e t., Berriasella callisto
(Orb.), B. subrichteri Ret., B. subchaperi Ret., B. janus Ret., Neo-
comites occitanicus (P i c t.).
M. С. Эристави приводит из этих отложений также Ptychophylloce-
ras semisulcatum Orb., Lytoceras liebigi Opp. var. pontica Ret., Hap-
loceras cf. elimatum О p p., Spiticeras cf. proteus R e t., Berriasella cf.
pontica Ret. Фауна феодосийских мергелей характеризуется наличием
МЕЛОВАЯ СИСТЕМА
157
Рис. 36. Схематические карты распространения осадочных образований
нижнего мела в Крыму. Составил Г. А. Лычагин
/—области размыва; 2 — конгломераты, глыбовые известняки, пуддинги; 3 — извест-
няки; 4 — мергели; 5 — глины с конкрециями сидеритов; 6 — алевролиты; 7—песчаники
158
СТРАТИГРАФИЯ
характерных берриасовых форм, форм общих для титона и берриаса
и, наконец, чисто титонских. Подобная картина вполне типична для бер-
риаса.
Выше описанных отложений берриасового горизонта залегают зе-
леные известковистые глины среднего и верхнего валанжина.
Полоса отложений берриаса, разбитая многочисленными сбросо-
сдвигами, протягивается к западу от г. Феодосии до района Султанов-
ки, по склону Арматлукской долины, севернее Планерского, где преоб-
ладающими породами являются белые звонкие мергели. Севернее они
обнажаются на крыльях небольшой Баракольской антиклинали, где
имеют незначительную мощность. Наконец, еще севернее отложения
нижнего валанжина известны на крыльях Старокрымской синклинали.
Здесь они представлены глинами и серыми мергелями с прослоями из-
вестняков.
Между с. Грушевка и Караби-яйлой нижневаланжинские отложе-
ния также связаны постепенным переходом с верхним титоном и сла-
гают осевую часть Восточно-Крымского синклинория. Мощность их
там доходит до нескольких сотен метров.
В районе с. Грушевка (бассейн Сухого Индола) нцжний валанжин
представлен серыми мергелями с прослоями песчанистых известняков.
В Куртинской балке (бассейн Мокрого Индола) отложения ниж-
него валанжина имеют флишевый характер и представлены чередова-
нием обломочных известняков, темно-серых аргиллитов, грубозерни-
стых песчаников, песчанистых глинистых известняков. Встречаются про-
слои сидеритов. В основании ритмов залегают пласты обломочного
известняка мощностью до 0,5—2,5 м. С подстилающим флишем титона
описываемая толща связана постепенным переходом. Граница между
ними условно проводится по пласту обломочного известняка, выше ко-
торого встречены берриасовые формы: Berriasella subrichteri Ret.,
В. cf. callisto О г b., В. incomposita Ret.
Мощность флишевой толщи нижнего валанжина в Куртинской
балке достигает нескольких сотен метров. Выше залегает преимущест-
венно глинистая толща среднего и верхнего валанжина.
Западнее, в бассейне р. Малая Карасу, берриасовые отложения
представлены зеленовато-серыми аргиллитоподобными глинами с часты-
ми прослоями сидеритов и тонко- и среднезернистых песчаников с рас-
тительными остатками. Количество и мощность прослоев песчаников
вверх по разрезу уменьшается. В этих отложениях найдены: Berria-
sella subrichteri R е t., Punctaptichus punctatus V о 11 z., Duvalia sp.
Максимальная мощность их до 500 м.
Хорошие разрезы берриасовых отложений имеются в бассейне
р. Танас, в районе сел Алексеевка, Поворотное, Красноселовка. Здесь
выделяются две толщи: нижняя — флишевая и верхняя — глинистая.
Первая, связанная постепенным переходом с верхнетитонским флишем,
достигает 120 м мощности и представлена ритмичным чередованием
обломочных известняков и темно-серых глин. Встречаются прослои
сидеритов. Известняки состоят из окатанных и полуокатанных облом-
ков известняков и обломков аргиллитов, сцементированных микрозер-
нистым кальцитом. Присутствуют обломки раковин пелеципод. ,
Вышележащая глинистая толща сложена алевритовыми и алеври-
тистыми глинами темно-серого цвета с прослоями и конкрециями гли-
нистых сидеритов. Мощность глинистой толщи достигает 180 м.
Описанные отложения охарактеризованы фауной, типичной для
берриасового горизонта: Berriasella subrichteri Ret., В. delphinensis
К i Г, В. incomposita R е t., Punctaptichus punctatus V о 11 z.
МЕЛОВАЯ СИСТЕМА
159*
Существенно меняются фации валанжинских отложений в средней
части северного склона Главной гряды, между меридианом Белогорска
и долиной Салгира. Здесь, в верховьях рек Бештерек, Бурульча и Зуя
на известняках верхнего титона, слагающих пологий склон Долгору-
ковской яйлы, отделяясь от них отчетливой границей, залегают глины,
переслаивающиеся с алевролитами, глауконитовыми песчаниками или
песчанистыми известняками. Мощность толщи колеблется в пределах.
40—60 м. В этих отложениях заключена многочисленная фауна, позво-
ляющая относить их к нижнему валанжину: Daltnasiceras punctatum-
D j а п е 1., Euthymiceras euthymi Pict., Protetragonites sp., Duvalia
laid В 1., Veniella weberi M о r d v., Yntegricardium deshayesi L о г.,
У. orbignyana Orb., Neithea valangiensis Pict, et Camp., Anatina
agassizii О r b., Gaudryina chettabaensis S i g a 1., Lenticulina guttata
Dam.
В восточной части этого района в долине Сары-Су, кроме того,
были встречены: Subthurmanniceras ex gr. boissieri Pict., Euphyllo-
ceras serum (Opp.), Macrophylloceras ptychostoma Ben., Haploceras
elimatum О p p., Negreliceras subnegreli D j a n. и многие другие формы.
Выше залегают мергелистые породы среднего и верхнего валанжина.
К западу от долины Малого Салгира, вплоть до долины р. Качи,
т. е. почти на всем протяжении северного крыла Качинского поднятия,
валанжинские отложения в основании нижнемеловых отложений отсут-
ствуют. Вновь они появляются лишь на водоразделе между долинами
Качи и Бельбека. Здесь, как и далее в долине р. Бельбек, к нижнему
валанжину относятся залегающие на таврической серии рыхлые кон-
гломераты, вверх переходящие в песчаники. Конгломераты состоят из
галек кварца, песчаников, алевролитов и известняков и часто содержат
линзы охристых глин и зеленых песчаников. Вышележащие песчани-
ки — известковистые, полимиктовые. В песчаниках Н. С. Эристави най-
дены: Spiticeras polytroptychum U h !., Negreliceras aff. negreli Math.,
Daltnasiceras dcilmasi Pict. Мощность берриасового горизонта здесь
непостоянная и колеблется от нескольких до 80 м и более.
Тот же характер имеют нижневаланжинские отложения западнее^
долины р. Бельбек в районе сел Путиловка и Богатое Ущелье.
Западнее валанжинские отложения развиты на водоразделе между
бассейном р. Бельбек и р. Черной (горы Хлама, Орбока, Мачу), па
склоне Чернореченского каньона (овраг Монастер, Кучкинский ручей)
и затем в районе Балаклавы.
Отложения берриаса известны по Кучкинскому ручью и в районе
с. Кучки. Здесь они представлены буроватыми песчанистыми известня-
ками и известковистыми песчаниками с прослоями глин. Здесь найдены:
Berriasella subrichteri R е t., Protetragonites sp. ex gr. tauricus К u 1-,
V о r., Exogyra subsinuata Leu m., Terebratula montoniana О r b.„
T. solla Sow. и др.
В окрестностях Балаклавы нижневаланжинские отложения, зале-
гающие на размытой поверхности титонских известняков, представлены
зеленоватыми и желтовато-серыми глинистыми песчаниками, в которых
собраны: Yntegricardium deshayesi L о г., Lima nicoleti Pict, et
Camp., Camptonectes crassitesta Roe m., Pinna robinaldi О г b.,
Aucellina cf. crassicolis Keys., A. crassicolis Keys. var. psylerachen-
sis Bor. ' »
К югу от описанной полосы, в области Главной гряды, нижнемело-
вые, главным образом валанжинские отложения развиты в районе'
Байдарской и Варнаутской котловин. Но вследствие сильной фациаль-
ной изменчивости отложений и сложной тектоники этого участка изу-
чены нижнемеловые отложения там недостаточно.
160
СТРАТИГРАФИЯ
Берриасовые отложения известны на северном борту Байдарской
котловины, в районе с. Передовое, в овраге Биюк-Узень, в урочище
Ай--Димитр, на вершинах водораздельного хребта между Байдарской
котловиной и бассейном р. Бельбек (рис. 37). Представлены они там
голубовато-серыми неслоистыми мергелистыми глинами, включающими
разнообразные по размеру и форме желваки известняков, очевидно,
имеющих водорослевое происхождение. В основании толщи местами
присутствуют прослои песчаников и рыхлых алевролитов, для которых
весьма характерно присутствие многочисленных губок. Залегает этот
губковый горизонт на отложениях титона согласно, но переход одних
отложений в другие достаточно отчетлив, особенно там, где на кон-
такте присутствуют прослои кварцевых гравелитов.
Фаунистически губковый горизонт охарактеризован достаточно
полно. Так, А. А. Борисяк (1901), впервые описавший эти отложения
в районе с. Передовое (б. Уркуста), приводит следующие формы:
Hoplites subchaperi R е t., Н. incompositus R e t., H. cf. carpactus О p p.,
H. cf. progenitor., Lytoceras liebigi Lieb., Phylloceras semisulcatum
Orb.
Г. Ф. Вебер из этих отложений дополнительно приводит: Thur-
manniceras boissieri Pict., Th. boissieri var. smilensis R о m., Berria-
sella privasensis Pict., B. subrichteri Ret., Spiticeras negreli Math.,
Sp. theodosiae R e t., Phylloceras calypso О г b., Ph. serum О p p., Ph.
semisulcatum О г b., Duvalia lata В 1 a i n w., D. conica В 1 a i n w.
Отложения берриаса известны также в западной части Байдарской
котловины у подножья горы Сомналых, где развиты глыбовые гори-
зонты бурых и пестрых известняков с прослоями и примазками зелено-
ватых глин. Отсюда известны находки Thurmanniceras boissieri Pict.,
Phylloceras calypso Orb. и др.
По-видимому, нижневаланжинские отложения присутствуют также
в южной части Байдарской котловины (с. Павловка), в Варнаутской
котловине и в ущелье Сухая речка, где развиты подобные же глины,
с глыбами известняков и глыбовые известняки. Однако это не под-
тверждено палеонтологическими находками.
Необходимо отметить, что некоторые исследователи (Лысенко,
1964) считают, что часть красноватых известняков, широко развитых
в этой части Главного хребта, являются не титонскими, а валанжин-
скими. К нижнему мелу их относил еще К. К. Фохт (1905, 1911), однако
после работ А. С. Моисеева (1930) их стали относить к кимеридж-ти-
тону или титону.
Наконец, не исключено, что нижневаланжинские отложения при-
сутствуют среди карбонатно-песчанистых толщ Главной гряды в более
восточных частях Юго-Западного синклинория, в частности, в верховьях
р. Коккозки, в бассейне Большого каньона, в районе сел Счастливое
(долина Бельбека) и Ключевое. Стратиграфия этих райсудов изучена
недостаточно.
Средний — верхний валанжин и нижний готерив
Отложения среднего — верхнего валанжина и нижнего готерива
•связаны с берриасом постепенным переходом и распространены в тех
же, что и он, районах. Распределение глубоководных и мелководных
фаций имеет примерно тот же характер.
В зоне восточного погружения Крымских гор, в окрестностях Фео-
досии, выше мергелей берриаса залегают зеленоватые известковистые
глины с редкими сидеритовыми и иногда баритовыми конкрециями, со-
держащие немногочисленные ископаемые. В нижних горизонтах этих
МЕЛОВАЯ СИСТЕМА
161
глин встречены: Conobelus conicus В 1., Duvalia lata В 1., Phylloceras
serum О p p., Thurmanniceras thurmanni Pict, et Camp., Larnel-
laptychus didayi С о q., L. seranosis С о q., а верхних — Duvalia dila-
tata В1., Pseudobelus bipartitus Blain., Lamellaptychus angulicosta-
tus Pict, et Lor. Мощность глинистой толщи достигает 100 м.
Такие же глины развиты к западу от Феодосии в Арматлукской
долине, на крыльях Баракольской антиклинали и в балке Янтык
южнее пос. Старый Крым. В нижних горизонтах толщи здесь встреча-
ются прослои грубозернистых песчаников, а в верхних — прослои изве-
стняков. В низах толщи встречаются: Lamellaptychus didayi С о q.,
L. seranosis С о q., а в верхах — L. anguticostatus Lor. и Peregrinella
multicarinata Lam.
Приведенная фауна свидетельствует о валанжинском возрасте
толщи известковистых глин. Вместе с тем присутствие Lamellaptychus
anguticostatus и Peregrinella multicarinata говорит о том, что верхи
глинистой толщи имеют нижнеготеривский возраст. Выше описанных
глин в зоне восточного погружения Крымских гор залегают непосред-
ственно баррем-аптские отложения.
Валанжин-готеривские отложения известны также на крыльях Ста-
рокрымской синклинали. Здесь они имеют более мелководный характер
и представлены глинами с прослоями песчаников и известняков с об-
ломками иглокожих. На отложениях титона и нижнего валанжина эти
отложения залегают с размывом.
К западу от меридиана г. Старый Крым и вплоть до Караби-яйлы
средне- и верхневаланжинские отложения развиты в осевой части
Восточно-Крымского синклинория, причем местами они достигают
очень большой мощности. .На нижневаланжинских отложениях они за-
легают согласно, но в западной части описываемого района отделя-
ются от них слоем валунного конгломерата; перекрываются — несоглас-
но залегающими на северном крыле синклинория конгломератами верх-
него готерива, которыми в Крыму начинается новый осадочный ком-
плекс.
В бассейне Сухого Индола описываемые отложения представлены
глинами с прослоями песчаников, обломочных известняков и сидери-
тов, мощность их там 170 м.
В бассейнах Малого Карасу и Танаса отложения среднего и верх-
него валанжина и нижнего готерива достигают мощности нескольких
сотен метров. Характерной особенностью отложений этого района
является присутствие в глинистой толще нескольких горизонтов валун-
ных конгломератов разной мощности, местами целиком состоящих из
очень крупных (до 5—8 м в поперечнике) глыб титонских известняков.
Наиболее выдержаны два глыбовых горизонта: нижний залегает
в основании толщи, отделяя ее от отложений берриаса, по верхнему
условно проводится граница между валанжином и готеривом.
Глины, слагающие описываемую толщу, зеленовато-серые, обычно
песчанистые, содержат прослои песчаников и сидерита. Горизонты кон-
гломератов обычно начинаются песчаниками или конгломератами, со-
стоящими из разнообразной гальки. Выше залегают глыбы и валуны
известняков. Мощность глыбовых горизонтов очень непостоянна, но
местами достигает 40—50 м и более.
В восточном направлении наблюдается расчленение глыбовых
горизонтов и их постепенное выклинивание. В западном направлении
вблизи известнякового массива Караби-яйлы, напротив, глыбовые гори-
зонты объединяются в мощные глыбовые навалы (гора Медием).
Нижние горизонты толщи содержат валанжинскую фауну: Lamel-
laptychus seranosis С о q., Nucula lineata (S о w.); в верхних горизон-
П Зак. 911
162
СТРАТИГРАФИЯ
тах встречается Lamellaptychus angulicostatus L о г., что свидетель-
ствует о готеривском возрасте верхней части толщи.
- В осевой части Восточно-Крымского синклинория мощности валан-
жин-готеривских отложений составляют 800—1000 м, в северном направ-
лении они очень быстро уменьшаются, и на северном борту, намечен-
ном выступами титонских известняков (гора Баши, район сел Дозорное
и Богатое), эти отложения полностью выклиниваются.
Еще западнее на участке северного склона Главной гряды, в вер-
ховьях рек Бештерек, Бурульча и Зуя (предгорья Долгоруковской
яйлы) валанжинские отложения представлены мелководными фация-
ми. Здесь выше глауконитовых песчаников берриаса залегает песчани-
стый мергель (15 м), переходящий выше в известняк. В мергелях встре-
чаются многочисленные брахиоподы, иглы морских ежей, губки, мор-
ские лилии. Среди них определены: Terebratulina arguinensis Mo is.,
T. jailensis M о i s., Zeilleria walkeri D a w., Suiaella weberi M о i s. Эти
местные виды брахиопод в долине Сары-Су встречаются совместно со
средневаланжинскими аммонитами: Rilianella roubaudiana О г b., Thur-
manniceras thurmani Pict., что свидетельствует о средневаланжинском
возрасте мергелей.
Выше залегают светло-серые и желтоватые известняки (35—40 м)
с крупными колониями шестилучевых кораллов, банками рудистов и
другой фауной. Отсюда определены гастроподы: Nerinea upensis
V о g d t., Ptygmatis tonga Peel., Polyptyxis airigulensis V о g d t. и
рудисты; Heteradiceras luci (Defr.), H. latum Peel., Megadiceras
koinautense Peel.
Фауна и стратиграфическое положение позволяют отнести эти из-
вестняки к верхнему валанжину и, возможно, нижнему готериву.
На размытой поверхности валанжинских отложений в описываемом
районе залегают песчаники и конгломераты верхнего готерива, под
которыми, как показало бурение, валанжинские и титонские отложения
в северном направлении выклиниваются.
Между долиной Малого Салгира и долиной Качи, т. е. почти на
всем протяжении северного крыла Качинского поднятия, валанжинские
отложения в основании Предгорных гряд отсутствуют. Они появляются
на водоразделе рек Кача и Бельбек (у с. Высокое), откуда протягива-
ются в долину Бельбека южнее пос. Куйбышево и далее к селам Пути-
ловка и Богатое Ущелье.
В этом районе песчаники, содержащие формы нижнего валанжина,
вверх переходят в толщу среднего и верхнего валанжина. Граница
между обеими толщами проходит внутри буроватых песчаников.
Вверх по разрезу песчаники сменяются коричневатыми органогенно-
обломочными и оолитовыми известняками мощностью до 40 ж, выше
которых залегают светло-серые брекчиевидные известняки мощностью
10—15 м. На размытой поверхности последних залегают кварцевые
конгломераты верхнего готерива.
Возраст известняков ранее считался готеривским и барремским.
В настоящее время установлено, что песчаники и вышележащие извест-
няки относятся к среднему и верхнему валанжину и, возможно, к ниж-
нему готериву. Из них определены: Rhynchonelta agassizii О г b., Lopha
rectangularis Roe гл., Rectithyris moisseevi Weber.
Из долины p. Бельбек валанжинские отложения протягиваются
в район Чернореченского каньона, где они хорошо обнажены в овраге
Монастер и по Кучкинскому ручью. Выше песчаников нижнего валан-
жина там залегают песчанистые глины, которые постепенно сменяются
МЕЛОВАЯ СИСТЕМА
163
рыхлыми полимиктовыми песчаниками с прослоями плотных песчани-
ков и серых глин. В них встречаются обломки Pseudobelus bipartitus
Blain. Мощность этой пачки до 30 м. Выше залегают органогенно-
обломочные известняки, вверх по разрезу сменяющиеся красноватыми
известняками. Мощность пачки 60—70 м. Еще выше залегают белые
известняки с прослоями устричников мощностью 30—40 м.
Те же верхневаланжинские известняки, местами подстилаемые
песчаниками, слагают горы Хлама, Орбока, Мачу и другие вершины,
венчающие водораздел между Байдарской и Бельбекской долинами.
В известняках этого района содержатся Protocardia cf. sphaeroidea
Т о г b е s., Psamobia aff. valangiensis Pict, et Camp., Veniella cf.
weberi Mordw., Integricardium sp., а в песчаниках—Garivalangien-
sis Pict, et Camp., Lima dubisiensis Pict, et Camp.
К западу от с. Кучки валанжин-готеривские отложения скрыты
под трансгрессивно залегающими аптскими и альбскими отложениями;
вновь они выходят на поверхность в окрестностях Балаклавы, где пред-
ставлены глинами (район кирпичного завода, урочище Кефало-Вриси,
Васильевская балка).
Наконец, валанжин-готеривские отложения широко развиты в Бай-
дарской, Варнаутской и других котловинах в крайней западной части
Главного хребта. Здесь развиты глинистые отложения, часто имеющие
флишоидный характер. Они представлены зеленовато-серыми глинами
с прослоями брекчиевидных известняков, сидеритов и реже песчани-
ков. Мощность и количество прослоев возрастают вблизи массивов
верхнеюрских известняков.
Залегают описываемые отложения на отложениях берриаса, но
часто трансгрессивно переходят на размытую поверхность верхнеюр-
ских известняков. Мощность глинистой толщи местами достигает не-
скольких сотен метров. М. С. Эристави указывает из нее следующие
формы: Pseudobelus bipartitus В 1., Lamellaptychus didayi С о q., Neo-
comites neocomiensis О r b., Thurmanniceras thurmanni P i c t. et C a m p.,
Kilianella roubaudiana О г b., Plegiocidaris biassalensis V e b., P. punc-
tata Roe m., Cidaris cf. nirsuta M а г с о v., Dorocidaris pyrenaica Cot.
Эта фауна характерна для среднего и верхнего валанжина. Однако
верхи глинистой толщи имеют готеривский возраст, на что указывают
частые находки Lamellaptychus angulicostatus Lor.
В равнинном Крыму, как показало глубокое бурение, отложения
среднего—верхнего валанжина и нижнего готерива отсутствуют. Может
быть, здесь им, как и титону, отвечают красноцветы, местами присут-
ствующие в основании готерив-барремских отложений.
Верхний готерив и нижний баррем
Верхний готерив и нижний баррем широко распространены в рав-
нинной части Крыма, ими начинается разрез осадочного чехла плат-
форменной части Крымского полуострова. Залегают готерив-баррем-
ские отложения на дислоцированных и в той или иной степени мета-
морфизованных породах складчатого основания.
На поверхность описываемые отложения выходят в предгорной
зоне, залегая там резко несогласно на абрадированных породах самого
различного возраста от валанжина до триаса и будут представлены
крайне мелководными, частью несомненно прибрежными образова-
ниями.
11*
164
СТРАТИГРАФИЯ
Наиболее характерным комплексом пород готерив-барремские от-
ложения представлены в центральной части предгорий и там же наи-
болёе полно выяснены их соотношения с подстилающими и перекры-
вающими отложениями.
Так, в районе между долинами рек Малый Салгир (на западе) и
Сары-Су (на востоке) на размытой поверхности титонских известняков
залегает своеобразная толща преимущественно песчанистых пород,
известная в настоящее время под названием мазанской свиты. Наи-
лучшие разрезы нижней части толщи имеются в долине р. Бештерек
между селами Соловьевка и Мазанка.
Начинается разрез слоем конгломерата, залегающего на размытой поверхности
верхневаланжинских известняков. Выше следует мощная толща уплотненных тонко-
зернистых глинистых песков с несколько ритмично повторяющимися горизонтами
своеобразных конгломератов. Каждый горизонт начинается валунным конгломератом,
залегающим на размытой поверхности песков. Вверх размер галек быстро умень-
шается. Еще выше располагаются небольшие рифы известняков и далее вновь сле-
дуют уплотненные глинистые пески, подобные залегающим в основании валунного
конгломерата. Рифы иногда отсутствуют, и в таких случаях мелкогалечные конгло-
мераты непосредственно перекрываются песками. Мощность конгломератовых гори-
зонтов невелика, но «ни хорошо прослеживаются в рельефе.
Более высокие горизонты описываемой толщи сложены песками, некоторые из
них разрабатываются карьерами в районе с. Мазанка. В карьерах вскрыта толща
песков до 10—12 м мощностью. Пески кварцевые мелко- и среднезернистые, но с лин-
зами и прослоями грубого песка и кварцевого гравия. В толще резко выражена
диагональная слоистость, частью, возможно, эолового происхождения, наблюдаются
местные перерывы и отдельные линзы белой и красной глины — остатки временных
небольших озер.
Пески развиты на большой площади, в частности в районе пос. Зуя. Здесь пески
более грубозернисты; в их толще изредка встречаются окаменелые стволы деревьев.
Венчается описываемая толща небольшим слоем желтоватых зоогеновых изве-
стняков, которые, однако, сохранились от размыва только на отдельных участках.
В известняках содержится многочисленная фауна.
Примерно по линии шоссе Симферополь—Зуя и далее севернее Зуи
и с. Цветочное размытая поверхность песков мазанской свиты пере-
крыта нуммулитовыми известняками эоцена, но местами, в частности
в районе Зуи, Цветочного и Грушевки, сохранились аптские и альбские
глины, залегающие ингрессивно в древних, предаптских эрозионных
ложбинах, промытых в породах мазанской свиты.
Профильным бурением в районе селений Мазанка, Скворцово, Зуя
и севернее породы мазанской свиты прослежены на большой площади
под эоценовыми и сарматскими образованиями. При этом установлено,
что валанжинские и титонские отложения в северном направлении
быстро выклиниваются, вследствие чего мазанская толща, залегающая
на юге на валанжине, севернее залегает на средней юре, а затем на
палеозойских породах. Сложена эта толща тем же комплексом пород:
галечниками, песками, углистыми глинами, а в основании и красно-
цветами.
Мощность описываемого комплекса достигает 200—250 м, а в се-
веро-восточном направлении увеличивается до 300—350 м.
Возраст мазанской свиты устанавливается по содержащейся в ней
фауне и по стратиграфическому положению. В. В. Друщиц и Б. Т. Янин
(1959) из нижних горизонтов толщи приводят: Pterotrigonia caudata
(Ag.), Rutitrigonia longa (Ag.), Opts neocomiensis Orb., Ptychomya
robinaldina О rb., Perna ricordeana О г b., Camptonectes cottaldi (О г b.).
Из средней части толщи определены: Nerinella dupiniana Orb.,
Tylostoma rachatianum Orb., Natica cossmani Peel., Protocandia
sphaeroidea Forb., P. anglica Woods., Camptonectes cottaldinus
(Orb.), Lima carteroniana Orb., Funginella intumescens T r d., Lyti-
coceras amblygonium N e u m. et Uhl.
МЕЛОВАЯ СИСТЕМА
165
Приведенная фауна свидетельствует о готеривском возрасте боль-
шей части мазанской свиты. Учитывая же то обстоятельство, что мазан-
ская свита залегает с размывом на валанжинских отложениях и пред-
ставляет собой совершенно другой комплекс осадков, по сравнению
с валанжином и нижним готеривом, необходимо прийти к заключению,
что мазанская свита не включает низких зон готеривского яруса.
Что же касается известняков, венчающих толщу, то многочислен-
ная включенная в них фауна свидетельствует об их нижнебарремском
возрасте.
В. В. Друщиц и Б. Т. Янин из этих известняков приводят: Phyllo-
pachyceras infundibulum О г b., Ph. eichwaldi К а г a k., Emericiceras
emeriti L ev., Terebratula moutoniana Orb., T. rittoni Meyer., Belbe-
kella multiformis Roem., Lacunosella moutoniana Orb.
К востоку и к западу от центрального участка предгорий характер
готерив-барремских отложений несколько изменяется, причем на
востоке (Белогорск—Феодосия) резко меняются фации отложений,
а к западу (долины Салгира и Альмы) сильно уменьшается их мощ-
ность за счет резкого сокращения или полного выклинивания нижней
песчаной части толщи.
В долинах Малого Салгира, Салгира, Альмы и Бодрака, т. е. почти
на всем протяжении северного крыла Качинского поднятия, описывае-
мые отложения залегают на абрадированной поверхности дислоциро-
ванных пород триаса, лейаса и средней юры и имеют крайне незначи-
тельную мощность, местами не превышающую 1—2 м (окрестности
Симферополя). В таких случаях весь разрез представлен только слоем
желтовато-бурого нижнебарремского известняка с железистыми ооли-
тами и многочисленными окаменелостями.
В тех же районах, где мощность отложений несколько увеличива-
ется (с. Прохладное, горы Шелудивая и Длинная близ долины Бод-
рака), разрез начинается тонким слоем микроконгломерата, выше кото-
рого залегают очень рыхлые, слегка известковистые, косослоистые
песчаники. Выше залегают плотные желтовато-бурые песчанистые из-
вестняки с богатой фауной. Песчаники относятся к готериву и содер-
жат: Pecten cottaldi О г b., Cymatoceras neocomiense О г b., Criocerati-
tes cf. duvali Lev. Известняки содержат богатую фауну, позволяющую
относить их к нижнему баррему: Salfeldiella milaschewitchi К а г.,
Hamulina aff. subcincta U h 1., Haploceras grassianum О r b., Barremites
difficilis О r b., B. tennicinctus S а г. и др.
В долине Качи мощность описываемого комплекса снова возра-
стает до 60—80 м за счет нижней песчанистой части толщи, вследствие
чего он приобретает сходство с типичными разрезами с. Мазанка.
Наилучшие обнажения, неоднократно описанные, находятся у сел. Верх-
нереченское (гора Резаная). Разрез начинается трехметровой пачкой
известковистых плотных песчаников с гальками кварца, из которых
М. С. Эристави (1957) приводит: Neithea atava Roem., Exogyra sub-
sinuata Ley m., Asteria psilostoma N. et Uh 1., Leopoldia leopoldina
О г b., L. biassalensis К a r.
Выше залегают серовато-желтые глауконитовые среднезернистые
песчаники большей частью рыхлые, чередующиеся с прослоями в 0,1—
0,2 м более плотных желтых песчаников. Местами в песчаниках встре-
чаются оолитовые зерна. Мощность пачки 40 м. В нижней и средней
части толщи встречаются: Neithea atava R о ё m., Exogyra subsinuata
L е у m., Trigonia carinata A g a s s., Alectryonia rectangylanis R о ё m.,
Acanthodiscus cf. vacek N. et Uh 1., Neocomites cf. pronecostatus
Felix., Terebratula acuta Q u e n s t., Pseudodiadema burqueti L о r.,
Discoidea karakaschi Reung., Holectypus macropygus D e s., H. sinzowi
166
СТРАТИГРАФИЯ
Lor., Рута pyguea Des., Toxaster retusus Lam. В верхней части
толщи найдены: Pseudomelania cf. jaccardi Pict., Lytoceras liebigi
Op.p., Crioceratites duvali Lev. (определения M. С. Эристави).
Приведенная фауна свидетельствует о готеривском возрасте песча-
ников. Однако, как уже отмечалось ранее, здесь, вероятно, отсутствуют
слои, отвечающие нижней зоне нижнего готерива, чему не должно про-
тиворечить присутствие такой формы, как Leopoldia leopoldi, которую
часть исследователей (В. П. Ренгартен) не включают в нижнюю зону
готерива.
Выше залегает трехметровая толща желтовато- и красновато-бурых
брекчиевидных, местами оолитовых известняков с очень богатой фау-
ной. Несмотря на незначительную мощность всей пачки, М. С. Эристави
находит возможным разделить ее на три части.
В нижней части найдены: Neithea atava Roem., Phyllopachyceras
infundibulum О г b., Ph. eichwaldi К a r., Euphylloceras ponticuli
Rou s s., Lytoceras subsequens К a r., L. phestus Math., Prototetrago-
nites crebrisulcatus U h 1., Pr. anctus T r., Barremites difficilis О г b.,
Pseudohaploceras tauricum К a r., Pseudothurmannia aff. angulicostata
О г b., Crioceratites duvali L e w., Rhynchonella moutoniana О г b., Rh.
eichwaldi К а г., T er eb ratula moutoniana Orb.
Средняя часть содержит: Phyllopachyceras infundibulum О г b., Ph.
prendeli К a r., Salfeldiella aff. paquieri S a у n., Lytoceras vogti К a r.,
Barremites difficilis О г b., В. tenricinctun S a r. et Schon., B. falloti
К i L, B. charrieri О г b., Pseudohaploceras uhligi Hang., Astieria ele-
gans К a r., Holcodiscus perezi О г b., H. caillandi О г b., H. cf. gastaldi
О г b., H. nicklesi К а г., H. cf. nodosus К a r., H. (Spitidiscus) aff. lorioli
Kil., H. (Spit.) seunesi KiL, Rhynchonella moutoniana Orb., Zeilleria
tamarindus Sow., Aulacothyris jacobi Kil. и др. Фауна нижнего и
среднего слоев свидетельствует о их нижнебарремском возрасте.
В верхнем слое содержатся только формы, распространенные во
всем барреме: Barremites difficilis О г Ь., В. cf. parandieriforme К i 1.,
Lytoceras subsegens К a г., Lyt. eichwaldii К a г., Prototetragonites
crebrisulcatus U h 1., Pseudohaploceras tauricum К a r. var. karakaschi
var. nov.
Поверхность известняков несет следы выветривания; выше зале-
гают аптские глины.
К западу от долины Качи у сел Высокое и Пещерное, в бассейне
Бельбека вплоть до с. Богатое Ущелье отложения готерива залегают
на валанжине, отделяясь от него поверхностью размыва. Нижняя
пачка сложена кварцевыми мелкогалечными конгломератами с линза-
ми косослоистых зеленовато-серых, часто охристых грубозернистых
песчаников. Местами конгломераты ожелезнены. Мощность конгломе-
ратов весьма изменчива. Верхняя пачка распространена на водораз-
деле Качи и Бельбека (район с. Пещерное). Ее слагают бурые квар-
цевые гравелиты с железистыми оолитами мощностью 3—5 м. Выше
залегают мелкозернистые полимиктовые песчаники, в толще которых
чередуются плотные и рыхлые разности. Мощность ее достигает 50—
'60 м. В песчаниках содержатся формы, общие с фауной готеривских
песчаников долины р. Качи: Leopoldia cf. leopoldi О г b., Xenocheilus
ulixis S h i m., Neollissoceras grassi О г b. и др.
Западнее с. Богатое Ущелье, в районе Чернореченского каньона и
Балаклавы, описываемые отложения не известны, что, по-видимому,
объясняется резко трансгрессивным залеганием в этом районе альба.
Не исключено их присутствие на отдельных участках, в частности
в овраге Монастер и на горе Мачу, где имеются песчанистые извест-
няки с прослоями косослоистых песчаников.
МЕЛОВАЯ СИСТЕМА
167
В восточном Крыму восточнее сел Цветочное, Ароматное и Гру-
шевка мощность готерив-барремских отложений (мазанской свиты)
резко уменьшается и у с. Грушевка они выклиниваются. Далее вплоть
до долины Большой Карасу с титонскими известняками Караби-яйлы
непосредственно соприкасаются глины верхнего баррема—апта. Однако
в долине Большой Карасу вновь появляются готерив-барремские отло-
жения, полоса которых, пересекая долины Танаса, Малой Карасу и
Индола, протягивается до Старого Крыма и далее прослеживается
почти до Феодосии (с. Акмелез или Ключевое).
На этом протяжении отложения готерив-баррема представлены
конгломератами изменчивой мощности, залегающими на валанжинских
глинах или на выступающих среди последних титонских известняках.
Детальным картированием выяснено, что здесь имеется два горизонта
конгломератов, разделенных песчано-глинистой толщей. К верхнему
готериву и нижнему баррему относится нижний горизонт конгломера-
тов и песчано-глинистая толща.
Наилучшие обнажения нижнего горизонта конгломератов имеются
в долине р. Танас. Общая мощность горизонта здесь достигает 225 м.
В целом это сплошная толща конгломератов, только в средней части
разреза выделяется пачка, состоящая из переслаивания конгломератов
и песчаников с подчиненными прослоями глин. Конгломераты состоят
в основном из мелкой хорошо окатанной кварцевой гальки, сцементи-
рованной песчано-известковистым цементом. Реже встречаются более
крупные гальки разнообразных песчаников, происходящих в основном
из таврической серии и среднеюрских отложений. В общей мелкогалеч-
ной массе конгломератов впаяны отдельные валуны и глыбы различных
пород, часто достигающие в диаметре десятка метров. Наиболее
характерны остроугольные глыбы метаморфизованных кварцитовидных
кварцево-полевошпатовых песчаников, пронизанных кварцевыми жила-
ми. Присутствуют также глыбы кристаллических сланцев серицито-
кварцевых и хлорито-серицитовых и изверженных пород, в глыбах и
гальках встречаются диориты, порфириты и редко граниты. Особенно
часто встречаются валуны и глыбы титонских известняков. В толще
конгломератов встречаются линзы песчаников с углистыми прослоями
и кусками ожелезненной древесины, а также прослои глин.
Залегающая выше конгломератов песчано-глинистая толща в бас-
сейне Танаса имеет мощность 120—125 м. Она состоит из частого пере-
слаивания песчаников, песков и глин. Встречаются прослои гравелитов
и конгломератов. Обычны углистые остатки.
Восточнее, в бассейне р. Малой Карасу, описываемые отложения
сохраняют тот же характер, однако мощность нижнего конгломерато-
вого горизонта в долине р. Малой Карасу уменьшается до 150 м,
а еще восточнее, в районе с. Земляничное, он выклинивается, очевидно,
замещаясь глинами.
Вышележащая песчано-глинистая толща в этом районе сложена
желтовато-серыми и серыми песчанистыми глинами с многочисленными
прослоями тонкозернистых слоистых песчаников, на плоскостях наслое-
ния которых присутствуют многочисленные растительные остатки.
Встречаются прослои мелкогалечных конгломератов, а также охристо-
желтых сидеритов. Мощность толщи достигает 270—290 м.
В бассейне Мокрого и Сухого Индолов толща готерив-барремских
отложений также разделяется на нижний конгломератовый горизонт
и верхний песчано-глинистый. Конгломераты имеют сравнительно не-
большую мощность, но прослеживаются непрерывно до горы Агармыш,
где упираются в известняки титона. Конгломераты залегают с размы-
168
СТРАТИГРАФИЯ
вом либо на отложениях валанжина, либо титона. Толща имеет тот же
характер, что и в более западных районах.
Слои конгломерата чередуются с линзами косослоистых песчани-
ков и местами — песков. Песчано-глинистая толща представляет собой
переслаивание зеленовато-серых глин, полимиктовых песчаников и
слюдисто-кварцевых алевролитов. Мощность описанных отложений
в бассейне Индола колеблется от 200 до 400 м.
Наиболее восточные выходы конгломератов и песчаников готерив-
баррема известны на крыльях Старокрымской синклинали и затем
в балке Янтык, откуда они протягиваются до с. Ключевое. В окрест-
ностях Феодосии они отсутствуют, и здесь на отложениях валанжина
непосредственно залегают аптские глины. Возраст охарактеризованных
отложений устанавливается по их стратиграфическому положению и
немногочисленным палеонтологическим находкам.
Г. Ф. Вебер (1934) конгломераты, развитые по р. Танас, относила
к баррему, поскольку они залегают на глинах с Aptychus angulicosta-
tus и перекрываются глинами аптского яруса. Кроме того, она указала
на находки Mesohibolites в глинистых прослоях в конгломератах и
Ostrea poliphema С о q. в цементе конгломератов.
В. В. Друщиц (1960) также относит конгломераты р. Танас к бар-
рему, основываясь на находках Mesohibolites uhligi Schweltz. и
Trigonia subdaedalea Renng. В то же время конгломераты района
Тополевки (бассейн р. Индол) названные авторы считают готерив-
скими, так как в глинах, залегающих выше конгломератов, встречаются
Lamellaptychus angulicostatus. Следует отметить, что указанным иссле-
дователям не было известно о наличии двух горизонтов конгломератов.
По-видимому, барремские ископаемые найдены в верхнем гори-
зонте конгломератов и, может быть, в промежуточной песчано-глини-
стой толще. Нижний же горизонт, несомненно, имеет верхнеготерив-
ский возраст. Залегает этот горизонт конгломератов на валанжинских
глинах, в самых верхних горизонтах которых встречаются уже готе-
ривские формы. В нижних горизонтах глин, залегающих на конгломе-
ратах, также присутствуют готеривские формы: Anomia pseudoradiata
О г b., Lamellaptychus angulicostatus. Не исключено, что более высо-
кие горизонты промежуточной песчано-глинистой толщи имеют нижне-
барремский возраст.
Глубоким бурением установлено широкое распространение опи-
сываемых отложений и в равнинной платформенной части Крыма.
В настоящее время готерив-барремские отложения мазанской свиты
вскрыты скважинами в пределах Симферопольской меридиональной
антеклизы, в районе Сак, в пределах Новоселовского поднятия (к се-
веру и северо-востоку от Евпатории), в районе Нижнегорска, и,
по-видимому, на Тарханкутском полуострове.
Они залегают на породах складчатого основания, часто начи-
наются красноцветными образованиями и сложены, как и в предгорной
зоне, галечниками, песками, углистыми глинами, в меньшей степени —
известняками. Мощность отложений невелика и колеблется в пределах
50—80 м, местами они отсутствуют (г. Евпатория), что, очевидно,
обусловлено предальбским размывом. С этими отложениями связан
выдержанный горизонт минеральных вод.
Широкое распространение отложений мазанской свиты в равнин-
ном Крыму и ее однообразный литологический состав свидетельствуют
о существовании в готериве и барреме обширного эпиконтинентального
бассейна, располагавшегося между Украинским кристаллическим мас-
сивом и молодым складчатым поднятием горного Крыма.
МЕЛОВАЯ СИСТЕМА
169
Верхний баррем и апт
Отложения верхнего баррема и аптского яруса повсюду представ-
лены фацией серых, зеленоватых или красноватых глин со сферосиде-
ритами и редко с прослоями песчаников. Отделить в этой однообразной
толще отложения верхнего баррема от аптских можно только в случае
наличия фауны. Глины залегают либо на нижнебарремских известня-
ках, либо ложатся с размывом на более древние отложения, заполняя
в последнем случае эрозионные ложбины, промытые во время кратко-
временных поднятий середины барремского века.
Мелководные образования этого возраста известны в равнинном
Крыму, в южной части Салгирской котловины, а также в районе от
Караби-яйлы до Мокрого Индола, т. е. на южном борту Белогорского
прогиба. В основании глинистого комплекса там имеются базальные
конгломераты. Обычно же глины, несомненно являющиеся достаточно
глубоководными осадками, непосредственно ложатся на подстилающие
породы.
Рис. 37. Налегание аптских отложений (мелкая штриховка) на не-
ровный размытый рельеф титонских пород в районе с. Черноречен-
ское. Рис. И. В. Архипова.
В окрестностях Феодосии и в Арматлукской долине (к северу от
Планерского) описываемые отложения залегают на глинах валанжин-
готерива, в Старокрымской синклинали — трансгрессивно на готерив-
ских конгломератах и титонском флише. Непрерывной полосой они
протягиваются вдоль южного борта Белогорского прогиба от с. Гру-
шевка (долина Сухого Индола) до долины Сары-Су и сел Ароматное
и Цветочное. Между Зуей и Симферополем они отсутствуют.
В западной части предгорий между Симферополем и Балаклавой
баррем-аптские глины прослеживаются почти непрерывно, за исключе-
нием отдельных участков, где они были уничтожены предальбским раз-
мывом или перекрыты более молодыми отложениями. Полная мощ-
ность толщи там почти нигде не сохранилась.
В районе Балаклавы и в долине р. Черной глины залегают транс-
грессивно на титонских известняках и конгломератах (рис. 37).
В пределах Главной гряды аптские глины сохранились на отдель-
ных участках; на западе — в Байдарской и Варнаутской котловинах,
в центральной части — Салгирской котловине. Здесь они залегают либо
на валанжине, либо на верхней юре и более древних породах, обычно
гипсометрически значительно ниже окружающих котловины верхне-
юрских массивов.
В окрестностях Феодосии наилучшие обнажения глин имеются
в Заводской балке. Залегают они здесь на глинах валанжин-готерива
и имеют мощность до 100 м. Находка барремской формы Duvalia
grassi D u v., по-видимому, сделана в низах этой толщи. В вышележа-
170
СТРАТИГРАФИЯ
щей толще серых и красноватых глин по фауне выделяется нижний
апт с Mesohibolites uhligi S с h w е t z., и верхний апт с Neohibolites
semicanaliculatus и N. inflexus S t о 1. (Эристави, 1957). Перекрываются
аптские отложения там сланцеватыми глинами альба, залегающими
со следами размыва.
В Старокрымской синклинали в глинах также встречаются иско-
паемые нижнего и верхнего апта. Нижняя часть толщи сложена
зеленовато-серыми очень плотными глинами с прослойками тонкозер-
нистых песчаников, верхняя — зеленоватыми и красновато-бурыми
известковистыми глинами с крупными конкрециями сидеритов.
В бассейне Индола наибольшей (150 м) мощности глины дости-
гают южнее с. Курское. По-видимому, здесь имеется полный разрез
толщи.
В основании разреза присутствует маломощный прослой конгломерата, выше
которого залегает толща алевритистых глин с прослоями слюдисто-кварцевых песча-;
ников и алевролитов. Найденные здесь Duvalia binerva Rasp., Mesohibolites varians
S c h w e t z„ M. aff. minareticus К r i m. позволяют относить эту часть толщи к верх-
нему баррему.
Выше залегают зеленовато-серые известковистые глины с конкрециями сфероси-
деритов и редкими линзовидными прослоями песчаников. В глинах встречаются Meso-
hibolites uhligi Schwetz. Мощность пачки 50 м.
Верхняя часть толщи сложена красно-бурыми известковистыми глинами спутан-
но-волокнистой структуры с конкрециями сидеритов. Здесь встречаются Mesohibolites
aff. elegans S ch w et z., Neohibolites semicanaliculatus В 1 ai i n. Мощность пачки
100 м.
M. С. Эристави (1957) выделяет в этом районе (окрестности
с. Грушевка) нижний апт с Neohibolites ewaldisimilis Stab., и верх-
ний апт с N. inflexus S t о 1.
В западной части Белогорского прогиба в бассейнах рек Малый
Карасу и Танас мощность конгломератов, залегающих в основании
баррем-аптских отложений, увеличивается, и они протягиваются парал-
лельно готеривским конгломератам, вплоть до отрогов Караби-яйлы.
Залегают конгломераты на песчано-глинистой толще готерив-баррема
или на выступающих местами массивах титонских известняков.
Конгломераты этого горизонта имеют тот же характер, что и готе-
ривские. Они в основном мелкогалечные. Состав галек весьма разно-
образен, но преобладает кварцевая галька. В толще конгломератов
встречаются линзовидные прослои песчаников и песчанистых глин.
Как и в готеривских конгломератах, часто встречаются крупные глыбы
и валуны кристаллических сланцев и титонских известняков.
Вверх, а также частично по простиранию конгломераты заме-
щаются флишеподобной песчано-глинистой толщей, которая совер-
шенно постепенно переходит в глины аптского яруса.
Горизонт конгломератов достигает наибольшей мощности к югу
в районе сел Дозорное и Кизиловка. Наилучшие обнажения имеются
в районе Дозорного.
Здесь разрез начинается мелкогалечными конгломератами, в которые включены
глыбы кристаллических сланцев, кварцитовидных песчаников и титонских известняков.
Коренные выступы последних, облекаемые конгломератами, имеются в ряде пунктов.
Выше конгломераты чередуются с гравелитами, песчаниками и песчанистыми глинами.
Песчаники и глины содержат большое количество обломков сланцев. Мощность этой
толщи достигает 100 м. В. В. Друщиц отмечает там находки Mesohibolites uhligi
Schw. и Trigonia subdentala Renn у. Барремский (верхнебарремский) возраст толщи
подтверждается также ранее сделанными находками Duvalia dilatata Blain., Ostrea
polyphema С о q.
Залегающие выше аптские глины связаны с песчано-конгломератовой толщей
постепенным переходом, однако наиболее высокие горизонты глин, отлагавшиеся
в период максимальной трансгрессии, в ряде случаев переходят на известняки титона
(гора Баши, отроги Караби-яйлы) или на конгломераты готерива (с. Головановка).
МЕЛОВАЯ СИСТЕМА
171
В долине Малой Карасу мощность аптских глин достигает 150 м.
Глины имеют зеленовато-серый, местами красноватый цвет и содержат
большое количество конкреций сферосидеритов. В низах толщи встре-
чаются тонкие прослойки слюдистых песчаников.
По р. Большая Карасу мощность глинистой толщи достигает 450 м.
Здесь в ней выделяются два слоя: нижний сложен неизвестковистыми
глинами с прослоями глинистых сидеритов, верхний — известковистыми
глинами с конкрециями сидеритов. Значительная часть глинистой
толщи в этом районе несомненно относится к верхнему баррему.
А. С. Моисеев, Г. Ф. Вебер и В. Ф. Пчелинцев (1937) приводят отсюда
следующие формы: Lytoceras taigartense К u 1.-V о г., L. renngarteni
К и 1.-V о г., Holcodiscus zigzag К а г., Н. fallacior С о q., Criocerati-
tes emerci L о v., Plegiocidaris biassalensis V e b.
Более высокие горизонты глинистой толщи имеют аптский возраст
и содержат: Mesohibolites uhligi S с h w., Neohibolites aptiensis К i 1.,
N. semicanaliculatus В 1.
Западнее долины Большой Карасу конгломераты не прослежи-
ваются, и здесь с титонскими известняками, слагающими массив
Караби-яйлы, непосредственно соприкасаются более высокие гори-
зонты толщи — глины с сидеритами.
Еще западнее, в зоне сопряжения Белогорского прогиба и мери-
диональной антеклизы полоса аптских глин суживается, причем у селе-
ний Ароматное и Цветочное наблюдается ингрессивное залегание
аптских глин в древних эрозионных ложбинах, промытых в песчаниках
мазанской свиты.
Между долинами Бурульчи и Малого Салгира, т. е. в пределах
Симферопольской меридиональной антеклизы, отложения верхнего
баррема и апта отсутствуют, что очевидно объясняется предальбским
и затем предэоценовым размывом.
В долине Салгира к югу от Симферополя аптские глины развиты
в районе Марьино, откуда они протягиваются через селения Констан-
тиновка и Партизанское (балка Саблы) в долину Альмы.
Здесь они залегают на известняках нижнего баррема и перекрываются альбом
или непосредственно верхним мелом. Мощность глин изменчива и лишь местами
достигает нескольких десятков метров (селения Марьино, Партизанское). В послед-
нем пункте на желтоватых известняках баррема залегают глины с фауной
ауцеллин и белемнитов. Низы толщи, вскрытые новыми карьерами, сложены серыми
песчанистыми глинами с прослоями песчаников, известняковыми стяжениями, расти-
тельными остатками с фауной аммонитов, морских ежей и белемнитов. Мощность
пачки, несомненно относящейся к баррему, 3—5 м.
Верхняя пачка, отделенная прослоем желтоватого известняка, сложена пластич-
ными слоистыми глинами. М. С. Эристави (1957) из нижних слоев приводит Neohibo-
lites ewaldisimilis S t о 1., и из верхних АЛ inflexus S t о 1. и N. aptiensis К i 1. var.
strombeskiformis S t о 1„ что указывает на наличие нижнего и верхнего апта.
В долине Бодрака (с. Трудолюбовка), где разрез нижнего мела
очень неполный, полоса аптских отложений прерывается, вновь они
появляются юго-западнее Прохладного (в Мангушской балке), про-
тягиваясь оттуда в долину Качи.
В долине Качи наилучшие обнажения нижнего мела имеются
в с. Верхореченское (Биасальская долина), где они хорошо изучены.
Здесь отложения верхнего баррема и апта представлены толщей серых и розо-
ватых пластичных глин, которую удается расчленить только по фауне. Глины зале-
гают на известняках нижнего баррема, поверхность которых несет следы выветрива-
ния. Мощность глин достигает 60—70 м. На толщу глин со следами размыва нале-
гают альбские песчаники.
В нижней части толщи встречается барремская фауна: Hibolites jaculum Phil.,
Н. pistiliformis Rasp., Mesohibolites uhligi S ch we tz., M. cf. beskidensis U h 1.,
M. gagricus S ch w., Lytoceras vogti К a r., Prototetragonites taiganensis Kul. - Vo r„
Barremites strettostoma Uhl., B. psilotatus Uhl., B. compsense (Эристави, 1957).
172
СТРАТИГРАФИЯ
Верхняя часть глин относится к апту, причем 'Многочисленная фауна, собранная
здесь, позволяет выделить нижний, бедульский, подъярус и верхний — гаргазский.
Из нижнего горизонта М. С. Эристави приводит следующие формы: Mesohibolites
fallauxi U h 1., M. minareticus К г i m., M. uhligi S c h w., M. aff. nalcikensis К г i m„
M. elegans S ch w., N eohibolites clava S to 1„ N. bsibiensis R о uch., N. cf. horeschaen-
sis Rouch., N. patara nov. sp., N. ewaldisimilis S t о L, Duvalia grassi D u v., Phyllo-
pachyceras rougi Orb., Ph. aff. infundibulum Orb., Ph. baborense Coq„ Lytoceras
phestus Math., Prototetragonites crebrisulcatus U h 1., Melchiorites melchioris T i e t z e.,
Heteroceras sp. ind.
Верхний горизонт охарактеризован фауной: Mesohibolites moderatus Schwetz.,
N eohibolites aptiensis К i 1. ind. var. strombeskiformis S t о 1., N. semicanaliculatus
В 1 a i n v„ N. inflexus S t о 1., ind. var. merixionalis nov. var., Ph. baborense С о q.,
Ph. velede Mich., Lytoceras sp. ind., Puzosia emeriti Rasp., Id. var. strigosa F a 1.,
Aconeceras nisum О r b., A. aptianum S a r„ A. nisoides S a r., Macroscaphites sp. ind.
Самые верхи глинистой толщи, в которых встречаются Mesohibolites brevis
Schw., Neohibolites wollemani StoL, N. minor S t о 1., N. pinguis Stol., M. С. Эри-
стави относит к нижнему альбу.
Из долины Качи описываемые отложения протягиваются на водо-
раздел Кача—Бельбек и там выклиниваются: в долине р. Бельбек и
западнее они отсутствуют.
Аптские (возможно, верхнебарремские) глины вновь появляются
в окрестностях Балаклавы, отсюда они протягиваются, пересекая
долину Сухой речки, до с. Морозовка. В этом районе глины
залегают трансгрессивно либо на валанжине, либо непосредственно на
известняках и конгломератах титона, слагающих северо-западные
отроги Главного хребта.
Литологический состав отложений чрезвычайно однообразен. Вос-
точнее Балаклавы в районе кирпичного завода обнажаются серые вяз-
кие глины с конкрециями сидеритов. Такие же глины развиты в долине
Сухой речки южнее горы Госфорт и у с. Морозовка. В разных пунк-
тах этого района найдены в глинах: Mesohibolites moderatus Schw.,
М. fallauxi U h 1., M. cf. minareticus Rasp., Neohibolites inflexus
Stol., ' N. ewaldi S t г о m b., N. aff. clava Stol.
Южнее, в области Главной гряды, которая разделяется на не-
сколько гребней, аптские глины сохранились в северной и западной
частях Байдарской котловины и в Варнаутской котловине. Эти глины
залегают там пнгрессивно в глинах валанжин-готерива, а на склонах
котловины — в известняках титона.
В центральной части Главной гряды отложения верхнего баррема
и апта развиты в Салгирской котловине, расположенной между Чатыр-
дагом, Долгоруковской яйлой и Тавельскими высотами. На поверхность
они выходят в южной части котловины, наиболее далеко углубляясь
вверх по ущелью Ангары. Здесь, у слияния Ангары и Курлюк-Су
наблюдаются наиболее низкие горизонты толщи, представленные валун-
ными конгломератами с прослоями и линзами песчаников, залегаю-
щими в глубокой промоине в оксфордских и триасо-лейасовых отло-
жениях. Севернее обнажаются залегающие на конгломератах и пес-
чаниках глины с конкрециями сидеритов (рис. 38).
Не исключено, что конгломераты и песчаники представляют
ископаемый аллювий реки, существовавшей в середине барремского
века.
В глинах, залегающих на конгломератах, Г. Ф. Вебер находила
барремскую фауну, однако более высокие горизонты глинистой толщи,
развитой в южной части Салгирской котловины (у Перевального,
Краснопещерки, Мраморного), несомненно имеют аптский возраст.
На верхнеюрскпе известняки и конгломераты, слагающие склоны
Долгоруковской яйлы и Чатырдага, глины налегают с размывом,
причем в ряде мест (Краснопещерка, Мраморное) в глинах заклю-
чены громадные глыбы известняков, которые, возможно, представ-
МЕЛОВАЯ СИСТЕМА
173
ляют собой древний глыбовый делювий, отлагавшийся на крутых скло-
нах пород баррем-аптской морской ингрессии (см. рис. 38).
Аптские глины в описываемом районе, как и обычно, серые и зеле-
новато-серые и содержат конкреции сидерита. Вверх они постепенно
переходят в так называемую чавкинскую свиту, сложенную ритмично
чередующимися алевритистыми глинами и песчаниками. Возраст чав-
кинской свиты альбский, но, учитывая постепенный переход, можно
допустить, что ее низы относятся к верхнему апту. Мощность охарак-
теризованной глинистой толщи в южной части котловины велика и,
по-видимому, превышает 200 м. Однако благодаря бурению в Салгир-
ской котловине установлено,
вом альба отложения верх-
него баррема и апта выкли-
ниваются и в северной ча-
сти котловины на отложе-
ниях таврической серии,
а по бортам котловины на
породах верхней юры непо-
средственно залегают отло-
жения альбского яруса.
Так же ингрессивно на
известняках титона аптские
глины залегают в Куртлук-
Молбайской котловине в
северной части Караби-яй-
ЛЫ. ।
В последние годы об-
что в северном направлении под покро-
Рис. 38. Схема залегания аптских конгломератов
в глубокой промоине восточнее Чатырдага
1 — таврическая серия; 2 — конгломераты с глыбами из-
вестняков в основании
апта; 3 — песчаники и глины апта
разования аптского яруса выделены во многих пунктах
тральной и западной частей равнинного Крыма. Они
цен-
пред-
ставлены преимущественно сидеритизированными глинами с пачкой
алевролитов и песчаников в основании. На Новоселовской площади
в глинах обнаружены Acanthoplites sp., Acaneceras sp., Colombiceras?
sp. и др. (Каменецкий, 1963). В пределах Тарханкутского полуострова
(район с. Октябрьское) в песчано-алевритовых образованиях, слагаю-
щих нижнюю часть аптского разреза, встречены Choffatella decipiens
S с h 1 u m b., орбитолины и другие крупные фораминиферы, указы-
вающие на баррем-аптский возраст вмещающих пород. Обнаруженные
здесь спорово-пыльцевые комплексы дают основание рассматривать эти
отложения как нижнеаптские (Волошина, Орлова-Турчина, Пресня-
кова, 1965). Мощность образований аптского яруса колеблется в пре-
делах от 0 до 240 м.
Заканчивая описание отложений верхнего баррема и апта, необ-
ходимо отметить, что фауна апта Крыма в целом изучена еще очень
плохо, значительно хуже, чем на Северном Кавказе. Кроме того, она
значительно беднее, что обусловлено наличием только глубоководных
осадков. В. В. Друщиц (1963) подчеркивает, что в Крыму отложения
апта могут быть подразделены на подъярусы без выделения зон, по
М. С. Эристави (1957) нижний апт Крыма соответствует бедульскому
подъярусу аптского яруса, а верхний — гаргазскому.
Залегание верхнебарремских и аптских осадков в горном Крыму
на неровной поверхности пород различного возраста свидетельствует
об очень быстром развитии трансгрессии, вследствие чего наступающее
море не успело абрадировать расчлененную перед этим страну, а неиз-
менно глубоководный и однообразный характер осадков свидетель-
ствует о том, что баррем-аптский морской бассейн был достаточно
глубоководным.
174
СТРАТИГРАФИЯ
Альбский ярус
. Альбские отложения в предгорной зоне распространены шире
аптских и протягиваются почти без перерыва от Феодосии до Бала-
клавы. Очень широко, по-видимому, повсеместно, они развиты в рав-
нинном Крыму и достигают здесь очень большой мощности. В горном
Крыму они известны только в Салгирской котловине. Несомненно, что
до того, как они были уничтожены эрозией, они перекрывали значи-
тельную часть горного Крыма, однако все Крымское складчатое под-
нятие, очевидно, не было покрыто морем даже во время максимальной
верхнеальбской трансгрессии.
Внутри альбской толщи проходит перерыв, вследствие чего она
разделяется на две различно распространенные части. Нижняя часть
(нижний альб) связана с комплексом аптских отложений и отмечена
только в Белогорском прогибе и в Салгирской котловине. На западе
нижний альб присутствует только местами и имеет неполный разрез.
Верхняя часть толщи (средне- и верхнеальбские отложения) рас-
пространена значительно шире. В Белогорском прогибе и в Салгирской
котловине она залегает на нижнем альбе согласно и обычно связана
с ним постепенным переходом, в других же районах — несогласно и со
следами размыва на подстилающих породах.
На востоке, в окрестностях Феодосии, на глинах апта залегают
со следами размыва темно-серые сланцеватые глины с редкими круп-
ными конкрециями сидерита и небольшими линзами мергеля со струк-
турой «конус-в-конус». В глинах изредка встречаются скопления рако-
вин Aucellina gryphaeoides Sow., а также Neohibolites minimus List.
М. С. Эристави (1957) считает, что здесь фаунистически устанавли-
вается наличие среднего и верхнего альба. Что касается нижнего альба,
то если он здесь и присутствует, то тесно слит с аптскими глинами.
Перекрывается альб в этом районе верхнемеловыми мергелями. Харак-
тер перехода неясен, так как породы на контакте раздроблены.
Мощность альбских глин в районе города, по-видимому, превы-
шает 100 м. Однако в западном направлении она быстро уменьшается,
и отложения альба выклиниваются. Это обусловлено частично транс-
грессивным залеганием верхнего мела, частично тектоническими (меж-
пластовыми) перемещениями.
Вновь альбские отложения появляются к северу от Планерского,
но там они скрыты под мощными современными образованиями Бара-
кольской бессточной впадины. Обнажаются они также на склоне балки
Янтык. Севернее они перекрыты покровными нижнечетвертичными
галечниками, но бурением прослежены (села Изюмовка, Криничка).
В Старокрымской синклинали отложения альба имеют мелковод-
ный характер и залегают трансгрессивно на глинах апта и конгломера-
тах готерива. Нижняя часть толщи (200 м) здесь напоминает флиш
и сложена чередующимися слоями глинистых песчаников и зеленовато-
серых алевритистых глин. Выше залегают алевритистые глины с про-
слоями песков и песчаников.
Широко распространены отложения альбского яруса в Белогорском
прогибе, причем мощность их здесь очень велика и имеются отложения
нижнего, среднего и верхнего альба. Разрез толщи по простиранию
испытывает значительные изменения, меняется также и ее мощность.
В бассейне Мокрого и Сухого Индолов наибольшей мощности
альбские отложения достигают по линии меридиана с. Курское.
Здесь на аптских глинах, по-видимому, без перерыва залегают серые неизвестко-
вистые глины с гнездами песка и крупными конкрециями сидерита. В верхах пачки
появляются прослои песчаников. Мощность пачки до 80 м.
МЕЛОВАЯ СИСТЕМА
175
Выше залегает флишеподобная толща, состоящая из ритмичного чередования
кварцево-глауконитовых песчаников мощностью до 0,5 м и неизвестковистых глин.
Песчаники мелко- и среднезернистые. В глинах встречаются углистые остатки. Мощ-
ность толщи до 90 м. В западном направлении в этой толще наблюдается увеличе-
ние мощности слоев песчаников и они становятся более грубозернистыми.
Выше флишеподобной пачки залегает толща однородных темно-серых неизвест-
ковистых слоистых глин с присыпками тонкозернистого песка. В ее нижних горизон-
тах найден Acanthohoplites aff. trautcscholdi Sim. (определения В. В. Друщица), что
указывает на нижнеальбский возраст, а в 50 м выше по разрезу встречаются Neohi-
bolites aff. minimus List, (средний альб). Таким образом, граница между нижним
и средним альбом проходит внутри однородной глинистой толщи.
Вверх глинистая толща постепенно переходит в песчано-гравелитовую, которая
начинается мелкозернистыми песчаниками, переходящими вверх в гравелиты, которые
затем сменяются черными глинами. В песчаной пачке найден среднеальбский Neohibo-
lites minimus List., а в вышележащих глинах N. stilioides Renn g.— также средне-
альбская форма.
Черные глины выше переходят в серые известковистые глины. В переходных
слоях найден Inoceramus concentricus Park., (средний альб), но вышё присутствуют
верхнеальбские Aucellina gryphaeoides Sow. Глины совершенно неслоисты, характе-
ризуются скорлуповатой отдельностью и имеют пятнистую окраску. Самые верхние
горизонты содержат прослои глинистых мергелей и вверх постепенно переходят в мер-
гели сеномана.
Общая мощность альбских отложений на меридиане с. Курское
достигает 850 м, в восточном и в западном направлениях она умень-
шается. На востоке (район Грушевки) мощность альба не превышает
650 м, разрез имеет тот же характер, но песчанистость нижней и сред-
ней пачек несколько увеличивается. На западе, после Тополевского
разлома (район с. Земляничное), мощность альба сильно сокращается
и разрез становится более глинистым.
В долине Малой Карасу альбские отложения протягиваются
широкой полосой, пересекая долину севернее с. Богатое. Мощность
отложений здесь менее 300 м. В разрезе преобладают глинистые
породы.
Далее к западу мощность альбских отложений сильно возрастает
и в них выделяются две части: нижняя, сложенная глинами с про-
слоями, иногда довольно мощными, известковистых песчаников, и верх-
няя, представленная преимущественно глинами, причем в верхах ее
присутствуют пачки мергелей. Подробно разрез в этом районе не изу-
чен. В разных пунктах найдены: Neohibolites minimus List., N. aff.
brevis Schw., Aucellina gryphaeoides Sow. Раковины последней
формы особенно многочисленны в мергелях, залегающих в верхах
толщи.
В западной части Белогорского прогиба (долины Танаса, Большой
Карасу и Сары-Су) альбские отложения имеют большую мощность и
разделяются на три толщи, по-видимому, в целом отвечающие нижнему,
среднему и верхнему подъярусам.
Нижняя толща сложена черными глинами, которые относятся
к верхнему апту и нижнему альбу, средняя — песчаниками и конгло-
мератами (средний альб) и верхняя — известковистыми глинами (верх-
ний альб).
Черные глины нижней пачки связаны с глинами апта постепенным переходом.
В глинах присутствуют очень крупные конкреции сидеритов.
Средняя толща альбских отложений представлена переслаиванием песчаников,
песков и песчанистых глин. Присутствуют прослои конгломератов. В целом разрез
отличается большой изменчивостью. В восточном направлении обычно наблюдается
уменьшение роли песчаников. На западе (долина р. Большой Карасу) средняя толща
выпадает из разреза вследствие трансгрессивного залегания верхнего альба.
Наибольшая мощность этой толщи 500 м. На ее среднеальбский .возраст указы-
вает наличие Neohibolites minimus List., Inoceramus cf. sulcatus Pari.
176
СТРАТИГРАФИЯ
Верхняя толща альбских отложений в описываемом районе сложена зеленовато-
серыми известковистыми глинами, переходящими местами в пятнистые мергели. По-
следние вверх постепенно переходят в мергели сеномана. В толще описываемых глин
встречаются Neohibolites aff. ultimas О г b., N. subtilis К г i m„ Actinocamax cf. primus.
В западном направлении полоса альбских отложений суживается,
и к северу от с. Цветочное они полностью исчезают.
В районе Зуи, находящейся в пределах Симферопольской меридио-
нальной антеклизы, альбские отложения вместе с сеноманом залегают
ингрессивно среди отложений готерив-баррема и имеют очень неболь-
шую мощность.
Рис. 39. Схема соотношения готерива и верхнего альба у с. Про-
хладное в Мангушском овраге (/ — верхнемеловые отложения с вра-
конским горизонтом в основании; 2 — верхний альб; 3 — готерив;
4 — таврическая серия)
Между Зуей ’и Симферополем отложения альбского яруса на
поверхность не выходят вследствие трансгрессивного залегания эоцена.
Однако они вскрываются там буровыми скважинами. По-видимому,
здесь имеется только верхний альб, представленный серыми сланцева-
тыми глинами. В основании глин местами присутствуют пески.
Далее на запад альбские отложения появляются в долине Салгира,
откуда они протягиваются почти без перерыва до Балаклавы. В этой
полосе развиты только отложения верхнего и среднего (на западе)
альба, залегающие на подстилающих отложениях, аптских или более
древних, с размывом. Мощность альбских отложений очень невелика.
Между Симферополем и с. Партизанское (б. Саблы) и долиной
Альмы альбские отложения представлены песчанистыми образованиями
небольшой мощности, залегающими в основании верхнемеловых отло-
жений. По-видимому, они относятся только к верхнему альбу.
У с. Партизанское сохранились останцы красноватых и желтых
косослоистых песчаников, относящихся к более низким горизонтам
верхнего альба (возвышенность Красная горка, вершина горы Лысой).
Песчаники залегают несогласно на аптских глинах, причем в основании
песчаников встречаются прослои плотных известковистых его разно-
стей. Стратиграфическое положение и литологическое сходство с отло-
жениями ближайших районов позволяют совершенно предположи-
тельно относить песчаники к верхнему альбу.
В долине р. Бодрак (с. Трудолюбовка) нижнемеловые отложения
отсутствуют, что обусловлено трансгрессивным залеганием верхнего
мела. Однако в районе с. Прохладное верхнеальбские отложения уста-
новлены М. В, Муратовым (1949) в районе гор Шелудивая и Длинная,
где они залегают гипсометрически ниже готерив-барремских песчани-
ков и известняков, слагающих эти вершины (рис. 39).
МЕЛОВАЯ СИСТЕМА
177
Здесь в древней эрозионной ложбине, промытой в сланцах таврической серии,
глубиной до 60 м, залегают грубые песчаники, из которых В. П. Ренгартеном (Мура-
тов, 1949) определены: Hysteroceras varicosum S о w„ Neithea aequicostata L a m„
N. quinquecostata S о w„ Cardium ex gr. ibbetsoni Forbes. Здесь же была найдена
Pervinguieria inf lata Sow.
Присутствие Hysteroceras varicosum Sow. свидетельствует о принадлежности
песчаников к нижней зоне верхнего альба.
Вверх песчаники постепенно переходят в песчанистые глины, а затем в глауко-
нитовые песчаники враконского горизонта (М. В. Муратов, 1960).
На водоразделе между реками Бодрак и Альма на аптские глины
с признаками размыва налегают плотные известковистые глауконито-
вые песчаники с микроконгломератами в основании. В них присут-
ствуют формы верхнего альба: Neithea quinquecostata S о w., Plicatula
inflata S о w., Ostrea cf. vesiculosa S о w., Exogyra conica Sow.
Перекрываются эти песчаники мергелями сеномана.
В долине р. Качи (с. Верхнереченское) на аптских глинах со сле-
дами размыва залегают крупнозернистые известковистые песчаники
с мелкими гальками кварца, местами переходящие в микроконгломе-
раты (1,5 м). Кверху они сменяются известково-глауконитовыми пес-
чаниками, внизу плотными, вверху рыхлыми (10—12 м). В песчаниках
встречаются формы верхнего альба: Aucellina gryphaeoides Sow.,
Ostrea cf. vesiculosa S о w., Exogyra arduensis О r b., Ex. canaliculata
S о w., Ex. conica S о w., Puzosia cf. odiensis К о s s m., Rhynchonella
bertheloti К i 1., Rh. sulcata Park., Holaster laevis L u c., Serpula
anticula Sow. Перекрыты эти образования мергелями сеномана.
Западнее в долине р. Бельбек альб представлен пачкой зеленовато-
серых глауконитовых песчаников и песчанистых известняков с ядрами
аммонитов и отпечатками Aucellina gryphaeoides Sow.
На водоразделе между бассейном р. Бельбек и р. Черная у с. Хво-
ростинка нижние горизонты альбских отложений сложены разнозер-
нистыми кварцевыми песчаниками, чередующимися с глауконитовыми
песчаниками и песчанистыми глинами. Выше залегают полимиктовые
слабосцементированные песчаники с желваками крепких известкови-
стых песчаников. В песчаниках встречены раковины Inoceramus aff.
anglicus Woods. Мощность пачки 30 м,.
Выше залегают песчанистые известняки с галькой кварца, затем
песчаники с желваками известняков и далее песчаники с прослоями
мелкогалечных конгломератов и песчанистых глин (30 м).
На правом склоне Чернореченского каньона альбские отложения
облекают выступы титонских известняков. В основании альба здесь
залегает пуддинговый горизонт, который выше сменяется толщей
разнозернистых песчаников с прослоями песчанистых пуддингов.
Западнее, на Семякиных высотах (водораздел р. Черной и Бала-
клавской долины), альбские отложения сложены грубозернистыми
песчаниками, а местами гравелитами с прослоями песчанистых глин.
Встречаются прослои темных песчанистых глин. Мощность альбских
отложений в этом районе не достигает 100 м. В районе с. Оборонное
в песчаниках собрана фауна: Desmoceras sp., Inoceramus concentricus
Park., Hoplites ex gr. escragnollensis Spath., Hoplites dentatus
Sow. (В. M. Цейслер, 1959).
В окрестностях Балаклавы альбские отложения начинаются зеле-
новато-серыми песчанистыми глинами, глинами с линзами полимик-
товых песчаников мощностью 10—15 м.
Выше залегает мощная толща туфогенных песчаников с обилием
зерен магнетита, роговой обманки и плагиоклазов. В прослое мергеля
в основании туфогенной толщи найдены обломки среднеальбских Hopli-
tes sp.
12 Зак. 911
178
СТРАТИГРАФИЯ
Мощность туфогенных песчаников достигает 90 м.
Выше залегают полимиктовые песчаники, а затем кварцевые пес-
чаники с прослоями мергелей. В них встречаются Inoceramus anglicus
Woods., характерные для среднего и верхнего альба.
А. А. Борисяк (1901) указывает на присутствие в альбских отло-
жениях района Балаклавы среднеальбских форм: Beudanticeras beu-
danti В г о n g n., Latidorrella ex gr. latidorsata Mich., Hoplites
ex gr. splondens Sow., а В. Ф. Пчелинцевым отсюда были описаны
брюхоногие, однако вывод автора о нижнеальбском возрасте этой
фауны вызывает сомнение.
В области Главной гряды альбские отложения развиты в Салгир-
ской котловине и, по-видимому, они представлены там полным разре-
зом. Здесь аптские глины вверх постепенно переходят во флишеподоб-
ную толщу песчано-алевритовых сланцев с прослоями песчаников,
известную под названием чавкинской свиты. В ней Г. Ф. Вебер нахо-
дила Neohibolites cf. minimus Blain w., что свидетельствует об альб-
ском возрасте. В северо-западной части котловины эта свита фациально
замещается песчаниками. Выше следует толща темно-серых аргилли-
тов, затем выбеливающиеся глины, которые в северной части котло-
вины вверх постепенно переходят в мергели сеномана.
Мощность альбских отложений в Салгирской котловине превышает
500 м.
Альбские отложения, как это выяснено глубоким бурением, почти
повсеместно распространены в равнинной части Крыма. В настоящее
время известен только один пункт (район Нижнегорска, скв. 6-Р), где
они отсутствуют. Литологически альбские отложения представлены
преимущественно глинами, аргиллитами, реже песчаниками и алевро-
литами.
По фауне фораминифер и моллюсков с учетом некоторых литоло-
гических особенностей выделяются все три подъяруса. Нижний подъ-
ярус сложен алевритистыми глинами и алевролитами, обогащенными
глауконитом. В этих породах обнаружены: Gaudryina filiformis Berth.,
Anomalina ex gr. biinvoluta M j a 11., Haplophragmoides rosaceus
Subb., H. champani Mor., Ammobaculites ex gr. aequalis (Roem.),
Glomospira gaultina Berth., Lenticulina sp., Placopsilina sp. (Каме-
нецкий, 1963). Мощность этих отложений обычно составляет 60—140 м.
Образования среднеальбского возраста представлены темно-
серыми известковистыми глинами и аргиллитами с частыми тонкими
прослоями туфов и туффитов. К глинистым породам приурочен бога-
тый комплекс преимущественно планктонных фораминифер: Planogy-
rina globigerinellinoides (Subb.), P. gaultina (Moroz.), Globigerinel-
loides ultramicrus (Subb.), G. eaglefordensis (Morem.j, Hebdergella
infracretacea (Glaessn.), H. trocoidea (Gand.) и др. (определения
Л. В. Пресняковой). Мощность пород среднего альба составляет
100—120 м.
Верхнеальбские отложения представлены в центральной части
равнинного Крыма темно-серыми известковистыми часто песчанистыми
глинами с прослоями алевролитов, песчаников, туфов и туффитов, а на
западе — в нижней части почти черными известковистыми аргилли-
тами, сменяющимися вверх по разрезу глинистыми мергелями. По дан-
ным Л. В. Пресняковой, эти породы содержат следующий комплекс
фораминифер: Tritaxia pyramidata Reuss, Lagena apiculata Reuss,
L. simplex Reuss, Gyroidina infracretacea Moroz., Anomalina biin-
voluta Mjatl., A. schloenbachi (Reuss), Epistomina carpenteri
(Reuss), Gumbelina cenomanica A gal., Hedbergella portsdownensis
(W.-M.), Hedbergella infracretacea (Glaessn.), Planogyrina globi-
МЕЛОВАЯ СИСТЕМА
17&
gerinellinoides (Subb.) и др. Мощность верхнеальбских образований
изменяется обычно в пределах 200—900 м, достигая в западной' части
Тарханкутского полуострова 1100 м.
В районе городов Евпатория и Саки развиты мелководные и при-
брежные отложения средне-верхнеальбского возраста, представленные
песчаниками, алевролитами и песчанистыми глинами. Их мощность
достигает 500 м.
Таким образом, приведенный материал о распространении отложе-
ний альбского яруса и о содержащейся в них фауне свидетельствует
о наличии в Крыму отложений нижнего, среднего и верхнего альба.
Нижний альб палеонтологически охарактеризован слабо и устанавли-
вается по редким находкам аммонитов: Acathoplites trautscholdi S i m.,
Leymeriella tar defur cat a L e у m. и комплексу фораминифер (Дру-
щиц, 1963).
Средний альб выделяется по наличию: Douvilliceras sp., Beudanti-
ceras sp., Hoplites dentatus S о w., H. escragnolensis Spath., Desmo-
ceras latidorsatum Mich.
В верхнем альбе В. В. Друщиц (1963) считает возможным наме-
тить три зоны. В нижней встречаются: Hysteroceras orbignyi Spath.,
Н. varricosum S о w., Epihoplites gibbosus Spath., в средней —
Pervinquiena inf lata S о w., N eohibolites stylioides Re n n g., Inocera-
mus concentricus Park., в верхней — Parahibolites pseudoduvalia
S i n z., Inoceramus sulcatus Park., Aucellina gryphaeoides Sow.
Полный разрез отложений альбского яруса имеется только в Бело-
горском прогибе и, возможно, в Салгирской котловине. В западной
части предгорий развиты только отложения верхнего альба, на край-
нем же западе имеются лишь трансгрессивно залегающие среднеальб-
ские отложения.
ВЕРХНИЙ ОТДЕЛ
Верхнемеловые отложения прослеживаются довольно узкой поло-
сой вдоль уступа Предгорной гряды от Инкермана на юго-западе до
Феодосии на востоке, участвуя в строении северного крыла меганти-
клинория горного Крыма. Эта полоса прерывается лишь на участке
между Симферополем и Зуей, а также в районе Старого Крыма
(рис. 40). Выходы верхнемеловых пород имеются также на Керчен-
ском полуострове, на мысе Карангате.
В равнинном Крыму отложения верхнего мела перекрыты мощным
чехлом палеогеновых, неогеновых, а также четвертичных образований
и вскрыты большим количеством скважин. Выходы их на поверхность
известны только на Тарханкутском полуострове у дер. Меловой.
Верхнемеловые отложения в целом представлены толщей извест-
няково-мергельных пород, среди которых подчиненное значение имеют
песчаники. Общая мощность их в горном Крыму достигает 450—480 м.
В равнинном Крыму вследствие неравномерного накопления осадков
мощности их меняются в значительных пределах. Так, на Керченском
полуострове мощность верхнего мела не превышает 220 м, к западу
от Джанкоя она достигает 1500 м, в пределах Новоселовского подня-
тия мощность верхнего мела резко сокращается как за счет уменьше-
ния каждого яруса, так и в результате выпадения из разреза отдельных
ярусов. Наибольшая мощность (2400 м) наблюдается на западе Тар-
ханкутского полуострова (скв. Р-3, расположенная к северо-западу от
с. Оленевка, интервал 707—3110 м).
Верхнемеловые отложения были выделены в Крыму очень давно.
В частности, изучением стратиграфии верхнего мела занимались
12*
180
СТРАТИГРАФИЯ
Р. Прендель (1876), К. О. Милашевич (1877), Г. Кокэн (1877). Позд-
нее разрезы окрестностей Бахчисарая описывали Н. И. Каракаш (1890)
и А: Ф. Слудский (1911). Однако детальное расчленение верхнемеловых
отложений на ярусы впервые было выполнено Г. Ф. Вебер и В. Н. Ма-
лышевой (1923). В 1951 г. сводка по стратиграфии верхнемеловых
отложений Крыма была опубликована Б. М. Келлером. Позднее
детальным изучением стратиграфии и фауны верхнемеловых отложе-
ний Крыма занимались В. Г. Морозова (1959, 1960), Д. П. Найдин,
А. Е. Каменецкий (1958) и Н. И. Маслакова (1957, 1958, 1959).
Расчленение верхнемеловых отложений горного Крыма обосновано
фауной белемнитов, аммонитов, иноцерамов, морских ежей и форами-
Рис. 40. Схема соотношений различных горизо
1 — известняки; 2 — мергели; -3 — песчанистые мергели; 4 —
нифер. В равнинном Крыму подразделение их произведено главным
образом по фораминиферам, так как фауна моллюсков в керне сква-
жин крайне редка (табл. 5 и 6).
Сеноманский ярус
Отложения сеноманского яруса широко распространены как в гор-
ном, так и равнинном Крыму. В юго-западной части горного Крыма,
на участке между реками Черной и Чурюк-Су они залегают со следами
размыва на песчаниках верхнего альба. В долине р. Бодрак эти породы
ложатся на более древние горизонты, вплоть до средней юры. На
р. Альме и далее в пределах центрального и восточного Крыма рас-
сматриваемые отложения залегают преимущественно с размывом на
темно-серых глинах верхнего, иногда среднего альба.
В большинстве разрезов сеноман начинается маломощным слоем
глауконитовых песчаников, реже конгломератов, сменяющихся вверх
мергелистой толщей. Мергели преимущественно серые и светло-серые,
пятнистые, в основании обычно песчанистые, вверху мелоподобные.
Они переслаиваются с серыми и темно-серыми глинистыми мергелями,
особенно значительно количество таких прослоев в нижней части
толщи. В верхних горизонтах разреза преобладают светло-серые мело-
подобные мергели, включающие прослои и пачки светло-серых и белых
известняков (рис. 41).
Описываемые породы содержат характерные для сеноманского
яруса иноцерамы, аммониты, белемниты и фораминиферы. Распреде-
ление этой фауны позволяет выделить во всех разрезах горного Крыма
два подъяруса: нижний и верхний.
МЕЛОВАЯ СИСТЕМА
181
Нижний сеноман содержит Neohibolites ultimus (Orb.), Mantel-
liceras mantelli (Sow.), Schloenbachia varians (Sow.), Puzosia planu-
lata (Sow.), Inoceramus crippsi M a n t., I. tenuis M a n t., Parahibo-
lites tourtiae (Weign.), Thalmanninella apenninica (Renz.), Prae-
globotruncana stephani (Gandolfi), Anomalina globosa (В г о t z e n),
A. cenomanica (В г о t z e n) и др. Мощность пород нижнего сеномана
изменяется от 2—2,5 м на р. Бельбек до 100—120 м в Белогорском
районе.
Верхний сеноман характеризуется появлением среди фораминифер,
распространенных во всем сеномане, таких видов, как Thalmanninella
deeckei (Franke), Rotalipora cushmani (M о г г о w). Эти формы на
Северном Кавказе и в Западной Европе обычно встречаются вместе
с Holaster subglobosus L е s к е и также характеризуют собой верхний
Ст,
нтов верхнемеловых отложений горного Крыма
сильно песчанистые мергели; 5 — кремни; 5 — конгломераты
сеноман. Упомянутый морской еж в Крыму встречен лишь в Белогор-
ском районе. В верхнем сеномане часто встречаются известные и в ниж-
нем сеномане Inoceramus crippsi М a n t., In. tenuis M a n t., In. scalp-
rum Boehm, Puzosia planulata (Sow.). Распределение в разрезе
фауны головоногих с учетом данных по фораминиферам позволяет
выделить в верхнем сеномане две зоны, довольно хорошо прослежи-
вающиеся в юго-западном Крыму, в долинах рек Чурюк-Су, Бодрак
и Альма.
В нижней зоне, называемой Neohibolites ultimus и Thalmanninella
deeckei, наряду с появлением верхнесеноманских Thalmanninella deeckei
(Franke) и Rotalipora cushmani Morrow продолжают встречаться
широко распространенные и в нижнем сеномане Neohibolites ultimus
(Orb.), Schloenbahia varians (Sow.) и Mantelliceras mantelli (Sow.).
Мощность зоны в долине Альмы достигает 25—30 м.
Верхняя зона, именуемая Scaphites aequalis, характеризуется от-
сутствием перечисленных выше головоногих и появлением Scaphites
aequalis Sow. и Gaudryceras sacya F о r h. Наибольшая мощность
этой зоны в юго-западном Крыму наблюдается на р. Альме, где она
составляет 15—17 м,. Мощность пород верхнего сеномана изменяется
от 2,5—3 м в верховьях Насыпкойской балки до 120—130 м в районе
Белогорска.
Сеноманский ярус в равнинном Крыму выделяется в ряде скважин
на Тарханкутском полуострове, в районе Новоселовских поднятий,
к западу от Джанкоя и в окрестностях с. Мошкаревка на Керченском
полуострове. На отдельных участках Новоселовского поднятия, а также
на Новоцарицынском валообразном поднятии (скв. 6-Р, пробуренная
вблизи Нижнегорска) отложения сеноманского яруса отсутствуют.
Схема стратиграфии вёрхнемеловых отложений горного Крыма
Составила Н. И. Маслакова
Таблица 5
1 Ярусы » Подъярусы [ Зоны Индексы Характерная фауна Литологический состав и мощность
Юго-западный Крым Центральный Крым Восточный Крым
Датский 1 Protobrissus ak- kajensis (W e b.) d Ancistrocrania tubercu- lata (N i 1 s.) Protobrissus tercensis (Cotteau), Coraster sphaericus S e u n e s, Echinocorys sulcatus (Goldf.), Hercoglossa danica (S c h 1 о t h), An- cistrocrania tuberculata (Nils.) Protobrissus ak-kajen- sis (Web.), Hemiaster inkermanensis Z о r., Echinocorys sulcatus Goldf, Coraster sphae- ricus S e u n e s., Herco- glossa danica (S ch loth.) Anomalina danica (В г о t z e n), Globigeri- na triloculinoides Plum- mer, G. pseudobulloides Plummer, Spiroplec- tammina carinatiformis (Mor.), Reussella minu- ta (M a r s s о n), Bolivi- noides delicatulus Cush- man Известняки светло-се- рые, мшанковые и кри- ноидные, со стяжения- ми кремней 30 м Глауконитовые песча- ники и песчанистые мер- гели 10 м Мергели серые песча- нистые, с прослоями бо- лее плотных мергелей или песчанистых извест- няков 15—18 м Мергели сильно песча- нистые, слоистые 5—6 м Мергели серые песчанистые, часто полосчатые или пятнистые, с прослоями песча- ников, местами с линзами известня- ковых конгломе- ратов 30—35 м
Маастрихтский । Верхний | m2 Pachydiscus neubergi- cus (Hauer), P. colli- gatus (Bink.), Belem- nella arkhangelskii N a i d., Inoceramus tegu- latus H a g., Discoscaphi- tes constrictus (Sow.) Reussella minuta (M a r s s о n), Anomali- na midwayensis (Plum- mer), Bolivinoides draco (M a r s s о n), Bolivina incrassata Reuss, Pseu- dotextularia varians R z e h a k Мергели серые стые песчаники 40 м песчанистые, вверху известкови- 30 м Мергели серые или темно-серые, песчанистые, в основании с
___________Кампанский__ Маастрихте кий
Нижний_____1 '______Верхний_____ Нижний
Acanthoscaphites tri- dens (K n e r.), Hauerice- ras sulcatum (Kner.), Discoscaphites constric- tus (Sow.), Belemnella lanceolata S c h 1 о t h., Echinocorys pyramidatus Portl. Bolivinoides draco (Marsson), Pseudo- textularia varians R z e- h a k, Bolivina incrassata Reuss, Neoflabellina reticulata (Reuss)
Belemnitella langei S с h a t s k. Belemnitella langei S c h a t s k., B. mucrona- ta omega S h a t s k., Ino- ceramus buguntaensis D о b г о v, In. caucasicus D obr ov Stensidina stellaria (Vass.), Bolivina in- crassata Reuss, Cibici- des spiropunctatus Gall, et Morrey
Belemnitella mucronata senior Now., Stensidina stellaria (Wass.) Belemnitella mucronata senior Now., B. mucro- nata omega S c h a t s k., Pachydiscus koeneni Gross., Inoceramus balticus Boehm.
Hauericeras pseudogardeni (S c h 1 ii t) Hauericeras pseudogar- deni (S ch lilt.), Belem- nitella mucronata senior Now., Inoceramus balti- cus, In. azerbaydjanensis Aliev Cibicides aktulagaen- sis Vass., Anomalina menneri Keller, Boli- vinoides decoratus (Jones)
Micraster schroe- deri Stolley Micraster schroederi S t о 1 ley Bolivinoides decoratus (Jones), Orbignyna in- flata (Reuss), Ataxo- phragmium orbignynae- f or mis Mjatl.
Мергели голубовато-серые, песчанистые, в с. Курское с включениями глыб более древних пород 80—90 м 50—60 м включениями глыб более древ- них пород 100-120 м
Мергели голубовато-серые 30—40 м 25—30 м
Мергели белые, мелоподобные 65—70 м 45—50 м Отсутствуют
Мергели белые, с прослоями зеленовато-серых глинистых мергелей и кила (с. Украинка) 55 м 50—60 м Известняки и мергели белые с прослоями кила Отсутствуют 10—15 м
I Ярусы I Подъярусы 1 Зоны Индексы Характерная фауна
1 Сантонский [ Верхний st2 Actinocamax ver us Mill., Gaydryceras va- ragurense К о s s m. Bolivinoides strigilla- tus (Chap m.), Anoma- lina stelligera (Marie), A. clementiana (Orb.), Globotruncana bulloides Vogler, G. concavata В г о t z e n
Нижний st1 Anomalina infrasanto- nica В a 1 a k h m., A. thalmanni (В г о t z e n), A. umbilicatula M j a 11., Stensidina exculpta (Re- uss), Cibicides eriksda- lensis В г о t z e n
Коньякский СП Inoceramus wander er i A n d., In. deformis M e- ek, In. zeltbergensis Heinz, In. incost ans Woods, In. schloenba- chi Boehm, In. cf. in- volutus S о w., Conulus subconicus Orb. Stensidina emscherica Baryshn. (in lift.), Anomalina thalmanni (Brotzen), A. infra- santonica В a 1 a k h m., A. berthelini Keller, A. ammonoides (R e- u s s), Cibicides eriksda- lensis Brotzen, Prae- globotruncana imbricata (M о r n о d), Globotrun- cana lapparenti Brot- zen
____________________________Продолжение табл. 5
Литологический состав и мощность
Юго-западный Крым Центральный Крым Восточный Крым
Мергели белые, с ред- кими тонкими прослоя- ми зеленовато-серых мергелей, с кремлями 30 м Мергели белые и ме- лоподобные известняки с прослоями зеленовато- серых глинистых мерге- лей, с конкрециями кремней 35—40 м Мергели светло-се- рые, с прослоями серых, глинистых мергелей 30 м
Мергели белые и свет- ло-серые, с прослоями зеленовато-серых глини- стых мергелей 25 м Отсутствуют
Известняки белые брекчиевидные, со стило- литами, местами мело- подобные 8 м Известняки и мергели белые, мелоподобные с кремнями 20—25 м Отсутствуют
Сеноманский I Туронский
I Верхний Inoceramus lamarcki P a r c k„ In. apicalis Woods., Conulus sub- conicus 0 г b„ C. subro- tundus M a n t., Infulaster excentricus Forbes., Cyclothyres cuvieri (Orb.), Scaphites gei- nitzi Orb. Praeglobotruncana im- bricata (Mor nod), Stensidina praeexculpta (Keller), Rotalipora turonica В г о t z e n, Glo- botruncana lapparenti В г о t z e n, Anomalina ammonoides (Reuss), A. berthelini Keller
| Нижний Inoceramus labiatus S c h 1 о t h., In. hercyni- cus Pet r. Praeglobotruncana im- bricata (Mor nod), Stensidina praeexculpta (Keller), Rotalipora turonica В г о t z e n, Glo- botruncana lapparenti В г о t z e n, Anomalina ammonoides (Reuss), A. berthelini Keller
। Верхний ! Scaphites aequa- lis Sow. Neohibolites ultimus (0 r b.) Thalmanninella reicheli M о r n о d cm2 Scaphites aequalis S о w„ Gaudryceras sa- cya (Forb.) var., Inoce- ramus crippsi M a n t Neohibolites ultimus (0 r b.), Mantelliceras mantelli S о w., Schloen- bachia varians (Sow.). Inoceramus cripsi Mant. Thalmanninella reicheli M о г п о d, Rotalipora turonica В г о t z e n, Praeglobotruncana delrio- ensis (Plummer), Anomalina globosa (Brotzen), A. baltica (Brotzen)
Нижний । стг Neohibolites ultimus (0 r b.), Mantelliceras mantelli (Sow.), Schlo- enbachia varians (Sow.) Puzosia planula- ta (Sow.), Inoceramus tenuis Mant., In. scalp-, rum Boehm., In. cripp- si Man t„ Parahibolites tourtiae (Wei g n.) Thalmanninella apenni- nica (Renz), Praeglobo- truncana delrioensis (Plummer), Gumbeli- tria cenomana (К e 1- l e r), Schackoina ceno- mana (Schacko), Anomalina globosa (Brotzen), A. baltica (Brotzen)
Известняки белые брекчиевидные или ме- лоподобные, с редкими кремнями 20—25 м Известняки белые с кремнями 10 м
Мергели белые, вверху с кремнями 40—45 м Мергели белые с крем- нями 30 м Отсутствуют
Мергели светло-серые с прослоями белых из- вестняков 8—10 м Мергели светло-серые с прослоями белых из- вестняков 120—130 м Мергели серые и светло-серые, с прослоями серых глинистых мерге- лей 4—5 м
Мергели светло-серые 20—25 м
Мергели серые и светло-серые, часто пятнистые, с прослоями серых глинистых мергелей, внизу песчанистые 15—20 м 100—120 м Мергели серые с прослоями темно- серых глинистых мергелей 8—10 м
186
СТРАТИГРАФИЯ
Схема сопоставления верхнемеловых
Составила
Ярусы Подъярусы Мощности Тарханкутский полуостров Новоселовское поднятие с прилегающими структурами Северо-восточная часть (район Джанкоя, Балашовки)
Даний Не установлены Мертели серые и свет- ло-серые Anomalina danica (В г о t z.), Karreria fal- lax R z e h., Cibicides he- micompressus Moro z., Globigerina triloculinoi- des Plum., G. micro- cellulosa Moroz., G. inconstans S u b b., Allo- morphina halli J e n n. Известняки светло-се- рые, глинистые и алев- ритистые Vaginulina robusta Plum., Globulina amyg- daloides Reuss, Sten- sidina caucasica (S u b b.), Cibicides hemicompres- sus Moroz., Globigeri- na microcellulosa M o- г о z„ G. inconstans S u b b., Allomorphina halli J e n n. Известняки серые, ор- ганогенно-детритусовые с мшанками и кринои- деями и песчаники зеле- новато-серые, кварцево- глауконитовые Arenobulimina dubia W о 1 о s с h., Ataxophrag- mium depressaeforme P 1 о t n„ Globulina amy- gdaloides Reuss, Ano- malina danica В г о t z., Elphidiella prima (ten Dam)
Маастрихт 10—550 м Известняки светло-се- рые и белые, микрозер- нистые с пропластками темно-серых глин Stensidina gracilis (М а г s s.), Eponides moskvini (К ell.), Ano- malina complanata R e- u s s, Cibicides voltzia- nus (Orb.), Globotrun- cana rosetta (С а г s e y), Pseudotextularia varians R z e h., Bolivina incras- sata Reuss, var. crassa Vass. Известняки светло-се- рые, микрозерн'истые, местами алевритистые Orbignyna sacheri (Reuss), Stensidina gracilis (Mars.), Ano- malina ukrainica W o- 1 о s c h., A. complanata Reuss, Globotruncana stuarti (Lap p.), Bolivi- na incrassata Reuss, var. crassa Vass., B. funalis W о 1 о s c h. Известняки серые, алевритистые Gaudryina ingens W o- 1 о s c h. (msc.), G. pyra- midata C u s h m., Orbig- nyna sacheri (Reuss), Eponides moskvini (K ell.), Cibicides invo- lutus (Reuss), Praebu- limina laevis (B e i s s.), Bolivina incrassata R e- u s s, B. funalis W o- 1 о s c h.
Кампан | 40—650 м Известняки <и мергели белые и светло-серые с миллиметровыми про- пластками темно-серых глин Rhabdammina sp., Li- tuola taylorensis tarchan- cutica W о 1 о s c h., Gau- djiyina rugosa О г b., Arenobulimina labiryn- thica W о 1 о s c h„ Orbig- nyna ovata H a g., Volo- shinovella kelleri W o- 1 о s c h„ Anomalina men- neri Kell., A. clementi- ana Orb. var. usakensis Vass., Cibicides involu- tus (Reuss), Globo- truncana area (Cush m.) Известняки светло-се- рые и ‘белые, микрозер- н истые Arenobulimina puschi (Reuss), Orbignyna ovata H a g., 0. variabi- lis (Orb.), Plectina rut- henica (Reuss), Volo- shinovella kelleri W o- 1 о s c h, Anomalina cle- mentiana (0 r b.) var. usakensis Vass., A. cayexi (Lap p.), A. men- neri Kell., Globotrun- cana area (C u s h m.), G. fornicata Plum. Известняки и мергели светло-серые Lituola taylorensis tarchancutica W o- 1 о s c h„ Rzehakina epigona (R z e h.), Are- nobulimina labirynt- hica W о 1 о s c h., Orbig- nyna simplex (Reuss), O. aequisgranensis (B e i s s.), Voloshinovel- la laffittei (Marie), V. kelleri W о 1 о s c h., Eg- ger ellina brevis (O r b.), Anomalina clementiana (0 г b.) var. usakensis Vass., A. menneri Kell., Globotruncana fornicata P1 u m m.
Известняки белые, ми- крозернистые, плотные Известняки белые, ми- крозернистые Известняки белые, ми- крозернистые, 'плотные
МЕЛОВАЯ СИСТЕМА
187
отложений равнинного Крыма
А. М. Волошина
Таблица 6
Восточная часть (район Славянского, Белостадного) Новоцарицынское поднятие (скв. Нижнегорская Р-б) Юго-западная часть Керченского п-ова (район Мошкаревки, Войково, Куйбышева)
Известняки органоген- но-детритусовые с мшан- ками Arenobulimina dubia Wolosch., Ataxophrag- mium depressaeforme P 1 о t n.. Bulimina aspe- ro-aculeata В г о t z. Известняки белые, ор- ганогенные с глаукони- том и пиритом Arenobulimina dubia Wolosch., Ataxophrag- mium depressaeforme Plot n., Guttulina ipa- tovcevi Vass. Мергели и глины серые Anomalina umbilicatula Mjatl., А. aff. danica (Brotz.), Cibicides ca- bardinicus S u b b„ Globigerina vari- anta S u b b„ Globoconusa daubjergen- sis (Bronn.), Globorotalia compres- sa (Plum m.), Allomorphina halli Jenn.
Песчаники зеленовато- серые, глауконитово- кварцевые, мергели Textularia dentata Al th, Arenobulimina fo- otei J e n n., Orbignyna taurica W о 1 о sch., Ata- xophragmium frankei (В г о t z.), Plectina rut- henica (Reuss), Bolivi- noides draco (M a r s s.) Bolivina incrassata R e - USS Мергели серые и тем- но-серые, алевритистые Lituola taylorensis Cushm. et Wat., Tex- tularia regina W o- 1 о s c h. (msc.), Orbigny- na sacheri (Reuss), 0. simplex (Reuss), Ano- malina umbilicatula M j a 11., Cibicides invo- lutus (Reuss), Globo- truncana area (Cush m.) G. rosetta (C a r s e y), Pseudotextularia varians R z eh. Известняки и мергели светло-серые с прослоями глин и алевролитов Clavulina subparisiensis G г z у b., Eponides moskvini (Kell.), Stensid- ina caucasica (Sub b.), Anomalina menneri Kell., Globotruncana area (Cush m.), G. contusa Cush m„ G. stuarti Lapp., G. fornicata P1 um., G. tricarinata Q u e r., G. bollii Gand., Aragonia sotchica (K ell.), Reussella schajnochae (G r z у b.), Pseudotextularia varians (R z e h a k)
Песчаники и известня- ки зеленовато-серые с глауконитом, мергели песчанистые Orbignyna ovata Н a g., Eggerellina bre- vis (Orb.), Cibicides in- volutes (Reuss), Ano- malina montrelensis M a- r i e, A. clementiana (Orb.) Мергели серые и тем- но-серые, алевритистые Arenobulimina vialovi Wolosch., A. elevata (Orb.), Eponides tnosk- vini (Kell.), Anomalina menneri Kell. / Известняки и мергели светло-серые Микрофауна неизвестна
Известняки светло-серые Микрофауна неизвестна
188
СТРАТИГРАФИЯ
I Ярусы I Подъярусы Мощности Тарханкутский полуостров Новоселовское поднятие с прилегающими структурами Северо-восточная часть (район Джанкоя, Балашовки)
Сантон Верхний 30—320 м Bolivinopsis vitilis (W о 1 о s с h.), Gaudryi- па laevigata Fra n k e, Ataxophragmium var la- bile (O r b.), Stensidina exculpta (Reuss), Ano- malina stelligera M a- r i e, Globotruncana lap- parenti В г о t z. Anomalina clementia- па (О г b.), A. stelligera Marie, Globotruncana ventricosa White, Prae- bulimina ventricosa (В г о t z.) Gaudryina rugosa О г b., Anomalina umbi- licatula М j a 11., Cibici- des eriksdalensis В г о t z.
Нижний | Известняки белые, ми- крозернистые Stensidina exculpta (Reuss), Anomalina in- frasantonica В a 1 a k h., A. costulata Marie
Коньяк | 60—1000 м Известняки белые, ми- крозернистые, плотные Orbignyna ammonoides W о 1 о s с h. (msc.), Are- nobulimina senonica M j a t 1. (msc.), Stensid- ina emscherica В a- r у s c h n„ питонеллы Известняки светло-се- рые, микрозернистые Stensidina emscherica В a г у s c h n„ Globotrun- cana lapparenti В г о t z. Известняки серовато- белые, микрозернистые со стилолитами В шлифах: планктон- ные фораминиферы и питонеллы
к о Известняки белые и светло-серые, микрокри- сталлические, органоген- ные, часто со стилоли- тами Globotruncana lappa- renti В г о t z., питонел- лы Известняки белые, ми- крозернистые с прослоя- ми зеленовато-серых мергелей Stensidina praeexculpta (К ell.), Globotrunacana lapparenti В г о t z., пи- тонеллы
Сеноман Верхний 50—600 м 1 Мергели серые и тем- но-серые Eggerellina hostaen- sis (Moroz.), Praeglo- botruncana stephani (Gan d.), Rotalipora cushmani (Morrow), Thalmanninella deeckei (Franke) Мергели серые и тем- но-серые Anomalina aff. globosa (В г о t z.), A. cenomani- са В г о t z., Hedbergella portsdownensis (W i 11., Mitch.), Praeglobotrun- cana stephani (Gan d.), Rotalipora cushmani (M о г г о w), Thalmanni- nella deeckei (Franke) Мергели темно-серые Hedbergella infracreta- cea (Glaessn.), Prae- globotruncana stephani (Gan d.)
Нижний | Мергели темно-серые Gyroidina aff. nitida (Reuss), Hedbergella in- fracretacea (Glaessn.), Thalmanninella appenni- nica (Renz) Мергели серые и тем- но-серые. Globigerinelloides eag- lefordensis (More m.), Hedbergella delrioensis (C a r s e у), H. infracre- tacea (Glaessn.), Thalmanninella appenni- nica (Renz)
Альб I Аргиллиты черные с прослоями туффитов. Hyperammina sp., Gyroidina kasahstanica M j a 11., Hedbergella infracreta- cea (Glaessn.), Planogyrinaglobigerinellinoides (Subb.), Globigerinelloides breggiensis (Gan d.), Gumbelitria cenomana (К e 11.)
МЕЛОВАЯ СИСТЕМА
189
Продолжение табл. 6
Восточная часть (район Славянского, Белостадного) Новоцарицынское поднятие (скв. Нижнегорская Р-6) Юго-западная часть Керченского п-ова (район Мошкаревки, Войково, Куйбышева)
Gyroidina sp., Stensidi- na sp., Globotruncana linnaeiana (Orb.) Известняки светло-се- рые Hedbergella portsdow- nensis (W.-M.), Praeglo- botruncata stephani (Gand.), P. hagni S c h e i b n. Отложения отсутствуют
Известняки белые, микрозернистые Stensidina emscherica, Globotruncana lapparenti В г о t z., питонеллы
Мергели темно-серые с прослоями светло-серых Spiroplectammina gandolfi Car- bon., Dorothia spissa (Berth.), Eg- gerellina hostaensis (Moroz.), Clavulina gaultina Moroz., Gyroi- dina infracretacea Moroz., Rotalipo- ra cushmani (M о г г о w), Thalmanni- nella deeckei (F r a n k e)
Мергели серые и темно-серые Globigerinelloides eaglefordensis (More m.), Thalmanninella appenni- ca (Renz).
Мергели и аргиллиты темно-серые Hyperammina sp., Eponides chalilo- vi D j a f f„ Gyroidina kasahstanica M j a 11., Hedbergella infracretacea (G 1 a e s s n.), Planogyrina globigeri- nellinoides (S u b b.)
190
СТРАТИГРАФИЯ
Повсюду они представлены серыми и темно-серыми, плотными кар-
бонатными породами. В разрезе преобладают разнообразные мергели:
пел-итоморфные, алевритистые, окремненные и органогенно-детритовые,
подчиненное значение имеют известняки и известковистые глины. Зале-
гает сеноман на близких по составу и окраске породах альба. На
отдельных южных складках Тарханкутского полуострова предпола-
гается трансгрессивное налегание сеномана на альб.
Ограниченное количество фораминифер и плохая их сохранность
в верхах нижнего и низах верхнего мела при довольно однообразном
литологическом составе иногда затрудняют проведение точной границы
между этими отделами. Нижняя граница сеноманского яруса отби-
вается по появлению в разрезе заметного числа тальманнинелл.
В темно-серых мергелях нижнего сеномана наряду с формами,
перешедшими из альба (Hedbergella infracretacea (Glaessn.),
Н. globigerinellinoid.es (Sub b.), Gilmbelitria cenomana (Kell.), встре-
чаются характерные для сеномана Thalmanninella apenninica (Renz.),
Anomalina schloenbachi (Reuss.), Marssonella turris (Orb.), Gyroi-
dina infracretacea Moroz, и др.
Окраска пород верхнего сеномана более светлая, появляется чере-
дование серых мергелей с тонкими прослоями светло-серых известня-
ков. Многие виды фораминифер переходят из нижнего сеномана, в том
числе и Thalmanninella apenninica (Renz.). В низах подъяруса появ-
ляется характерная Thalmanninella deeckei (Franke), выше по раз-
резу наблюдаются подчас массовые скопления Praeglobotruncana ste-
phani (Gan d.) s. 1. В самых верхах сеномана широко распространена
Rotapipora cushmani (Morrow), встречающаяся вместе с выше
названными видами, а также с Hedbergella portsdownensis (W i 11.-
Mitsch.). Из бентосных видов отмечаются Eggerellina hostaensis
(Moroz.), Gyroidina infracretacea Moroz., Anomalina aff. baltica
В г о t z., местами Anomalina globosa (В г о t z.). A. E. Каменецкий
для сеномана равнинного Крыма приводит Inoceramus cripsi М a n t.
(1958).
Из всех известных разрезов наиболее полно охарактеризован
фаунистически сеноманский ярус в окрестности с. Мошкаревка.
В нижней части яруса, представленной темно-серыми и серыми 'мергелями и
не превышающей по мощности 30 м, встречена в изобилии Thalmanninella appenninica
(R е п z), в меньшем количестве Hedbergella infracretacea (Glaessn.), Globigerinel-
loides aff. aeglefordensis (Morem.). Из бентосных видов присутствуют Clavulina
gaultina Moroz., Dorothia spissa Berth., Marssonella turris (O r b.), и Gyroidina
infracretacea Moroz.
Верхний сеноман выражен темными, с прослоями светло-серых, мергелями и
охарактеризован такими планктонными видами, как Praeglobotruncana stephani
(Gand.) s. 1., Rotalipora cushmani (Morrow), Thalmanninella deeckei (Franke),
Globigerinelloides ultramicrus (Subb.). Из низов разреза переходят Clavulina gaultina
Moroz., Dorothia spissa (Berth.), Gyroidina infracretacea Moroz., кроме того,
определяются Spiro pie ctammina gandolfi Carbon., Gaudryina inf lata Carbon., Eg-
gerellina hostaensis (Moroz.). По всему сеноману Мошкаревки неравномерно распре-
делены скопления радиолярий.
Мощности сеномана в равнинном Крыму увеличиваются с востока
на запад от 53 м в районе Мошкаревки до 400—600 м на западе Тар-
ханкутского полуострова, сокращаясь до 40—100 м на Новоселовском
поднятии.
Туронский и коньякский ярусы
Отложения туронского яруса в горном Крыму по литологическому
составу и фауне подразделяются на две толщи, соответствующие
нижнему и верхнему турону.
ЕЗ' gag» Egg/J P^zc g^/5
S=gz7 1Ж4Й й±£к fcfcflzz {-w~\zz |—--la I—-|a jv^# ggga
Рис. 41. Литолого-фациальные схемы верхнемеловых отложений Крыма. Составили: А. Е. Каменецкий, Н. И. Маслакова,
О. В. Снегирева
^•“Мергели» мергели алевритистые (>60%), песчаники (>10%); 2 — мергели, мергели алевритистые (>60%), известняки (<10%)- 5 —мео-
гели мелоподобные (>60%), глины «10%); 4 — известняки, известняки глинистые (>60%), мергели, глииы известковистые- 5 — мергели мео-
гели песчанистые (>60/о), известняки, песчаники, конгломераты, кремни; 6 — мергели, известняки окремиелые, мел, в кровле глины (<5%Р
7 известняки, известняки глинистые, алевритистые, кремии; 8 — мергели песчанистые (60%), известняки, песчаники глины (<5%) кон’
™™^ЛеМНИ: 5 - известняки песчанистые, песчаники, мергели; /0 - известняки мелоподобные. мел, мертели кремли П JИзвестняки
у е известняки, глины «5%), пирит кремци; К — известняки алевритистые (>60%), мергели; 13 — мергели мергели мелоподобные
060А), известняки, глины |(кнловые >5%); 14 — известняки, известняки глинистые (>60%), мергели, мергели мелоподобные- 15 —Дмепге
ли, мергели песчанистые (>60%), песчаники; 16 — мертели песчанистые, известняки песчанистые; 17 — известняки (>60%) мергели мео-
Г?ГНи=ОДОпбнЬ1е: /5~мергелн мелоподобные, мел; 19- мертели песчанистые 060%), известняки мшанковые; криноидиые, песчаники-
2?И органогеино‘детритусовые, алевритистые (>60%), мергели; 21 - известняки органогеино-детритусовые; 22 -линии равных
мощностей, 23 — границы молодых и четвертичных размывов (контур современного распространения): 24 — границы распространения онколо-
гических комплексов; 25—границы древних размывов; 26— направление сноса обломочного материала; 27 — предполагаемая суша
Зак. 911
МЕЛОВАЯ СИСТЕМА
191
Нижний турон сложен светло-серыми и белыми мергелями, связан-
ными постепенным переходом с верхнесеноманскими породами. В верх-
ней части разреза мергели содержат конкреции и линзовидные прослои
кремней. В толще содержатся характерные для нижнего турона Inoce-
ramus labiatus S с h 1 о t h., /. hercynicus Petr., из фораминифер
встречаются Praeglobotruncana imbricata (M о r n о d), Stensidina prae-
exsculpta (Keller), Anomalina berthelini Keller, A. ammonoides
(Reuss), A. kelleri Mjatl. и др. Изредка присутствует Rotalipora
cushmani (Morrow.), широко распространенная в Крыму в верхнем
сеномане и не поднимающаяся выше нижнего турона.
Мощность нижнетуронских мергелей изменяется от 15 м в долинах
рек Черная и Бодрак до 40—45 м на р. Каче. В Белогорском районе
она составляет 30 м.
Отложения верхнего турона имеют более широкое распростране-
ние. Они известны почти во всех верхнемеловых разрезах юго-запад-
ного и центрального Крыма, а также в окрестностях Лысой горы и
Насыпкойской балки в восточном Крыму. Литологически они представ-
лены белыми известняками, крепкими, брекчиевидными, со стилоли-
тами или мелоподобными, с конкрециями и линзовидными прослоями
кремней. В долине р. Черной эти породы включают прослои песчани-
ков и конгломератов.
Известняки залегают согласно с постепенным переходом на мерге-
лях нижнего турона и в местах отсутствия последних ложатся с раз-
мывом на подстилающие породы. Из фауны они содержат Inoceramus
lamarcki Park., In. apicalis Woods., Conulus subconicus О r b.,
C. subrotundus M a nt, Infulaster excentricus Forbes, Scaphites
geinitzi О г b., Lewesiceras peramplum (M ant.), Cyclothyris cuvieri
Orb., Rectithyris becksi (Roem.). Из фораминифер здесь встречаются
Globotruncana lapparenti . В г о t z., Stensidina praexculpta (К e 11.),
Anomalina berthelini Kell., A. ammonoides (Reuss.). Мощность их
в горном Крыму изменяется от 5—10 до 20—25 м.
Туронские отложения равнинного Крыма ложатся согласно на
сеноманские, от которых отличаются по литологическому составу. Это
плотные, светло-серые или белые, микрокристаллические или органо-
генные известняки, часто со стилолитами. Изредка наблюдаются тон-
кие прослойки зеленовато-серых и черных глин. Известняки повсе-
местно покрывают отложения сеномана, отсутствуя лишь местами на
Новоселовском и Ново-Царицынском поднятиях.
Микроскопические остатки из плотных известняков извлекаются
с трудом; сечения фораминифер (Globotruncana lapparenti Brotz.
и другие планктонные виды) обычно можно наблюдать лишь в плоско-
параллельных шлифах. А. Е. Каменецкий (1958) приводит для турона
равнинного Крыма Inoceramus labiatus S о w. В скв. Джанкойская Р-3,
в интервале 2428—2437 м определен Inoceramus lusatiae A n d., харак-
терный для верхнего турона—коньяка.
Породы коньякского яруса в равнинном Крыму неотличимы от
туронских и ввиду их небольшой мощности по сравнению с туроном
они рассматриваются как единая толща. О наличии коньякского яруса
говорят находки на Октябрьской антиклинали характерных форамини-
фер: Orbignyna ammonoides Wolosch. (msc.), Arenobulimina seno-
nica Mjatl. (msc.), Stensidina emscherica Baryschn.
B4 низах турон-коньяка южного склона Северо-Новоселовского
поднятия (скв. К-151 вблизи с. Танино) определена Anomalina berthe-
lini Kell., характерная для турона, а выше Stensidina emscherica
Baryschn., свойственная коньяку.
192
СТРАТИГРАФИЯ
В известняках турон-коньяка отмечается большое количество округ-
лых и овальных телец, именуемых питонеллами. В разрезе турона пре-
обладают овальные питонеллы, в верхах толщи, отвечающей коньяку,
более часты округлые. Отдельные пачки известняков настолько изоби-
луют этими формами, что их можно называть питонелловыми.
Мощности турон-коньяка сильно меняются: 64 м на Керченском
полуострове, 280 м западнее Джанкоя и 400—1000 м в наиболее погру-
женных участках Тарханкутского полуострова.
Отложения коньякского яруса в горном Крыму также литологиче-
ски очень сходны с породами верхнего турона, с которыми они обра-
зуют единую толщу белых известняков. Известняки крепкие, иногда
несколько окремнелые, часто брекчиевидные, местами мелоподобные,
обычно с конкрециями или линзовидными прослоями кремней. На
р. Черной они включают прослои песчаников.
Относительно хорошо коньякские отложения выделяются в долинах
рек Бельбек, Кача и Чурюк-Су, где в них довольно часто встречаются
Inoceramus deformis Meek, In. zeltbergensis Heinz., In. wandereri
A n d., In. inconstans Woods, In. lusatiae A n d., In. kleini Mull.,
Conulus subconicus О г b., Cyclothyris cuvieri (О г b.), Rectithyris becksi
(Roe m.).
Подобный комплекс иноцерамов встречается в коньякских отложе-
ниях Северного Кавказа и Русской платформы ниже слоев с Inocera-
mus involutus S о w., характеризующего собой в этих местах верхний
подъярус коньякского яруса. В Крыму один экземпляр плохой сохран-
ности найден лишь в Бахчисарайском районе вместе с перечисленными
выше иноцерамами.
Комплекс фораминифер, содержащийся в описываемых отложе-
ниях, характеризуется присутствием видов, как общих с туронскими
так и свойственных коньякским и более молодым образованиям.
К последним относятся Cibicides eriksdalensis Brotzen, Anomalina
thalmanni (Brotzen), A. infrasantonic а В a 1 a k h m. Иногда
в кровле их единично встречаются Stensidina exculpta (Reuss) и
Globotruncana bulloides Vogler. Постоянно присутствует в этих
породах Stensidina emscherica Baryshn., характерная для коньяк-
ских отложений Русской платформы и Северного Кавказа. Из форм,
общих с туронскими, здесь присутствуют Globotruncana lapparenti
В г о t z., Anomalina berthelini Keller, Stensidina praexsculpta
(Keller) и др.
Аналогичный комплекс фораминифер встречается во всем разрезе
коньякских отложений Северного Кавказа. Сходная ассоциация приво-
дится многими исследователями для коньякских отложений (в объеме
инволютных слоев) и для Русской платформы и Мангышлака. Пере-
численная фауна подобна также комплексу фораминифер, приведен-
• ному Ф. Бротценом (1936) для эмшера (коньяк в объеме инволютных
слоев — нижний сантон) южной Швеции.
Мощность коньякского яруса в горном Крыму не превышает
6—8 м.
Сантонский ярус
Отложения сантонского яруса в горном Крыму простираются не-
прерывной полосой на участке между реками Черная и Альма. Восточ-
нее Альмы они выклиниваются и появляются вновь в Белогорском рай-
оне. Далее выходы сантонских пород прослеживаются до с. Тополевка
и после значительного перерыва появляются в окрестностях Белого яра,
близ Феодосии.
МЕЛОВАЯ СИСТЕМА
193
Рассматриваемые отложения залегают согласно или с размывом
на коньякских или более древних породах вплоть до альба. Они пред-
ставлены в основном белыми и светло-серыми мергелями, местами
мелоподобными, с прослоями зеленовато-серых и серых глинистых мер-
гелей. В мергелях встречаются конкреции и линзовидные прослои
кремней или участки окремнелых мергелей. Породы содержат немного-
численные и обычно плохой сохранности остатки иноцерамов, морских
лилий, морских ежей и губок. Более обильны в них фораминиферы,
распределение которых позволяет выделить в юго-западных разрезах
два подъяруса сантонского яруса.
Нижний сантон в долинах Бельбека, Качи и Чурюк-Су у Бахчиса-
рая в основании сложен пачкой светло-серых известняков и мергелей
с миллиметровыми пропластками зеленовато-серых глинистых мергелей
и глин. В долинах Качи и Чурюк-Су породы содержат примесь песча-
ного материала. Выше по разрезу следуют белые и светло-серые мер-
гели с прослоями зеленовато-серых глинистых мергелей. Рассматривае-
мые породы содержат Anomalina infrasantonica В а 1 a k h m., A. thal-
manni (Brotzen), A. umbilicatula M j a 11., A. stelligera (Marie), A.
costulata (Marie), A. clementiana (Orb.), Stensidina exculpta (Re-
uss), Globotruncana lapparenti Brotzen, Cibicides eriksdalensis
В г otz en, Arenobulimina elevata (Orb.), Heterostomella convergens
Keller и другие виды, характерные для сантонских отложений Север-
ного Кавказа, Русской платформы и Западной Европы. Вид Anomalina
infrasantonica В а 1 a k h m. является зональным для кардиссоидовых
слоев (нижний сантон) Русской плиты. Мощность нижнесантон-
ских пород в указанных разрезах составляет 20—25 м.
Верхний сантон, выделяемый в долинах Бельбека, Качи, Чурюк-Су,
Бодрака и Альмы, а также в Белом яру, у Феодосии, представлен всюду
(кроме Белого яра) белыми мергелями, заключающими тонкие пропла-
стки зеленовато-серых глинистых мергелей и конкреции кремней. В до-
лине р. Чурюк-Су у Бахчисарая в этой толще найдены ростры Actinoca-
тах verus Mill., характеризующие собой сантон Русской плиты
и Западной Европы. Разрез верхнего сантона в Белом яру начинается
серыми, иногда пятнистыми мергелями, сменяющимися вверх светло-се-
рыми мергелями с прослоями серых и темно-серых глинистых мергелей
и белых мелоподобных известняков, с очень редкими прослоями крем-
ней. В этих породах встречен Gaudryceras veragurense К о s s гл., изве-
стный из верхнего сантона Западной Европы.
Из фораминифер в верхнем сантоне наиболее характерными явля-
ются Bolivinoides strigillatus (Cha pm.), Globotruncana bulloides Vog-
ler, G. concavata Brotzen, Anomalina stelligera (M a r i e), A. costu-
lata (M a r i e), A. clementiana (О г b.). и др.
Мощность верхнесантонских пород изменяется от 7—8 м на р. Аль-
ме до 30 м в долине р. Качи и Белом яру. На р. Черной мергели сан-
тонского яруса включают прослои песчаников и конгломератов. Общая
мощность их 40—45 м.
В центральной части горного Крыма сантонские отложения из-за
плохой обнаженности не разделяются на подъярусы. Представлены они
там светло-серыми и белыми мергелями и мелоподобными известняками
с прослоями зеленовато-серых глинистых мергелей с конкрециями крем-
ней. Мощность их до 30—35 м.
Сантонские отложения в равнинном Крыму выражены светло-се-
рыми плотными микрозернистыми известняками с прослоями органоген-
ных. Они установлены в пределах Тарханкутского полуострова, запад-
нее Джанкоя, на Новоселовском поднятии.
13 Зак. 911
194-
стратиграфия
В наиболее приподнятых участках Новоселовского поднятия отло-
жения сантона отсутствуют, на крыльях же структуры белые микрозер-
нистые известняки этого возраста либо залегают трансгрессивно на
более древних ярусах мела вплоть до альба, либо, где разрез непреры-
вен, на коньякских известняках. Вследствие большей мягкости пород и
залегания их на меньшей глубине (менее 900 м) фауна фораминифер
сантона здесь достаточно широко представлена, что позволяет подраз-
делить ярус, как и на юго-западе горного Крыма, на две части. Для
нижнего сантона характерны Ataxophragmium compactum В г о t z.,
Anomalina infrasantonica Balakhm., A. costulata Marie, в верхнем
же встречаются Gaudryina laevigata Fra n., Orbignyna variabilis
(Orb.), Stensidina exculpta (Reuss), Anomalina clementiana (Orb.),
A. costulata Marie, Globotruncana ventricosa White, Bulimina ventri-
cosa В г о t z.
На Тарханкутском полуострове и западнее Джанкоя, где сантон
залегает на большой (1000—2400 м) глубине, микрофауна так же скуд-
на, как и в подстилающих породах, поэтому в ряде скважин сантонский
ярус выделяется не по фаунистическим данным, а по положению в раз-
резе.
Изредка в породах сантона встречаются планктонные формы Gto-
botruncana lapparenti В г о t z., G. ventricosa White а также Arenobu-
limina presli (Reuss), Ataxophragmium variabile (Orb.), Stensidina
exculpta (Reuss), Anomalina stelligera Marie, A. clementiana
(Orb.). Максимальные мощности сантона в равнинном Крыму таковы:
в районе Мошкаревки 30 м, западнее Джанкоя 74 м, на Новоселовском
поднятии 145 м, на Тарханкутском полуострове 220—320 м.
Кампанский ярус
Отложения кампанского яруса широко распространены в юго-за-
падной и центральной частях горного Крыма. Они залегают согласно
или с размывом на породах сантона и более древних горизонтах вплоть
до альба и апта и представлены в основном белыми и голубовато-се-
рыми мергелями.
Характер распространения в них различных групп фауны позво-
ляет выделить нижний и верхний кампан, а в большинстве разрезов и
более дробные стратиграфические единицы — зоны.
Нижний кампан в юго-западном Крыму подразделяется на две
зоны: нижнюю с Micraster schroederi Stolley и верхнюю с Hauerice-
ras pseudogardeni (S с h 1 u t.).
Зона c Micraster schroederi Stolley характеризуется белыми ме-
лоподобными известняками и мергелями с прослоями кила и редкими
конкрециями кремней. Мощность зоны до 10—15 м. Эти породы содер-
жат единичные Micraster schroederi Stolley, найденные в долине
р. Чурюк-Су у Бахчисарая, и многочисленные фораминиферы, из кото-
рых наиболее характерны Bolivinoides decoratus (Jones), Orbignyna
inf lata (Reuss), O. sacheri (Reuss) и многие другие виды, имеющие
широкое распространение с кампана по Маастрихт. Первые два из ука-
занных видов впервые появляются в отложениях описываемой зоны и
являются постоянными компонентами кампанского комплекса форами-
нифер Крымско-Кавказской области, Русской плиты и Западной Ев-
ропы.
Зона с Hauericeras pseudogardeni (S с h 1 u t.) представлена белыми
мелоподобными мергелями с прослоями зеленовато-серых глинистых
мергелей и реже глин. В мергелях этой зоны в с. Украинка (Курцы)
залегает разрабатываемый пласт кила. Мощность пород до 55 м.
МЕЛОВАЯ СИСТЕМА
195
Кроме редких находок Hauericeras pseudogardeni (Schliit.) (на
реках Бельбек и Чурюк-Су), в этой зоне часто встречаются Belemnitella
mucronata senior N о w. и Inoceramus balticus Boehm. Иногда попа-
даются Inoceramus azerbaydjanensis Aliev. Весьма обильны здесь
фораминиферы. Наиболее характерными из них являются Cibicides in-
volutes (Reuss), Anomalina menneri Keller, A. monterelensis Ma-
rie, Bolivinoides decoratus (Jones), Orbignyna inf lata (Reuss),
Clobotruncana area (Cushman), Cibicides eriksdalensis Brotz. и
крюгие другие.
В центральной части горного Крыма отложения нижнего кампана
известны лишь в окрестностях Белогорска и с. Мичуринское. Из-за пло-
хой обнаженности нижних горизонтов разреза выделить в них зоны
пока не представляется возможным. Не исключено что самая нижняя
зона кампана здесь отсутствует. Хорошо обнаженная часть разреза
представлена белыми мелоподобными мергелями с прослоями зелено-
вато-серых глинистых мергелей с Belemnitella mucronata S с h 1 о t h.,
Inoceramus azerbaydjanensis Aliev., In. balticus Boehm, Bolivinoides
decoratus (Jones), Cibicides involutus (Reuss), Anomalina menneri
Keller и другими фораминиферами. Мощность их до 50—60 м.
Верхний кампан почти всюду подразделяется на две зоны, разли-
чающиеся между собой как по фауне, так и по литологическому со-
ставу.
Нижняя зона сложена белыми мелоподобными мергелями, содер-
жащими тонкие, часто миллиметровые пропластки зеленовато-серых
глинистых мергелей и глин. Мощность пород до 65—70 м. В мергелях
часто встречаются Belemnitella mucronata senior N о w. и Inoceramus
balticus В о e h m., известные и в предыдущих зонах. Впервые здесь по-
являются Stensidina gracilis (Marss.), Bolivina incrassata Reuss,
Cibicides spiropunctatus Gall, et Mоr r ey, Pachydiscus koeneni
Gross, и единичные экземпляры Belemnitella mucronata omega
S c h a t s k.
Верхняя зона представлена серыми мергелями, на поверхности вы-
ветривания- обычно голубовато-серыми, местами желтовато-серыми.
Мощность их до 30—40 м. Мергели содержат характерные для этой
зоны Belemnitella langei S с h a t s k., Inoceramus buguntaensis D о b-
r о v, In. caucasicus Bobrov. Кроме того, здесь встречаются Stensidina
gracilis (Marss.), Bolivina incrassata Reuss, Cibicides spiropunctatus
Gall, et Mor r ey, Pachydiscus koeneni Gross, Belemnitella mucronata
omega S c h a t s k.
Наибольшая мощность кампанских отложений в горной части Кры-
ма наблюдается в долине р. Бельбек, где она достигает 160 м.
Кампанские отложения широко развиты и на территории равнин-
ного Крыма. В их основании на Тарханкутском полуострове лежит пач-
ка от светло- до темно-серых микрозернистых известняков мощностью
в 40—50 м. Выше следует толща белых и светло-серых микрозернистых
известняков с редкими прослоями мергелей. Местами в верхах яруса
известняки переслаиваются с миллиметровыми пропластками темно-се-
рых глин. В известняках иногда наблюдаются стилолиты, а также тре-
щины, заполненные глинистым материалом или кальцитом.
В восточной части равнинного Крыма (Джанкойский район) увели-
чивается количество глинистого материала, поэтому становятся более
частыми прослои мергелей, а окраска пород значительно темнеет.
Далее к юго-востоку, в пределах Новоцарицынского поднятия
(скважина Нижнегорская Р-6), верхние горизонты кампана ложатся
с размывом на образования нижнего мела. Представлены они серыми
и темно-серыми алевритистыми мергелями. Аналогичные алевритистые
13*
196
СТРАТИГРАФИЯ
мергели слагают кампан по данным бурения у с. Белостадное на побе-
режье Сиваша. В юго-западной части Керченского полуострова, в окре-
стностях с. Мошкаревка, к кампану относятся светло-серые глинистые
известняки и мергели с прослоями более темных мергелей и глин.
Фауна фораминифер богата и’ разнообразна, и, по-видимому, этот
комплекс выдерживается на всей территории. Из характерных видов
в кампане встречаются: Rzehakina epigona Rzehak., Lituola tayloren-
sis C u s h m. et W a t. subsp. tarchancutica W о 1 о s c h., Gaudryina rugo-
sa О г b., H eterostomella rugosa (О г b.), Clavulina aff. clavata Cush m.,
Arenobulimina obliqua (Orb.), A. labirynthica W о 1 о s c h., Marssonella
turris (Orb.), Plectina ruthenica (Reuss.), Orbignyna ovata Hag.,
Voloshinovella aff. laffittei (Marie), Flabellina efferata Wedek., Globo-
rotalites michelinianus (O rb.), Stensidina praecaucasica Vass., Anoma-
lina clementian (Orb.) var. usakensis Vass., A. cayeuxi (Lapp.), A.
menneri Kell., Cibicides involutus (Reuss), C. voltzianus (Orb.),
Globotruncana area (Cush m.), G. fornicata P 1 u m., Bolivinoides deco-
ratus Jones.
Максимальные мощности кампанских отложений в равнинном Кры-
му составляют: 40 м — на Керченском полуострове 90—100 м — в пре-
делах Новоселовского поднятия, 500 м — в районе Джанкоя и 400—
600 м— в погруженных участках Тарханкутского полуострова.
Маастрихтский ярус
Отложения маастрихтского яруса в отличие от всех описанных
выше горизонтов верхнего мела особенно широко распространены
в Крыму. Они присутствуют почти во всех изученных верхнемеловых
разрезах как горного, так и равнинного Крыма. Эти образования зале-
гают согласно на породах кампана или ложатся трансгрессивно на раз-
личные более древние горизонты вплоть до альба.
Маастрихтские отложения в юго-западной и центральной частях
горного Крыма на основании распределения в них главным образом
белемнитов и аммонитов и в меньшей степени иноцерамов и форамини-
фер подразделяются на два подъяруса.
Нижний Маастрихт представлен серыми песчанистыми мергелями,
на поверхности выветривания обычно голубовато- и желтовато-серыми,
с железистыми конкрециями. Часто в них наблюдаются участки непра-
вильной формы более крепких, иногда несколько окремнелых мергелей.
Местами в нижней части мергелистой толщи встречаются скопления об-
ломков и целых раковин устриц и зерен глауконита. В районе с. Кур-
ское в основании разреза маастрихтских отложений наблюдаются вклю-
чения глыб различных более древних верхнемеловых пород (туронских,
сантонских и кампанских).
Описываемые образования содержат характерные для маастрихт-
ского яруса Русской плиты и Западной Европы Belemnella lanceo-
lata (Schloth.), Acanthoscaphites tridens К n e r, Hauericeras sulcatum
(Kner), Discoscaphites constrictus (Sow.), Diplomoceras cylindra-
ceum D e f r., Echinoconus vulgaris L e s k e, Echinocorys pyramidatus
P о r 11., Pseudotextularia varians Rzehak., Bolivinoides draco (M a r s-
s о n), B. delicatulus Cushman, Neoflabellina reticulata Reuss, Sten-
sidina caucasica (Subb.), Anomalina ekblomi (Brotz.), Globotrunca-
nita stuarti (Lapp), и другие фораминиферы. Мощность описываемых
отложений до 80—90 м.
Верхний Маастрихт сложен сильно песчанистыми мергелями, сме-
няющимися вверх по разрезу известковистыми песчаниками с обильной
фауной устриц и пектенов. Мергели серые, на поверхности выветрива-
МЕЛОВАЯ СИСТЕМА
197
ния голубовато- и желтовато-серые, с многочисленными железистыми
конкрециями, с участками более крепких мергелей, образующих бугри-
стую поверхность склона. Из фауны здесь присутствуют Belemnella
arkhangelskii N a j ds, Pachidiscus neubergicus (Hauer), Pach. colliga-
tus Binkh., Discoscaphites constrictus (Sow.), Pseudotextularia varians
R z eha k., Bolivinoides draco (M a г s s оn), Anomalina midwayensis
(Plummer), Reussella minuta (M a г s s о п) и многие другие форами-
ниферы, имеющие более широкое вертикальное распространение.
Мощность верхнемаастрихтских отложений в пределах юго-запад-
ной и центральной частей горного Крыма составляет не более 40 м.
В восточном Крыму отложения маастрихтского яруса содержат
значительно меньше фауны. Поэтому подразделять их на два подъяру-
са не представляется возможным.
На склонах гор Коклюк, Клементьева и Бродской маастрихтские
отложения представлены темно-серыми песчанистыми мергелями, со-
держащими прослои темно-серых глинистых мергелей. На горе Коклюк
в основании разреза рассматриваемых отложений наблюдаются вклю-
чения глыб сеноманских и туронских пород. Из фауны здесь встреча-
ются Belemnella lanceolata (Schloth.), Discoscaphites constrictus
(Sow.), Pseudotextularia varians Rzehak. и другие фораминиферы.
Мощность пород составляет 50—100 м.
Близ Феодосии на участке между Насыпкойской балкой и Лысой
горой маастрихтские отложения характеризуются более светлыми серы-
ми песчанистыми мергелями, вверху сильно песчанистыми, местами
переходящими в песчаники. В Белом яру и, по-видимому, в Насыпкой-
ской балке в основании они включают глыбы кампанских пород. Мер-
гели содержат Pseudotextularia varians Rzehak, Bolivinoides draco
(Marsson), Globotruncana stuarti (Lapp.) и другие. Кроме того,
в Белом яру по всему разрезу встречаются Discoscaphites constrictus
(Sow.) и вверху единичные Inoceramus tegulatus Hag. Мощность опи-
сываемых отложений здесь не превышает 100—120 м.
В равнинном Крыму маастрихтские отложения установлены как
в скважинах, так и в естественных обнажениях у с. Меловая (Тархан-
кутский полуостров). Всюду они залегают на породах кампана, с кото-
рыми связаны постепенными переходами.
На Тарханкутском полуострове, к западу от Джанкоя, у Красно-
гвардейска и севернее у с. Балашовка Маастрихт представлен серыми
и белыми, неслоистыми, микрозернистыми известняками. Наблюдаются
пачки известняков с миллиметровыми прослойками и пропластками до
20 см темно-серых глин. Западнее Джанкоя, в скважине Р-3, в верхах
толщи Маастрихта обнаружен слой спонголита мощностью в 10 м.
Далее к юго-востоку, в районе Нижнегорска, отложения Маастрих-
та выражены темно-серыми известковистыми песчаниками и алеврити-
стыми мергелями (скважина Р-6, интервал 1820—1930 м). На крайнем
востоке равнинного Крыма, у с. Славянское, Маастрихт представлен
также песчанистой фацией — зеленовато-серыми кварцево-глауконито-
выми песчаниками. Около с. Белостадное близ Сиваша к Маастрихту
относятся серые и темно-серые песчанистые известняки с глауконитом.
Видовой состав фораминифер по сравнению с кампаном обеднен.
К наиболее часто встречающимся видам в западной части описываемой
территории относятся: Textularia dentata А 11h, Gaudryina ingens Wo-
losch. (msc.), Arenobulimina puschi (Reuss), Ataxophragmium cras-
sum (Orb.), A. Ivovense Wolosch. (msc.), Orbignyna sacheri (Re-
uss), Gyroidina umbilicata (Orb.), Stansidina gracilis (Marss.) Epo-
nides moskvini (Kell.), Anomalina complanata Reuss, Cibicides invo-
lutus (Reuss), Globotruncana stuarti (Lap p.), O. contusa (Cush m.) „
198
СТРАТИГРАФИЯ
Praebulimina laevis (Beiss.), Bolivina incrassata Reuss, B. funalis
W о 1 о s c h., Bolivinoides draco (Marss.), Reussella minuta (M а г s s.).
В песчанистых мергелях скважины Нижнегорская Р-6, расположен-
ной на Ново-Царицынском поднятии, кроме широко известных видов,
найден еще весьма характерный вид Lituola taylorensis С u s h m. et
Wat., а также Textularia regina Wolosch. (msc.), Globotruncana ro-
setta (Carsey), Pseudotextularia varians R z e h a k.
Маастрихтский комплекс в районе с. Славянское состоит преиму-
щественно из видов с агглютинированной раковиной, среди которых
имеются Textularia baudouiniana (Orb.), Т. dentata А11 h, T. regina
W о 1 о s c h., (msc.), Arenobulimina footei J e n n., A. pirum (К г i v о b.),
Ataxophragmium frankei (Brotz.), A. Ivovense Wolosch. (msc.),
Orbignyna taurica Wolosch., Plectina ruthenica (Reuss.) и другие.
В районе с. Гончаровка, близ Старого Крыма, мергели Маастрихта
трансгрессивно перекрывают отложения альба и содержат комплекс
преимущественно планктонных фораминифер, среди которых преобла-
дают Globotruncana rosetta (С а г s е у), G. contusa (Cush m.), Pseudo-
textularia varians (Rzehak), т. e. ассоциация, встречающаяся в одно-
возрастных отложениях смежных районов горного Крыма.
Датский ярус
Датские отложения, как и маастрихтские, имеют широкое распро-
странение в Крыму. В юго-западной части горного Крыма они протяги-
ваются непрерывной полосой от долины р. Черной до левого берега
р. Альмы, слагая уступ Предгорной гряды. Эти образования залегают
со следами подводного размыва на породах Маастрихта.
В основании их всюду наблюдается пачка зеленовато-серых глауконитовых пес-
чаников и песчанистых мертелей, впервые описанная Г. Ф. Вебер (1923), выделенная
в зону Protobrissus akkajensis.
Кроме Р. akkajensis (Web.), здесь встречаются Hemiaster inkertnanensis Lor.,
столь же характерный для этой зоны, а также Echinocorys sulcatus Goldf. и Her-
coglossa danica (S ch loth.), известные <в других верхнемеловых разрезах и <в более
высоких горизонтах датского яруса. Мощность пачки до 10 м.
Далее следует толща мшанковых и криноидных известняков, светлых, желтовато-
• серых и серых, очень крепких, содержащих стяжения кремней. Во всей толще изве-
стняков, за исключением ее верхней части, встречаются Ancistrocrania tuberculata
(Nils.). Мощность толщи до 30 м. Кроме перечисленных выше форм, описываемые
породы содержат фораминиферы, наиболее характерными из которых являются Glo-
bigerina triloculinoides Plummer, G. pseudobulloides Plummer, Anomalina danica
(Brotz), Spiroplectammina carinatiformis Moroz., Nutallides triimpyi (Nuttall)
и другие, широко распространенные в датских и более молодых отложениях.
Общая мощность датских отложений в юго-западном Крыму изме-
няется от 14—15 м на р. Альме до 40 м в долине р. Бельбека. К востоку
•от Альмы они выклиниваются и вновь появляются в восточной части
горного Крыма, где наибольшее распространение имеют в окрестностях
сел Мичуринское и Курское. В основании их здесь также наблюдаются
следы подводного размыва, а разрез характеризуется в основном мерге-
. листыми породами.
В Мичуринском районе в нижней части толщи хорошо выделяется
пачка серых и зеленовато-серых глауконитовых сильно песчанистых сло-
истых мергелей с Protobrissus ak-kajensis (Web.), Hemiaster inkerma-
nensis L о r., Echinocorys sulcatus Goldf. Мощность ее 5—6 м.
Выше залегают серые песчанистые мергели, переслаивающиеся
<-с более плотными мергелями. Вверху разреза местами они включают
маломощные прослои детритусовых известняков. Мергели содержат
JProtobrissus depressus (К о n g i е 1), Coraster sphaericus S e u n e s,
МЕЛОВАЯ СИСТЕМА
199
Echinocorys sulcatus G о 1 d f. Мощность пород 15—18 м. Во всем разрезе
встречаются Anomalina danica (В г о t z.), Globigerina triloculinoides
Plummer, и др.
К западу от с. Мичуринское мощности датских отложений довольно
быстро уменьшаются из-за срезания их палеоценовыми известняками.
Близ Белогорска, несколько восточнее с. Белая Скала, рассматриваемые
образования представлены лишь нижней пачкой сильно песчанистых
слоистых мергелей, соответствующих зоне Protobrissus ak-kajensis.
Мощность их 5—6 м.
В окрестностях с. Курское рассматриваемые образования сложены
серыми песчанистыми мергелями, содержащими вверху разреза частые
прослои серых песчанистых известняков. В нижней части толщи встре-
чаются Hemiaster inkermanensis Lor. и Echinocorys sulcatus G о 1 d f.
Выше по разрезу, кроме Ech. sulcatus G о 1 d f., содержатся Coraster
sphaericus S e u n e s. Из фораминифер здесь встречаются Anomalina
danica (В г о t z e n), Globigerina triloculinoides Plummer, G. pseudo-
bulloides P 1 u m m e г и др. Мощность пород 17—20 м.
В восточном Крыму датские отложения известны во всех изучен-
ных верхнемеловых разрезах. Всюду они залегают согласно, с постепен-
ным переходом на породах Маастрихта. Эти образования характери-
зуются серыми песчанистыми мергелями, на поверхности выветривания
обычно желтовато-серыми или зеленовато-серыми от глауконита, часто
полосчатыми или пятнистыми, содержащими прослои серых и зеленова-
то-серых известковистых песчаников. В окрестностях Феодосии на скло-
нах гор Коклюк, Клементьева и Лысой в мергели включены линзы
известняковых конгломератов. Породы бедны фауной. Из фораминифер
в нйх содержатся единичные экземпляры Globigerina triloculinoides
Pl u‘mm er, G. pseudobulloides Plummer, Anomalina danica
(В г о t z.), A. ekblomi (В г о t z.), Nuttallides trumpyi (Nuttall) и не-
которые другие. Изредка в породах встречаются Coraster sphaericus
Seunes (гора Клементьева), Homoeaster abichi (А и th.) (Белый Яр)
и Hercoglossa danica (Schloth.) (Насыпкойская балка). Мощность
пород изменяется от 12—15 м на Лысой горе и в Белом яру до 30—35 м
на горе Клементьева.
Датские отложения в равнинном Крыму вскрываются на Тархан-
кутском полуострове, на склонах Новоселовских поднятий и далее к во-
стоку в районе Джанкоя и с. Славянское. Они отсутствуют местами
в зоне южных складок Тарханкутского полуострова и в центральных
участках Новоселовских поднятий.
На Тарханкутском полуострове даний представлен сравнительно
глубоководными отложениями: серыми и голубовато-серыми, местами
пятнистыми, неслоистыми мергелями, а в верхней части — глинистыми
известняками с прослоями мергелей. Западнее Джанкоя, у Славянского,
Медведевки, Балашовки, Красногвардейска и Нижнегорска литологи-
ческий состав яруса иной: здесь это глауконитовые песчаники, светло-
серые кристаллические известняки с редкими зернами глауконита и ор-
ганогенные мшанковые известняки.
Микрофауна весьма различная в зависимости от фациальной при-
надлежности пород. В мергелях и глинистых известняках Тарханкут-
ск'ого полуострова присутствует ассоциация преимущественно планктон-
ных фораминифер. В. Г. Морозова (1959, 1960) выделяет там в датском
ярусе два подъяруса. В низах нижнего подъяруса выделяется зона
гладкостенных глобигерин — эоглобигерин с характерными видами:
Globigerina taurica Moroz., G. eobulloides Moroz., G. eobulloides
Moro z., G. quabrata White, G. triangularis White, G. pseudotriloba
White, Giimbelitria irregularis Moroz. В верхах нижнего подъяруса,
200
СТРАТИГРАФИЯ
наряду с гладкостенными эоглобигеринами G. hemisphaerica Moroz.
G. conoides var. tetragona Moroz., встречаются мелкоячеистые глоби-
герины с характерной G. microcellullosa Moroz.
Верхний даний охарактеризован в нижней части Globorotalia сотр-
ressa Plum, и Pianorotalites tauricus Moroz., а в верхней — Acarini-
na schachdagica C h a 1 i 1. В датский век появился и новый комплекс
бентосных фораминифер, многие виды которого переходят в палеоцен.
В органогенных и кристаллических известняках, а также в глауко-
нитовых песчаниках, залегающих в Джанкойском районе, у с. Славян-
ского, Медведевки, Балашовки, Красногвардейска и в окрестности Ниж-
негорска, на образованиях Маастрихта залегают породы с комплексом
мелководных фораминифер, близким комплексу из датских и нижнепа-
леоценовых пород горного Крыма и Северного Причерноморья. В связи
с этим четко провести границу между данием и палеоценом не удается.
Из наиболее характерных видов этого комплекса следует отметить:
Arenobulimina dubia Wolosch., Ataxophragmium depressaeforme
P 1 о t n., Guttulina ipatovcevi Vass., Globulima amygdaloides Reuss,
Elphidiella prima (tem Dam), Anomalina danica (Brotz.), A. ekblomi
В г о t z.
Мощность датских отложений в равнинном Крыму меняется в ши-
роких пределах: на Тарханкуте она колеблется от 60 до 200 м, на скло-
нах Новоселовского поднятия достигает 65—200 м.
ПАЛЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
Палеогеновая система представлена в Крыму с большой полнотой
всеми тремя отделами. Отложения палеоцена и эоцена обнажаются
в хороших разрезах во многих местах Предгорной гряды, которую они
слагают между Инкерманом (долина р. Черной) и Феодосией, и богато
охарактеризованы фауной.
Разрез палеоцена и эоцена юго-западной части Предгорной гряды
хорошо расчленен по литологическим и фаунистическим признакам, что
позволило считать его стратотипическим для обоснования ярусного де-
ления этих отделов. Так постоянной комиссией по палеогену Межведом-
ственного стратиграфического комитета в 1962 г. было принято решение
о выделении на основе крымского разреза в составе палеоцена инкер-
манского и качинского ярусов, а в составе эоцена бахчисарайского,
симферопольского, бодракского и альминского ярусов.
Отложения олигоцена в Крыму входят в состав майкопской серии,
верхняя часть которой, как известно, относится к нижнему миоцену1.
Олигоценовую часть майкопской серии удалось расчленить по фауне
фораминифер и остракод на нижний и верхний олигоцен, и выделить
в них ряд характерных горизонтов.
ПАЛЕОЦЕН
Палеоценовые отложения распространены вдоль северного склона
Предгорной гряды в юго-западной и восточной частях горного Крыма,
где выходы их прослеживаются в виде прерывистой узкой полосы.
В равнинном Крыму они распространены на значительной площади,
исключая лишь центральную его часть, а также Новоселовское подня-
тие. Здесь известны два обнажения палеоценовых пород: на Тарханкут-
ском полуострове у с. Родники и на юге Керченского полуострова на
1 Чтобы не разбивать описания майкопской серии, она полностью рассматри-
вается в разделе «Палеогеновая система».— Прим. ред.
ПАЛЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
201
мысе Карангат, на всем остальном пространстве они скрыты под мощ-
ной толщей более молодых слоев.
Палеоценовые отложения в Крыму представлены двумя ярусами,
отличающимися по литологическому составу. По фаунистическим ком-
плексам они сопоставляются либо с монтским и танетским ярусами За-
падной Европы, либо с эльбурганским и нальчикским горизонтами
Северного Кавказа. Решением постоянной стратиграфической комиссии
Межведомственного стратиграфического комитета по палеогену, приня-
тым в мае 1962 г., для этих ярусов предложены названия: инкерман-
ский (нижний палеоцен) и качинский (верхний палеоцен). Их распро-
странение было выявлено лишь в последнее десятилетие, после того как
были пробурены Тарханкутская и Джанкойская опорные скважины и
широким фронтом развернулись разведочные работы на нефть и газ.
Впервые палеоценовые отложения в Крыму были выделены
О. К. Лангё и Г. Ф. Мирчинком (1909). Из верхнепалеоценовых мерге-
лей бахчисарайского разреза ими были изучены остатки окаменелостей,
позволившие сопоставить эти отложения с танетским ярусом Западной
Европы и с палеоценом Поволжья. Монтский ярус был ими выделен по
стратиграфическому положению. Ранее эти отложения рассматривались
различными исследователями либо как верхнемеловые, либо причисля-
лись к эоцену.
Позднее, особенно в послереволюционный период, палеоценом за-
нимались очень многие исследователи (Г. Ф. Вебер, В. С. Малышева,
О. Ф. Нейман, 1913—1914; Г. Ф. Вебер, 1937; А. Ф. Слудский, 1911;
П. А. Двойченко, 1926; А. С. Моисеев, 1937; М. В. Муратов, 1934, 1935,
1937, 1938 и др.).
Основное внимание изучению отложений палеоцена было уделено
в годы после Великой Отечественной войны.
Среди опубликованных работ этого времени, затрагивающих вопро-
сы стратиграфии палеоцена Крыма необходимо упомянуть следующие:
В. Г. Морозовой, 1946, 1959, 1960а, б, 1961; В. В. Меннера, 1947;
3. Л. Маймин, 1951; М. В. Муратова, 1947, 1949, 1960; М. В. Муратова
и Г. И. Немкова, 1960; Е. К. Шуцкой, 1957, 1958 а, б, 1960 а, б, 1963;
М. Е. Зубковича, 1956, 1960, 1961; В. Г. Куличенко, 1958; Д. Е. Мака-
ренко, 1958, 1959 а, б, 1961; О. С. Вялова, 1961; М. М. Москвина и
Д. П. Найдина, 1960; Л. П. Горбач, 1962; Г. X. Дикенштейна и др.,
1958; А. Е. Каменецкого, Б. Л. Гуревича, 1959 и др.
Инкерманский ярус (нижний палеоцен)
Выходы нижнепалеоценовых отложений приурочены к обрывам и
склонам Предгорной гряды на участках от Инкермана до балки Глу-
бокий яр (к северо-востоку от Бахчисарая) и от левобережья р. Малая
Карасу до восточного окончания горы Бор-Кая в долине р. Мокрый
Индол. Далее они тянутся прерывистой полосой от Старого Крыма идо
Феодосии. Помимо этого нижнепалеоценовые отложения вскрыты сква-
жинами в пределах Альминской впадины, Индольского прогиба, на Тар-
ханкутском полуострове и в Присивашье, в районе Джанкоя. В цен-
тральной части равнинного Крыма и на Новоселовском поднятии, а так-
же на центральном отрезке Предгорной гряды они отсутствуют.
Повсеместно в Крыму эти отложения лежат согласно на датских,
с которыми они связаны постепенными переходами. Исключением явля-
ются разрезы в долине р. Малая Карасу (горы Айлянма-Кая, Бурун-
дук-Кая, Аланкыр), где на границе датской и нижнепалеоценовой толщ
наблюдаются следы перерыва. Нижнепалеоценовые породы представ-
лены преимущественно известняками, значительно отличающимися на
202
СТРАТИГРАФИЯ
разных участках распространения по своим литологическим особенно-
стям и фауне.
В юго-западном Крыму наиболее полные их разрезы наблюдаются
в долинах рек Бельбек (мощностью 28—30 м) и Качи (25—26 м), в Ка-
ралезском ущелье (23 м) и в районе Инкермана (21—23 м). От долины
Качи в северо-восточном направлении вследствие предверхнепалеоцено-
вого размыва мощность их быстро уменьшается, не превышая в районе
Бахчисарая 15 м, в балке Глубокий яр 8—9 м. Далее к северо-востоку
они полностью исчезают из разреза, не доходя до долины р. Бодрак.
В связи с тем что облик датских и нижнепалеоценовых известняков
в пограничной их части очень близок, а переход между ними постепен-
ный, установление границы между этими двумя ярусами затруднитель-
но. Практически граница проводится в обнажениях в интервале исчез-
новения Ancistrocrania tuberculata (Nilss.), хорошо сохраняющихся
в ископаемом состоянии и характерных для датского яруса Крыма, и
появления типичных нижнепалеоценовых моллюсков.
В обнажениях в толще известняков заметна грубая слоистость,
обусловленная отсортированностью раковинного материала, его ориен-
тировкой, а также неравномерной перекристаллизацией пород. В верх-
ней части разреза известняки обычно более однородные, фораминифе-
ровые, в нижней — преимущественно детритусово-органогенные. Поми-
мо фораминифер, имеется много мшанок, кораллов, серпулид, клешней
крабов, иглокожих, моллюсков и других остатков. Иногда скопления
моллюсков образуют участки известняков-ракушечников. При этом ра-
ковины моллюсков (за исключением устриц) всегда выщелочены, реже
вторично заполнены кальцитом. В долине р. Бельбек и на междуречье
Бельбек — Кача верхние приконтактовые слои известняков окремнен-
ные. Они перекрыты мергелями верхнего палеоцена, залегающими на
них со следами размыва.
Наиболее характерен инкерманский разрез, описанный в Перво-
майской балке, впадающей в долину р. Черной справа, выше пещерного
монастыря. Здесь на протяжении более 1 км по простиранию обнажены
нижнепалеоценовые и датские известняки, а вблизи устья в левом скло-
не выходят также алевритистые мергели Маастрихта. Известняки ниж-
него палеоцена слагают верхнюю половину обрывистых бортов балки.
Снизу вверх выделяются следующие слои:
1. Известняк массивный белый или слегка кремовый, органогенно-детритусовый,
фораминиферовый, полуперекристаллизованный, равномерно пористый. В обнажении
образует крутой гладко-округлый уступ, отчетливо прослеживающийся вдоль обоих
бортов долины на всем ее протяжении. Фаунистические остатки сравнительно бедные:
Liostrea montensis (Coss m.), клешни крабов, мшанки, серпулы и др. Мощность
4—4,5 м.
2. Такой же известняк, но более неравномерно перекристаллизованный, благодаря
чему намечается грубая слоистость. Порода имеет сгустковый или комковатый вид.
В обнажении слой образует наклонную ступенчатую поверхность. Кроме устриц, встре-
чаются: Venericardia excellent Gorbach, Lutina (Cavilucina) duponti Cossm.,
Corbis montensis Cossm., C. corneti Vincent, Meretrix (Callista) montensis
Cossm., Turritella montensis В r. et Corn., Ampullina lavallei (B r. et Com.) и др.
Мощность 4—4,5 м.
3. Известняк фораминиферовый полуперекристаллизованный массивный. В обна-
жении образует крутой уступ. Фауна та же, что -и в предыдущем слое. Мощность
3—3,5 м.
4. Известняк фораминиферовый и детритусово-органогенный, местами ракушник.
Благодаря значительной пористости, из-за выщелоченных раковин моллюсков он легко
разрушается при выветривании. К нему приурочен нижний ярус ниш выдувания
(глубина ниш 1—1,5 м, высота до 2 м, протяженность до 8—10 м). Помимо уже
упомянутых при описании слоя 2, здесь встречены следующие виды моллюсков: Area
montensis Coss m., Cucullaea crassatina L a m., Pectunculus duponti Coss m., Ostrea
montensis Cossm., Lithophage (В о t u 1 a) similis (R у c k h.), Crassatella exelsa
Cossm., C. unionoformis N e t s c h., Corbis transversaria Cossm., Cerithium lehardyi
ПАЛЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
203
В г. et Corn., Campanile inkertnanica (Makar.), Turritella montensis В r. et Corn.,
T. hertninae В r. et Cor n., T. arsenei В r. et Cor n„ Calyptraea suessoniensis О r b.,
Pseudoliva canaliculata В r. et Corn, и др. Кроме того, встречаются остатки ежей,
одиночные и колониальные кораллы, мшанки, клешни крабов и др. Мощность 2—2,5 м.
5. Известняк, аналогичный слою 3. Образует перемычку между нижним и верх-
ним ярусами ниш. Фауна та же, но рассредоточенная и сравнительно бедная. Мощ-
ность 3 м.
6. Известняк, аналогичный слою 4. В «ем развит второй горизонт ниш выдува-
ния. Моллюски те же, количественно преобладают туррителлы. Мощность 2 м.
7. Известняк фораминиферовый, кремовый, грубослоистый. Образует верхний
карниз обнажения и пологую поверхность северного склона участка куэсты к северу
от балки. Фауна та же. Мощность 2,5 м.
В стенке карьера, расположенного к северу от балки у самого обрыва ее пра-
вого борта, можно видеть, что верхний слой нижнепалеоценовых известняков имеет
«глыбовидное» строение: в равномерно пористом полуперекристаллизовэнном белом
или кремовом известняке располагаются неправильной формы участки — «глыбы»
(до 2 м по длинной оси) известняка светло-серого, розоватого, очень крепкого, более
сильно перекристаллизованного, фораминиферового.
Поверхность нижнепалеоценовых известняков несет следы размыва
и сверлений. «Карманы вымывания» и норки в кровле их выполнены
вышележащим песчанистым мергелем верхнего палеоцена. В прикон-
тактной части мергелей палеоцена иногда встречаются обломки (5—
10 см) подстилающих известняков и редкие желваки фосфоритов.
Не менее интересный разрез обнажен на левом берегу Качи
в с. Предущельное. Здесь исключительно хорошо выражена слоистость
нижнепалеоценовой толщи, особенно в верхней ее половине, где имеется
два косослоистых слоя. Кроме моллюсков, много игл и обломков пан-
цирей морских ежей, в нижней части встречены зубные пластинки ска-
тов., зубы акул, мелкие литотамнии. Е. К- Шуцкой (1958 а) из верхней
части обнажения описан своеобразный комплекс фораминифер родов
Verneuilina, Elphidiella, Patellinella, Discorbis, Rotalia, Epistomina, Ano-
malina, Cibicides.
В районе Бахчисарая мощность нижнего палеоцена уменьшается
до 15 м. Нижняя половина толщи сложена белыми пористыми полупе-
рекристаллизованными известняками, верхняя — кремовыми плотными,
сильно перекристаллизованными острооскольчатыми фораминиферо-
выми известняками с большим количеством перекристаллизованных
раковин моллюсков, выполненных медово-желтым кальцитом.
На восточном участке выходов в районе Белогорска нижнепалео-
ценовые отложения представлены органогенными белыми и кремовыми
известняками. Характерно наличие бурых и серых кремневых конкре-
ций, количество которых увеличивается кверху. Конкреции располага-
ются согласно наслоению и местами образуют прерывистые слои, соз-
дающие иногда грубую слоистость толщи (гора Бор-Кая).
В бассейне р. Малая Карасу нижнепалеоценовые известняки зале-
гают на датских мшанковых алевритистых известняках со следами
перерыва: в кровле датских отложений присутствует 40-сантиметровый
прослой с бурыми желваками фосфоритизированной датской фауны,
а подошва нижнепалеоценовых известняков украшена слепками норок
фоллад. В более восточных разрезах в районе с. Тополевка и на горе
Бор-Кая нижняя граница нижнего палеоцена снова устанавливается
с трудом в постепенно изменяющейся от мергелей к известнякам толще
с бедными фаунистическими остатками. Верхняя граница нижнего па-
леоцена проходит по поверхности размыва, на которую на западе ло-
жатся нуммулитовые известняки нижнего и среднего эоцена (горы
Айлянма-Кая, Бурундук-Кая, Аланкыр), далее к юго-востоку — лито-
тамниевые известняки (гора Джанык-бет) и еще далее на восток (уро-
чища Дереджилга, р. Мокрый Индол) — алевритистые мергели верхнего
палеоцена.
204
СТРАТИГРАФИЯ
Нижнепалеоценовые известняки, обнажающиеся в обрывах высот
по обоим бортам долины р. Малая Карасу, у сел Мичуринское и Лечеб-
ное, охарактеризованы богатым комплексом фаунистических остатков.
В сравнении с комплексом из известняков юго-западного Крыма, здесь
отмечается значительное разнообразие гастропод, а среди двустворок
заметное преобладание таксодонтных. Известны следующие виды: Nu-
cula sinuatella Coss m., Area montensis Cos sm., Cucullaea crasatina
L m k., C. cf. montensis R u t о t, C. paleocenica В u г t m. Pectunculus
duponti С о s s m., Amphidonta eversa (Mell.), Venericardia excellent
Gorbach, Lucina (Cavilucina) duponti (Cossm.), Corbis corneti Vin-
cent, Meretrix montensis Coss m., Cerithium lehardyi В г. et Cor n.,
C. striatum Brug., Turritella acuta В r. et Corn., Calyptraea suessmi-
ensis О r b., Fusus heberti В r. et Corn. Tudicla cassidariformis T r a-
u b, Pleurotoma pauli В r. et С о r n., Tornatella regularis К о e n e n и др.
Много одиночных кораллов, изредка встречаются наутилиды. Совер-
шенно иной здесь и комплекс фораминифер (по данным Е. К. Шуцкой
и В. Г. Морозовой): Bolivinopsis ex gr. carinataeformis Moroz., Hete-
rostomella gigantica S u b b., Arenobulimina presli (Reuss), Bolivinoi-
des decoratus var. delicatula Jon., Eponides triimpyi Nutt., Gyroidina
caucasica S u b b., G. globosa Hagen., Anomalina danica (Brotz.),
Cibicides proprius В г о t z. и др.
Далее к юго-востоку в склонах горы Кубалач и в районе с. Топо-
левка нижний палеоцен достигает максимальных для Крыма мощностей
250—300 м. Известняки отличаются массивностью, грубой слоистостью
и более или менее равномерной пористостью. Помимо фораминифер,
составляющих основную массу детрита, много спикул губок. Остатки
макрофауны очень редки: устрицы и другие двустворки, одиночные ко-
раллы, раздавленные тонкие панцири морских ежей. Много слепков
длинных цилиндрических норок. Внизу появляются также трубчатые
карбонатные водоросли, очень характерные для более восточных разре-
зов. В долине р. Мокрый Индол мощность нижнего палеоцена снова
уменьшается до 60—70 м.
В районе Феодосии отложения нижнего палеоцена представлены
флишеподобной толщей чередующихся слоев известняков, мергелей,
местами опоковидных пород. Породы окрашены в пепельно-серый и
голубовато-серый цвета. Нижняя граница проводится условно, так как
с подстилающими их датскими образованиями они весьма близки по
литологическим признакам и связаны постепенным переходом.
Из моллюсков встречено несколько плохих отпечатков Lucina sp.
и Leda essentuciana К о г о b к. Много остатков обугленных трубчатых
известковых водорослей. Имеются также линзовидные прослои литотам-
ниевых известняков до 0,5—0,7 м мощностью. Мергели и известняки об-
ладают реликтово-органогенной структурой. Кроме фораминифер, в
шлифах видны диатомеи, радиолярии и спикулы губок. На основании
изучения мелких фораминифер (Шуцкая, 1958, 1960) и по стратиграфи-
ческому положению отложения сопоставляются с эльбурганским гори-
зонтом Северного Кавказа. Хорошие обнажения нижнего палеоцена
можно видеть на южных обрывах гор Коклюк и Клементьева, в Насып-
койской балке и на горе Лысой у Феодосии. Мощность достигает 100 м.
В равнинном Крыму нижнепалеоценовые отложения распростране-
ны на Тарханкутском полуострове (за исключением сводовых частей
Мелового и Октябрьского поднятий), в Присивашье, Индольском про-
гибе и на Керченском полуострове. На Тарханкутском полуострове эти
отложения представлены наиболее глубоководными фациями и содер-
жат богатый комплекс планктонных фораминифер. В восточной поло-
вине Крыма, как и в предгорной части, преобладают более мелководные
ПАЛЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
205
осадки с почти исключительно бентосными фораминиферами. Промежу-
точные сообщества фораминифер встречены в скважинах западно-цен-
тральной части Тарханкутского полуострова (Глебовская разведочная
площадь).
На Тарханкутском полуострове породы представлены серыми и
светло-серыми органогенно-детритусовыми, фораминиферовыми извест-
няками то более, то менее глинистыми, местами с редкими прослоями
мергелей, иногда с конкрециями кремней. Вверх по разрезу количество
мергелей увеличивается. Известняки слабо перекристаллизованные.
В восточном направлении известняки обогащаются алевритистыми при-
месями.
Максимальной мощности (НО—170 м) нижний палеоцен достигает
в юго-западной части Тарханкутского полуострова. (Черняк и др.,
1963). В восточном направлении мощности уменьшаются до 40—65 м
(на Задорненской и Серебрянской разведочных площадях). Нижняя
граница палеоценовых отложений как литологическая, так и фаунисти-
ческая, нерезкая. Большинство видов, присутствующих в датских отло-
жениях, встречаются и в палеоцене. По данным А. М. Волошиной (Чер-
няк, Волошина и др., 1965), такими проходящими видами являются:
Stensidnia caucasica (Subb.), Anomalina danica (Brotz.), Cibicides
commatus Moroz., C. hemicompressus Moroz., Globorotalia membra-
nacea (E h r e n b.), Globigerina microcellulosa Moroz., G. trivialis
Subb. и др. Граница датских и палеоценовых отложений устанавлива-
ется по появлению Globorotalia angulata (White), Pyramidina crassa
Brotz. Reusella palaeocenica Brotz. и Coleites reticulosus P 1 u m m.
Во всей восточной половине равнинного Крыма, где вскрыты сква-
жинами пограничные слои мела и палеогена, выделяются нерасчленен-
ные толщи дат-нижнепалеоценовых отложений.
В Джанкойской опорной скважине к‘нижнему палеоцену Е. К. Шуц-
кая (1960 г.) условно относит пачку глинистых известняков без форамини-
фер, лежащих под фаунистически охарактеризованным верхним палео-
ценом.
В других скважинах района Джанкоя, Балашовки, Медведовки и
Славянского, а также в Нижнегорской скважине Р-6, дат-нижнепалео-
ценовые отложения представлены песчанистыми серыми и светло-серы-
ми известняками, местами криноидно-мшанковыми известняками и гла-
уконитовыми известковистыми песчаниками. Фауна очень плохой
сохранности, представлена в основном бентосными фораминиферами.
По данным Л. М. Голубничей и М. А. Ткачук (1963), мощность этих от-
ложений достигает 106 м. В некоторых джанкойских скважинах по
общему облику фауны к нижнему палеоцену относится толща мощно-
стью 37—38 м.
Нерасчлененные дат-нижнепалеоценовые отложения (около 100 м)
выделяются и в скважинах юго-западной части Керченского полуост-
рова у с. Мошкаревка.
Качинский ярус (верхний палеоцен)
Распространен почти так же широко, как и нижний ярус палеоце-
на. Лишь в восточной части горного Крыма он занимает несколько
меньшие площади. Помимо Предгорной гряды, выходы этих пород
известны на Тарханкутском полуострове у с. Родники и на мысе
Карангат.
Отложения верхнего палеоцена представлены преимущественно
мергелями. Залегают они обычно с размывом на нижнепалеоценовых
206
СТРАТИГРАФИЯ
и более древних отложениях, перекрываясь породами нижнего эоцена,
почти всегда со следами перерыва на контакте. Максимальные мощно-
сти в горном Крыму не превышают нескольких десятков метров, в рав-
нинной части они достигают 330 м.
На юго-западе выходы нижнепалеоценовых отложений протягива-
ются вдоль Предгорной гряды от Инкермана до правобережья р. Аль-
мы и представлены голубовато-серыми мергелями, которые близ осно-
вания сильно песчанисты и известковисты и содержат много ископае-
мых. Вверх по разрезу, как правило, уменьшается алевритистость и кар-
бонатность отложений и увеличивается содержание глинистой состав-
ляющей.
От Инкермана до балки Глубокий яр верхнепалеоценовые отложе-
ния залегают на размытой поверхности нижнепалеоценовых известня-
ков. Далее к северо-востоку переходят на датские известняки (долина
р. Бодрак) и на маастрихтские мергели (долина р. Альмы). Наиболее
полные разрезы известны в долине р. Бельбек, где их мощность дости-
гает 26—28 м. К юго-западу и северо-востоку отсюда мощность этих
отложений сокращается вследствие предэоценового размыва. Так, в рай-
оне Инкермана от предэоценового размыва сохранилась лишь самая
нижняя часть отложений мощностью от 0,5 до 1,5 м.
По характеру распределения фауны в толще верхнепалеоценовых
мергелей юго-западного Крыма М. Е. Зубкович (1956) выделил три
горизонта: 1) подгубковый; 2) губковый; 3) надгубковый. Губковый го-
ризонт является маркирующим, отличаясь заметным скоплением окрем-
нелых губок. Следует, однако, заметить, что границы этих горизонтов
недостаточно четкие, так как фаунистические сообщества каждого из
них отличаются лишь количественными соотношениями тех или иных
видов, а литологический состав изменяется снизу вверх постепенно.
Наиболее богатая фауна приурочена к нижней и средней частям верх-
непалеоценового разреза. По определениям и описаниям М. Е. Зубко-
вича (1956, 1961) и Д. Е. Макаренко (1961), из верхнепалеоценовых
отложений Крыма известны следующие виды моллюсков: Miltha volgi-
nica (N е t h s с h.), Tellina briarti Coss m., T. deshay esi N e t s c h., Tel-
lina cf. anguloacuta Nets ch., Laevicardium (Trachicardium) cf. hibri-
dum D e s h., Nemocardium edwardsi D e s h., Venericardia cf. pectuncula-
ris Lam k., Venericardia nova Z u b k., Cyprina morrisi S о w., Miocardia
incognita Zubk., Meretrix avia (Desh.), Cucullaea dorsorotundata
N e t s c h., C. obliqua Makar., C. volgensis Barb, de M a r n., Chlamys
prestwichi (Morris), Pseudamussium corneum Sow., Spondylus men-
neri Makar., Ostrea (Cymbulostrea) crimensis Z u b k., Gryphaea anti-
qua (S c h w e t z.), G. transcaspia Vial., Pholadomya moechi N e t s c h.,
Ph. puschi Goldf., Dentalium cf. regiferum К о e n., Pleurotomaria tadgi-
kistanica Miron., Rhinoclavis (A 1 u c o) polistriatus Z u b k., Turritella
kamyschinensis N e t s c h., T. monocarinata Makar., T. leymeriei
N e t s c h., Culyptraea cf. suessonensis О r b., Maussonetia staadti Cossm.
Pirula intermedia Mell., Pleurotoma cf. jonhstrupi К о e n. и др. Кроме
моллюсков, встречаются многочисленные теребратули, губки, иглы мор-
ских ежей, членики криноидей, мелкие кости и чешуи рыб, мшанковый
детрит. Е. К. Шуцкой (1960) изучен состав фораминифер, включающий
более 30 видов. Преобладают аномалиниды, среди которых главная
роль принадлежит Anomalina fera Schuzk., A. ex gr. acuta Plum.,
Cibicides proprius Brotz., C. hemicompressus Moroz., C. incognitas
Vass. Планктонные формы редки, сравнительно часто встречается
только Acarinina subsphaerica (Subb.). Зональности в распределении
видов фораминифер не отмечается, а распределение их в общем соот-
ветствует трехчленному расчленению, предложенному М. Е. Зубковичем.
ПАЛЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
207
Литологический состав и фауна верхнепалеоценовых отложений
в юго-западном Крыму довольно постоянны. Одним из наиболее типич-
ных в этом районе является бахчисарайский разрез по правому борту
долины р. Чурюк-Су против балки Кандере (близ окраины Бахчиса-
рая).
1. «Подгубковый горизонт» — на размытой и иссверленной роющими животными
поверхности нижнепалеоценовых известняков залегает светло-серый глауконитовый
песчанистый известковистый мергель. Многочисленны остатки моллюсков в виде ядер
и отпечатков. Раковины сохраняются только у устриц, пектинид и брахиопод. В верх-
ней частц слоя появляются отдельные губки. Мощность 2 м.
2. «Губковый горизонт» — светло-серые мергели, в нижней части слабо алеври-
тистые. Окремнелые губки вместе с окружающей их слегка окремнелой породой выде-
ляются в слое в виде более темно-серых пятен-бугров. Фауна обильная. Мощность 3 м.
3. «Надгубковый горизонт» — светло-серые белесоватые мергели желтоватые или
голубоватые при выветривании. Вверху несколько плотнее, чем в нижней части. Фауна
более бедная и однообразная: устрицы, пектиниды, спондилюсы, членики криноидей,
мшанки, чешуи рыб, зубы акул, редкие губки. Мощность 13 м. В кровле имеются
следы размыва.
В восточной части горного Крыма к верхнему палеоцену относят
выходы светло-серых, зеленоватых алевритистых мергелей и известко-
вистых, реже кремнисто-известковистых алевролитов в бассейне р. Мок-
рый Индол. Максимальная мощность отложений достигает здесь 70—
75 м (урочище Дереджилга) и быстро уменьшается в западном.и во-
сточном направлениях. Остатки фауны редки и плохой сохранности.
Верхнепалеоценовый возраст устанавливается по находкам ежей Isaster
abkhasicus Schwetz. и Echinocorys dioscurie S c h w e t z. (Москвин,
Найдин, 1960). Описываемые отложения залегают на размытой поверх-
ности нижнепалеоценовых известняков и покрываются, со следами пере-
рыва по контакту, нуммулитовыми сильно глауконитовыми известня-
ками. В нижней части толщи алевритистых мергелей, в 8—10 м над
контактом с нижним палеоценом, прослеживается слой белого литотам-
ниевого известняка с крупными дискоциклинами, достигающий 4 м
мощности. В восточном направлении он резко утоняется, а западнее
мощность литотамниевого слоя возрастает до 12 м. Состав форамини-
фер из верхнепалеоценовых отложений, изучавшийся Е. К. Шуцкой по
Тополевской скважине К-13, является промежуточным между составом
из Насыпкойского и Бахчисарайского разрезов.
Между Старым Крымом и Феодосией верхнепалеоценовые отложе-
ния выделяются в Гончаровских скважинах — черные глины с ярози-
том, с прослоями алевролитов, мощностью 20—30 м. На основании со-
става мелких фораминифер, к верхнему палеоцену в Насыпкойской
балке Е. К. Шуцкая (1960) относит 10—15-метровую толщу черных
глин, переслаивающихся с песчаниками, в основании которых базаль-
ный конгломерат лежит с размывом на нижнепалеоценовых породах.
Эти же слои на основании изучения багряных водорослей (Маслов и
Утробин, 1958) и нуммулитов (Немков и Бархатова, 1961) причисля-
ются к нижнему эоцену.
На Тарханкутском полуострове верхний палеоцен залегает без ви-
димого перерыва на нижнем палеоцене и представлен серыми мерге-
лями, местами с прослоями мелкозернистых известняков, реже зелено-
ватых глин. Кверху увеличивается глинистость и соответственно умень-
шается карбонатность отложений. В восточной части полуострова
(с. Кировское) верхняя часть нерасчлененного здесь палеоцена сложена
алевритистыми мергелями, .местами с глауконитом и фосфоритами.
Максимальная (200—300 м) мощность палеоцена установлена на Оле-
невской площади.
208
СТРАТИГРАФИЯ
Далее к северо-востоку, в Присивашье (Армянск, Джанкой) и
в районе с. Белостадное он представлен глинистыми известняками, ме-
стами обогащенными глауконитом, и мощность его здесь уменьшается
до 35—27, иногда до 7 м, а местами верхнепалеоценовые слои полно-
стью размыты. Так, в районе Джанкоя в нескольких скважинах отме-
чено залегание эоцена непосредственно на нижнем палеоцене. В запад-
ной части Керченского полуострова в скважинах, расположенных у сел
Мошкаревка и Куйбышево, а также в обнажениях на мысе Карангат
верхний палеоцен сложен мергелями и мергелистыми глинами с про-
слоями известняков.
Комплексы фораминифер в мергелях равнинного Крыма представ-
лены планктонно-бентосными палеоценозами. Имеются виды, общие
с юго-западным Крымом, однако преобладают планктонные форамини-
феры. По данным А. М. Волошиной, в скважинах Тарханкутского полу-
острова встречаются: Acarinina subsphaerica (Subb.), Globigerina папа
(C h a 1 i 1.), Gl. eocenica T e r., Gl. trivialis S u b b., Gl. quadritriloculinoi-
des C h a 1 i 1., Globorotalia marginodentata S u b b., Gl. membranacea
Ehrenb. Из бентосных форм отмечаются: Paragaudryina gigantica
(Subb.), Clavulina pseudohumilis Moroz., Gyroidina sparksi White,
Stensidina caucasica (Subb.), Nuttalides triimpyi (Nutt.), Anomalina
umbilicatula M j a 11., A. complanata Reuss, Cibicides commatus M o-
roz., C. succedens Brotz. В верхней части разрезов местами наблю-
даются скопления радиолярий. Е. К. Шуцкая (Каменецкий, 1962) из этих
отложений указывает следующие виды фораминифер: Acarinina sub-
sphaerica S u b b., Globorotalia angulata (W h i t e), Paragaudryina gigan-
tica (S u b b.), Gaudryina retusa Cush m., Stensidina caucasica (S u b b.),
St. whitei Moroz., Cibicides spiropunctatus Gall, et M о г r e y.
ЭОЦЕН
Эоценовые отложения широко распространены в предгорной части
Крыма, где они почти повсюду выходят на дневную поверхность. На
территории равнинного Крыма эоцен известен также почти повсеместно,
но вскрывается только скважинами; на сводах и крыльях структур он
либо отсутствует (зона южных складок Тарханкутского полуострова,
Новоселовские поднятия), либо представлен неполным разрезом.
Впервые о нуммулитовых известняках эоцена — «турпитах», или
«чечевичных камнях», как они их называли, — упоминают К. И. Таблиц
(1785), П. С. Паллас (1795) и В. С. Севергин (1809). В 1834 г. была
опубликована палеонтологическая работа С. Куторга с описанием ряда
крымских ископаемых, в том числе и нуммулитов. В несколько позднее
вышедшей работе Дюбуа де Монпере (1837) причленил нуммулитовые
известняки к мелу; точно так же к самому верхнему горизонту меловой
системы их относил и Г. И. Романовский (1867). Однако он все же обо-
собил их, выделив в так называемые «симферопольские слои». Впервые
эоценовый возраст нуммулитовых известняков был обоснован А. А. Шту-
кенбергом (1873), а в следующих работах Р. А. Пренделя (1876),
К. О. Милашевича (1877) и К. К. Фохта (1887, 1889) было уточнено
положение границы мела и палеогена. Ценные описания разрезов эоце-
на Бахчисарая и других районов Крыма были сделаны О. К. Ланге
и Г. Ф. Мирчинком (1909), Е. В. Милановским (1926), М. В. Муратовым
(1934, 1937), В. В. Меннером (1936), С. А. Пантелеевым (1936). Крат-
кая сводка по эоцену Крыма сделана В. В. Меннером и М. В. Му-
ратовым (1949). Из палеонтологических работ по эоцену большое зна-
чение имели исследования В. К. Василенко (1952), Р. Б. Самойловой
(1946, 1947), Е. К. Шуцкой (1958, 1963), Г. И. Немкова и Н. Н. Барха-
ПАЛЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
209
товой (1960, 1961), в результате которых было дано фаунистическое
обоснование стратиграфического расчленения эоцена в районе Бахчи-
сарая и предложено считать это расчленение опорным для юга СССР
(Муратов, Немков, 1960).
Этот разрез был принят в качестве стратотипического для ярусных
подразделений эоценовых отложений.
В западном и центральном Крыму эоценовые отложения тянутся
полосой северо-восточного простирания от Инкермана до Симферополя,
а затем в широтном направлении — до Белогорска. Лучшие разрезы
наблюдаются по долинам рек Черной у Инкермана и Бельбек у с. Тан-
ковое, в окрестностях Бахчисарая, Симферополя и Белогорска. Наибо-
лее полным, а также хорошо обнаженным и изученным является раз-
рез окрестностей Бахчисарая (рис. 42), по долинам рек Чурюк-Су, Бод-
Рис. 42. Схематический геологический разрез окрестностей Бахчисарая. Составили
М. В. Муратов, Г. И. Немков
Ст-лпзЬ—мергели Маастрихта; Cr2ms/2— песчаники верхнего Маастрихта; Cr2d— известняки датского
яруса; Pgi — мергели палеоцена; Pg2'—глины нижнего эоцена; Pg22 — иуммулитовые известняки
среднего эоцена; iPg23i — мелоподобные известняки низов верхнего эоцена; Pg23m — верхнеэоцено-
вые глинистые мергели и глины с чешуями рыб; Pg23s — верхнеэоценовые зеленоватые глины;
Pg3mkp — олигоценовые глины и пески; Ni3 — известняки сармата
рак и Альма. Там ясно устанавливаются все четыре яруса эоцена: бах-
чисарайский (нижний эоцен), симферопольский (средний эоцен), бод-
ракский (нижняя часть верхнего эоцена) и альминский (верхняя часть
верхнего эоцена). Среди богатой и разнообразной ископаемой фауны
особенно широко представлены фораминиферы, позволяющие провести
зональное расчленение эоценовых отложений на всем протяжении Пред-
горных гряд от Белогорска до Инкермана.
К северо-востоку от Бахчисарая мощность эоценовых отложений
уменьшается и из разреза выпадают нижние их горизонты. Наиболее
сокращенный разрез наблюдается восточнее Симферополя в окрестно-
стях Зуи и Белогорска, где в основном развиты отложения симферо-
польского яруса.
Эоценовые отложения восточной части предгорного Крыма явля-
ются более глубоководными, чем одновозрастные отложения более за-
падных районов; в их разрезе основную роль, как и на Северном Кав-
казе, играют глинистые и мергелистые породы. В связи с однообразием
литологического состава и малым количеством ископаемой фауны здесь
значительно труднее провести ярусное расчленение и поэтому границы
между ярусами проведены весьма условно. Нуммулитовые фации на-
блюдаются только в бахчисарайском ярусе, но и они здесь развиты го-
раздо слабее, чем в западном и центральном Крыму. Поэтому нет воз-
можности по нуммулитидам выделить палеонтологические зоны, хорошо
прослеживаемые на западе.
В окрестностях Феодосии эоценовые отложения обнажаются на се-
верных склонах ряда гор в виде узкой полосы широтного простирания,
разбитой меридиональными сбросами на серию блоков. Наиболее пол-
ные разрезы эоцена наблюдаются в Насыпкойской балке возле с. На-
сыпное, на горе Лысой в 2 км западнее Феодосии и по р. Мокрый Индол
в районе с. Курское. Разрез по р. Мокрый Индол является переходным
между разрезами восточного и центрального Крыма.
14 Зак. 911
210
СТРАТИГРАФИЯ
На территории равнинного Крыма выделяются все ярусы эоцена.
В фациальном отношении здесь можно различить западную часть, охва-
тывающую собственно Тарханкутский полуостров до озера Донузлав
на юго-востоке и озера Бакал на севере, центральную — с Новоселов-
скими поднятиями и окружающими их локальными структурами и во-
сточную, в которую входит ряд структур западнее Джанкоя, также
в районе Красногвардейска, селений Балашовки, Медведовки, Славян-
ского и Белостадного.
Бахчисарайский ярус
Отложения бахчисарайского яруса повсюду залегают трансгрес-
сивно на сильно размытой поверхности подстилающих пород. В Бахчи-
сарае они перекрывают палеоценовые мергели качинского яруса, севе-
ро-восточнее долины Альмы переходят на верхнемеловые отложения,,
а восточнее Симферополя — даже на нижний мел. Поэтому граница
между эоценом и подстилающими породами легко прослеживается по-
всюду. Отложения бахчисарайского яруса представлены зеленовато-се-
рыми глинами, достигающими наибольшей мощности в окрестностях
Бахчисарая (40 м), у Симферополя их мощность уменьшается до18л«,
а в районе Белогорска глины замещаются маломощным глауконитовым
известняком.
В Бахчисарае близ подошвы эти глины переполнены зернами гла-
уконита, изредка содержат мелкую кварцевую гальку и рассеянные
конкреции фосфоритов. Этот слой имеет мощность не более 1 м и квер-
ху сменяется чистыми известковистыми глинами, местами слегка оже-
лезненными. Глины очень пластичные, легко размокающие в воде;
кверху они становятся более известковистыми и в верхней части в них
прослеживаются тонкие прослои крепких глинистых известняков, ино-
гда почти полностью состоящих из крупных фораминифер.
Начиная от самого основания глины содержат разнообразные круп-
ные фораминиферы: нуммулиты, оперкулины, ассилины, дискоциклины,
количество которых увеличивается вверх по разрезу. По крупным фора-
миниферам в глинах снизу вверх выделяются три зоны (табл. 7):
1) Operculina semiinvoluta, 2) Nummulites crimensis, 3) Assilina pla-
centula.
Зона Operculina semiinvoluta охватывает нижнюю часть разреза
бахчисарайского яруса мощностью до 6 м в Бахчисарае и прослежи-
вается на участке от Инкермана до Симферополя. Здесь присутствует
сравнительно небольшое количество мелких оперкулин, нуммулитов,,
ассилин и дискоциклин (от 1 до 5 мм в диаметре), среди которых пре-
обладают оперкулины и нуммулиты, а ассилины встречаются в виде*
единичных форм в верхней части зоны. Наиболее характерны виды:
Operculina semiinvoluta N е m k. et В а г k h., О. parva D ou v., Nummuli-
tes globulus Leu m., Nummulites mouratovi N e m. et Bark., Discocyc-
lina seunesi Douv. Из моллюсков, по данным В. К. Василенко (1952),
в большом количестве встречаются тонкие, хорошо сохранившиеся ра-
ковины Exbgyra eversa (Mell.), Chlamys orcina Vass., Ch. pristlna
Vass., Pseudoamiissium corneum (S о w.).
Зона Nummulites crimensis охватывает среднюю часть разреза бах-
чисарайского яруса мощностью до 10 м в Бахчисарае и также просле-
живается на участке от Инкермана до Симферополя. Здесь присутст-
вует большое количество крупных фораминифер, среди которых преоб-
ладают нуммулиты, ассилины и дискоциклины, редко встречаются опер-
кулины. Наиболее характерные виды: Nummulites crimensis N е m. et
ПАЛЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
211
----------------------------------------------------,-------?---------
В а г к h., N. globulus Leym., N. praelucasi Douv., As$ilina\ piistulosa
Done., Discocyclina ar chiaci (Schlumb.), D. nummulitica ;(Gumb.)
Из моллюсков, по данным В. К. Василенко (1952), встречаются Chlamys
ex gr. parisiensis (Desh.), Ch. sp., Deuteromia sp.
Зона Assilina placentula в Бахчисарае охватывает верхйюю часть
разреза бахчисарайского яруса мощностью до 18 м, хорошо йрбслежи-
ваясь в той же полосе, что и предыдущие зоны. Глины там переполнены
крупными фораминиферами, а встречающиеся тонкие прослои плотных
глинистых известняков почти полностью состоят из них. Здесь преобла-
дают ассилины, очень много нуммулитов и дискоциклин. Наиболее ха-
рактерны виды Assilina placentula (Desh.), Nummulites planulatus
(Lam.), N. ieupoldi Schaub., N. rotularius Desh., TV. atacicus Leym.,
N. praemurenisoni Nem. et Barkh., Operculina gigantea M ay er, Dis-
cocyclina arcniaci (Schlumb.), D. nummulitica (G iim b.)., D, chudeaui
(Schlumb.).
. В окрестностях Белогорска, где глины замещаются глауконитовыми
известняками, в верхней части разреза бахчисарайского яруса широко
распространен вид Nummulites praemurchisoni N е m k. et Barkh., a
Assilina placentula (Desh.) и Nummulites atacicus L e у m. встречаются
в виде единичных экземпляров. Из моллюсков, по данным^ В. К. Васи-
ленко (1952), там изредка встречаются Chlamys subimbricata (М u n s t.),
Ch. veneranda Vass., Ch. opia Vass., крупные раковины устриц Gryp-
haea rarilamella (M ell.) и другие виды.
Глины бахчисарайского яруса содержат большое количество раз-
нообразных мелких фораминифер. По данным Е. К. Шуцкой, по всему
разрезу в Бахчисарае встречаются мелкие бентосные формы (особенно
многочисленные начиная-с зоны Nummulites crimensis): Martinotiella
eocenica Cush m., Lenticulina eofragaria В a 1 a k h., L. fragaria
(Giimb.), Asterigerina granulosa (Ten Dam), Anomalina affinis
(H a n t k.), A. pseudoacuta N a k k., Cibicides felix Martin, C. pro-
ductus (Ter q.) и др.
В верхней части зоны Nummulites crimensis и в зоне Assilina pla-
centula, кроме указанных видов, присутствуют Asterigerina tatumi Hus-
sey, Rotalia choctavensis C u s h m.
Из планктонных фораминифер в зоне Operculina semiinvoluta со-
держатся Globigerina папа С h а 1 i 1., Globorotalia subbotinae Moroz.,
G. marginodentata S u b b.; в зоне Nummulites crimensis -— Globigerina
compressaeformis C h a 1 i 1., G. ex gr. velascoensis Cush m., Acarinina
acarinata S u b b. и др.
По ископаемой фауне бахчисарайский ярус Крыма сопоставляется
с ипрским ярусом Западной Европы.
Отложения бахчисарайского яруса в районе Феодосии представ-
лены глиной с прослоями известняков и песчаников.
Глина серо-зеленая, известковистая, сильно песчанистая. В ней имеется несколько
тонких прослоев детритусового водорослевого известняка и известкового песчаника
с зернами глауконита. В основании залегает крупный конгломератовидный известняк
в виде линзовидных прослоев до 1 м мощностью. В нем встречаются мелкие диско-
циклины из группы Discocylina archiaci (Schlum.), характерные для бахчисарай-
ского яруса западного Крыма. Такие же дискоциклины встречаются и выше в про-
слоях детритусового известняка, увеличиваясь в количестве вверх по разрезу. Вместе
с дискоциклинами начинают попадаться мелкие нуммулиты из группы Nummulites pla-
nulatus L a m., типичные для нижнего эоцена. Мощность 25 м.
Выше идет толща чередующихся глин и крепких нуммулитовых известняков.
Глина темно-серая, сильно известковистая, слабо песчанистая. . Известняки сплошь
состоят из раковин мелких нуммулитов и орбитоидов, резко преобладают Nummulites
planulatus (L a m.), редко встречаются N. nitidus de la Harpe. В меньшем количе-
стве наблюдаются орбитоиды: Discocyclina archiaci (Schlumb.), D. nummulitica
(Giimb.), Asterocyclina taramellii (Schlumb.), A. stella (Giimb.) и крупные
14*
Схема стратиграфии эоценовых отложений Бахчисарайского района
Составил Г. И. Немков
Таблица 7
Отдел 1 Подотдел Ярус Зоны по фораминиферам Мощность, M Литологическая характеристика Палеонтологическая характеристика
Крупные фораминиферы (Г. И. Немков, Н. Н. Бархатова) Мелкие фораминиферы (Н. Н. Субботина, Е, К. Шуцкая) Моллюски (В. К. Василенко)
Олигоцен 1 Нижний Запорож- ский Pg3z Майкопская серия: глина, коричневая, алев- ролит глинистый
Эоцен । Верхний Альминский Pg2a Подзона Almaena taurica 5 Белоглинский гори- зонт: мергель зеленова- то-серый Almaena taurica S a m., Bolivina antegressa S u b., Clavulina szaboi H a n t k„ Cibicides unge- rianus (0 r b.), Globige- rina bulloides О r b., Glo- bigerina eocenica T e r q., Globigerina inf lata О r b., Globigerinoides congloba- tus (В r.) Ostrea quateleti N у s t., Pecten come us S о w.
Bolivina 15
Globigerinoides conglobatus 80
Бодракский Pg2M Lyrolepis caucasica 40 Кумский горизонт: мергель светло-коричне- вый трепеловидный Globigerina turcmeni- ca Chai., Globigerinella micra (Col.), Globigeri- na inf lata Orb.
Globigerinoides subconglobatus 30- 80 Керестинский гори- зонт: известняк мелопо- добный Globigerinoides subcon- globatus C h a 1 i 1 о v, Globigerina eocena G u m b., Hantkenina ala- bamensis C u s h m., Aca- rinina topilensis Pholadomya pus chi G e d f., Vulsella dubia Arch., Ostrea bersonen- sis Ma th., Chlamis ver-
Палеоцен
зХ X X X а. о со Бодракский Pg2M
Acarinina rotundi- marginata 15 Ку берлинский гори- зонт: известняк мелопо- добный
Подзона Nummulites incrassatus
Средний Симферопольский ' Pg2* Nummulites polygyra- tus 12 Известняк нуммулито- вый Мергель нуммулитовый
Nummulites distans 25
Nummulites distans minor 6
Нижний Бахчисарайский Pg26 Assilina placentula 18 Глина темно-серая с редкими прослоями мер- гелей
Nummulites crimensis 10
Operculina semiinvoluta 6
Верхний Качинский Pgi* 12 Мергель светло-серый
C u s h m., Nonion micrus (Cole) neuilli (Stuck.), Tere- bellum sopitum (Sol.), Lima nummulitica G й m b., Nemocardium parilae (Des h.), Thra- cia bellardi Pict.
Discocyclina sp., Assilina sp., Operculina thracensis Arch., Operculina alpi- na D о u v., Nummulites incrassatus d. 1. H. Acarinina rotundimar- ginata (Sub.), Cibicides eocenus G ii m b., Anoma- lina acuta P 1 u m m., Globigerina frontosa Sub.
Assilina exponens (Sow.), Nummulites po- ly gyratus D e s h„ Num- mulites distans D e s h., Nummulites irregularis D e s h„ Nummulites di- stans minor Arch. Редкие скульптирован- ные p стали и, Cibicides felix M a r- t i n, Asterigerina granu- losa ten Dam, Lenticuli- na fragaria (G tim b.) Spondylus rarispinus Desh., Crassatella plum- bea (Chemn.), Chla- mis solaea (Desh.), De- uteromya intesstriata (Arch.), Gryphaea rari- lamella (Mell.),
Nummulites leupoldi Schaub., Assilina pla- centula (Desh.), Num- mulites crimensis Nem., Operculina semiinvoluta Nem. Martinotiella eoceni- ca C u s h m„ Acarinina acarinata (Sub.), Acari- nina subsphaerica (S u b.), Globorotalia subbotinae Mor. Chlamis parisiensis (Desh.), Chlamis orci- na V a s s„ Chlamis pri- stina Vass., Exogyra eversa (M e 11.)

214
СТРАТИГРАФИЯ
Operculina gigantea Mayer. Указанный комплекс нуммулитид свидетельствует о ниж-
неэоценовом возрасте пород, которые ранее ошибочно относили к среднему и даже
верхнему эоцену. Е. К. Шуцкая (1957, 1958), относя эти глины к нижнему эоцену,
указывает из них Acarinina subsphaerica (Subb.), Truncorotalia lensifortnis (Subb.),
Pseudoparella granulosa Moroz. Мощность 25—30 м.
Общая мощность бахчисарайского яруса в разрезе Насыпкойской балки
50—55 м.
В западной части восточного Крыма в районе с. Курское отложе-
ния бахчисарайского яруса хорошо прослеживаются по р. Мокрый Ин-
дол возле с. Долинного, где они залегают на неровной размытой поверх-
ности палеоценовых известняков качинского яруса. Бахчисарайский
ярус отчетливо подразделяется там на две литологически различные
толщи пород.
Внизу залегает рыхлый глинистый глауконитовый песчаник серо-
зеленого цвета, в верхней части которого встречаются очень редкие
мелкие нуммулиты из группы Nummulites planulatus (Lam.). Из мел-
ких фораминифер Е. К. Шуцкой (1958) там обнаружены Acarinina
subsphaerica (Subb.), Truncorotalia lensifortnis (Subb.) и др. Мощ-
ность 12 м.
Выше залегают зеленовато-серые, сильно песчанистые глины с гла-
уконитом, в верхней части которых начинают встречаться прослои креп-
кого песчанистого известняка. Встречаются редкие обломки тонкоствор-
чатых пелеципод и мелкие нуммулиты из группы Nummulites planulatus
(Lam.). Мощность глин 20 м. Вся 32-метровая толща песчаников и
глин относится к бахчисарайскому ярусу на основании находок нижне-
эоценовых нуммулитов из группы Nummulites planulatus (Lam.).
На Тарханкутском полуострове нижняя часть бахчисарайского яру-
са представлена темно-серыми, с зеленоватым оттенком глинами, сильно
известковистыми, залегающими согласно на обнажениях качинского
яруса. Мощность глин меняется от 40 до 150 м.
Глины повсеместно охарактеризованы богатым комплексом преиму-
щественно планктонных фораминифер. Это зональный вид Globorotalia
aequa С u s h m. et R e n z., а также G. praenartanensis S c h u t s k., G.
velascoensis acuta T о u 1 m., G. apanthesma L о e b 1. et T a p p., G. perc-
lara L о e b 1. et T a p p., G. pseudoscitula G1 a e s s n. В большом количе-
стве встречаются Globigerina linaperta F i n 1., в меньшем Acarinina aca-
rinata S u b b., Acarinina pseudotopilensis S u b b„ A. chascanona (L о e b 1.
et T a p p.). На границе палеоцена и эоцена обновляется и комплекс бен-
тосных фораминифер, несмотря на то что некоторые виды переходят
в эоцен снизу. Это Clavulina pseudohumilis Moroz., Karreriella aegra
Finlay и ряд примитивных песчанистых фораминифер. Впервые по-
является свойственная для всего отдела Vulvulina haeringensis
(Giimb.), характерная только для бахчисарайского яруса Gaudryina
pseudonavarroana В а 1 a k h m., а также ряд видов из аномалинид и
дискорбиид, в частности Cibicides pharaonis L е Roy, С. farafrensis L e
Roy. и некоторые ребристые удлиненные лентикулины. Приведенный
комплекс характеризует зону Globorotalia aequa.
Выше идут светло-серые с зеленоватым оттенком мергели, охарак-
теризованные комплексом вышележащей зоны бахчисарайского яру-
са — Globorotalia subbotinae Moroz., Globorotalia marginodentata
S u b b., Acarinina chascanona (L о e b 1. et T a p p.), Globigerina pseudo-
eocaena S u b b., G. eocaenica T e r q., Valvulineria palmarealensis
(Nutt.).
В опорной Тарханкутской скважине Р-2, расположенной к югу
от с. Барановка, зеленовато-серые неслоистые мергели залегают на глу-
бине 266—370 м и содержат характерные комплексы фораминифер обе-
ПАЛЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
215
их зон бахчисарайского яруса: Globorotalia aequa и Globorotalia subbo-
tinae.
В присводовых частях Октябрьской, Меловой и Задорненской
структур глины и мергели бахчисарайского яруса отсутствуют.
На Новоселовском поднятии отложения бахчисарайского яруса
представлены неповсеместно. Они вскрываются только на склонах под-
нятий и в окружающих структурах и выражены обычно более мелко-
водными образованиями, часто с нуммулитами. Местами в их основа-
нии наблюдаются мелкогалечные конгломераты.
На южном склоне Северо-Новоселовского поднятия, к северу от
с. Панфиловка (скважина К-152, инвервал 328—370 м), бахчисарайский
ярус сложен зеленовато-серыми песчаниками, содержащими мелковод-
ный комплекс как мелких, так и крупных фораминифер: Globorotalites
sp., Anomalina granosa (Hantk.), Cibicides hadjibulakensis N. В у It
(msc.), Nummulites rotularius Des h., N. praemurchisoni Nemk. et
Bark h., Discocyclina sp.
К западу от Новоселовского поднятия в окрестностях с. Зимино
скважиной 457 в интервале 445—470 м пройдены белые органогенные
известняки с более мелководным сообществом фораминифер. Здесь
встречены уплощенные нуммулиты (оперкулины), Globorotalia aequa
С u s h m. et Renz, Gaudryina pseudonavarroana В a 1 a k h m., Clavu-
lina pseudohumilis Moroz., Globigerina inaequespira S u b b., Acarinina
chascanona (L о e b 1., et Tapp.), характеризующие бахчисарайский
ярус.
На Сакском поднятии и к северо-западу от Евпатории бахчисарай-
ский ярус представлен светлыми, зеленовато-серыми, комковатыми мер-
гелями с зернами глауконита и с характерными нуммулитами; мощ-
ность мергелей равна 30 м.
В восточной части равнинного Крыма бахчисарайский ярус изве-
стен по ряду скважин, расположенных западнее Джанкоя. Здесь это
зеленовато-серые мергели с примесью глауконита и кварца, залегаю-
щие со следами размыва на породах верхнего палеоцена в интервалах
глубин 1200—1350 м\ мощности их меняются от 2 до 14 м. В них встре-
чается Globorotalia aequa Cush et Renz, и сопровождающий этот
вид комплекс фораминифер. Зеленые глинистые алевролиты с нумму-
литами бахчисарайского яруса выявлены на крайнем северо-востоке
равнинного Крыма, у с. Медведовка.
В восточной части предгорного Крыма в окрестностях с. Гончаров-
ка сообщество фораминифер зоны Globorotalia aequa и зоны Globorota-
lia subbotinae обнаружено в пачке зеленовато-серых песчанистых мер-
гелей, покрывающих палеоценовые образования на глубинах от 15 до
200 м. Максимальная мощность мергелей равна 20 м.
В юго-западной части предгорного Крыма, в Альминской впадине,
бахчисарайский ярус представлен зелеными жирными глинами с харак-
терными нуммулитами и мелководными мелкими фораминиферами, от-
носящимися к Asterigerina granulosa (Теп Dam), Anomalina granosa
(Hantk.), A. affinis (Hantk.), Cibicides planulinaeformis var. coni-
cop lanulinaefor mis N. В у k. (msc.), изредка попадаются зональные
виды — Globorotalia aequa, G. subbotinae, а также другие планктонные
формы. Мощность глин порядка 20—30 м.
Симферопольский ярус
Отложения симферопольского яруса в предгорном Крыму, пред-
ставленные нуммулитовыми известняками с прослоем нуммулитового
мергеля в основании, залегают согласно на подстилающих глинах бах-
216
СТРАТИГРАФИЯ
чисарайского яруса. В западном и центральном Крыму граница между
этими ярусами повсюду отчетливо выражена.
Залегающий в основании симферопольского яруса слой светло-се-
рых мергелей мощностью до 5—6 м содержит многочисленные ракови-
ны крупных фораминифер и моллюсков. Здесь появляются первые пред-
ставители крупных среднеэоценовых нуммулитов Nummulites distans
Desh. и Nummulites irregularis Desh. Кверху мергели быстро сменя-
ются белыми с желтоватым оттенком массивными известняками мощ-
ностью до 40—45 м, состоящими почти сплошь из раковин крупных
фораминифер, плотно сцементированных известковым цементом.
Наибольшая мощность нуммулитовых известняков отмечается
в районе Бахчисарая, постепенно она уменьшается в северо-восточном
и юго-западном направлениях. Нуммулитовые известняки представляют
собой один из наиболее характерных и выдержанных горизонтов пале-
огеновых отложений Крыма. Они повсюду хорошо обнажены и почти
на всем протяжении от Инкермана до Белогорска образуют куэсту
с ясно выраженным уступом. Выходы известняков часто сопровожда-
ются своеобразными формами выветривания в виде так называемых
«каменных истуканов». В районе Белогорска мергельный слой отсут-
ствует, нуммулитовые известняки залегают здесь на глауконитовом из-
вестняке бахчисарайского яруса.
По нуммулитам в отложениях симферопольского яруса снизу вверх
выделяются три зоны: 1) Nummulites distans minor, 2) Nummulites dis-
tans, 3) Nummulites polygyratus (см. табл. 7).
Зона Nummulites distans minor охватывает нижнюю часть яруса,
сложенную мергелями мощностью 5—6 м и хорошо прослеживается от
Инкермана до Симферополя. Здесь присутствует много крупных фора-
минифер размерами от 2 до 17 мм в диаметре, среди которых преобла-
дают нуммулиты и дискоциклины, а ассилины и оперкулины встреча-
ются в небольшом количестве. Наиболее характерны виды Nummulites
distans minor Arch., N. rotularius Desh., Nummulites irregularis
Desh., Assilina laxispira de la Harpe, Descocyclina sella (Arch.),
D. archiaci (S c h 1 u m b.).
Из мелких фораминифер E. К. Шуцкая отмечает присутствие Len-
ticulina fragaria (Giimb.), Asterigerina granulosa (Ten Dam.), A. ta-
tumi Hussey, Cibicides felix Martin, C. beatus Martin, C. produ-
ctus C h a 1 i 1., Acarinina pseudotopilensis S u b b., A. triplex S u b b.
и др., из моллюсков Е. К. Василенко указывает Chlamys veneranda
Vass., Vulsella caudata Fra us ch., Gryphaea rarilamella (Mell.)r
из брахиопод— Terebratula fumanensis M e n e g h.
Зона Nummulites distans соответствует средней части разреза сим-
феропольского яруса, которая в Бахчисарае представлена известняками
мощностью до 25 м с большим количеством крупных фораминифер раз-
нообразного видового состава. Преобладают нуммулиты, ассилины и
дискоциклины, а оперкулины встречаются редко. Наиболее характерны
виды: Nummulites distans Desh., N. nitidus de la Harpe, N. murchi-
soni R u t i m., Assilina exponens (Sow.), Operculina ammonea Leym.,
Discocyclina archiaci (Schlumb.), D. sella (Arch.), D. pratti
(Mich.).
Эта зона отчетливо прослеживается от Инкермана до Белогорска
и несколько восточнее до с. Курского.
Кроме нуммулитид, в ней встречаются раковины моллюсков, бра-
хиопод из рода Terebratula, изредка морские ежи.
Зона Nummulites polygyratus охватывает верхнюю часть известня-
ков симферопольского яруса мощностью до 12 м в Бахчисарае и про-
слеживается на всем расстоянии от Инкермана до Белогорска. Видовой
ПАЛЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
217
состав крупных фораминифер этой зоны почти аналогичен видовому
составу зоны Nummulites distans, но отличается присутствием очень
крупных нуммулитов до 80 мм в диаметре и гигантских дискоциклин
диаметром более 100 мм. Наиболее характерны виды Nummulites poly-
gyratus D е s h., N. distans D e s h., N. atacicus Leu m., N. irregularis:
formosus de la Harpe, Assilina exponens (Sow.), Discocuclina ex gr.
pratti (Mich.)
Из моллюсков В. К- Василенко (1952) указывает Spondylus cf. rari-
spinus D e s h., Deuteromya intustriata (Arch.), Chlamys solea
(D e s h.), Gryphaea rarilamella (M ell.) и др.
Нуммулитовые известняки бедны мелкими фораминиферами, в не-
большом количестве встречаются только скульптированные роталии..
Эти отложения по нуммулитам хорошо сопоставляются с лютетским
ярусом Западной Европы.
Отложения симферопольского яруса в насыпкойском разрезе пред-
ставлены темно-серой известковистой глиной с редкими прослоями пес-
чанистой глины. Глины этого яруса связаны постепенными переходами
с глинами бахчисарайского и бодракского ярусов, поэтому границы яру-
сов проводятся условно, только лишь по изменению микрофауны.
Е. К. Шуцкая (1958) указывает в качестве характерных форм Globige-
rina inaequispira Subb., Acarinina pentacamerata (Subb.), Trunco-
rotalia aragonensis (Nut t.). Общая мощность глин 75 м.
Симферопольский ярус в районе с. Курского представлен песчани-.
стым известняком зеленовато-серого цвета, в нижней и средней части
которого встречены редкие раковины среднеэоценовых нуммулитов из
группы Nummulites distans D е s h. Мощность 50 м.
Отложения симферопольского яруса очень широко распространены
по всему равнинному Крыму. На Тарханкутском полуострове они выра-
жены серыми с голубоватым оттенком мергелями, реже светло-серыми
известняками, неслоистыми, мелоподобными, которые связаны с гли-
нами бахчисарайского яруса постепенными переходами, но местами
трансгрессивно залегают на более древних образованиях. Мощности
меняются от 100 до 500 м.
В погруженных участках Новоселовского поднятия, на Сакском
поднятии и далее к юго-востоку в Альминской впадине симферополь-
ский ярус, как и в предгорном Крыму, выражен белыми, песчанистыми
рыхлыми мергелями с многочисленными мелкими нуммулитами; наи-
большая мощность мергелей 60 м.
В нескольких скважинах к западу от Джанкоя породы симферо-
польского яруса сложены зеленовато-серыми песчанистыми мергелями,,
часто с обилием глауконита. Они залегают со следами размыва на
аналогичных породах бахчисарайского яруса или на разных горизонтах
палеоцена; мощности мергелей меняются от нескольких метров до 35 л/.
Фаунистически охарактеризованная пачка мергелей этого яруса изве-
стна и севернее Джанкоя, где она была обнаружена в скважине в рай-
оне с. Балашовка на глубине 1400—1450 м. На юго-западе Керченского
полуострова около с. Мошкаревка к симферопольскому ярусу отнесены
зеленовато-серые известковистые глины с бурыми пятнами, вскрытые
скважиной 110 в интервале 1435—1450 м и скважиной 112 в интервале
1388—1930 м.
Повсеместно симферопольский ярус равнинного Крыма, за исклю-
чением приподнятых участков, где его слагают более мелководные от-
ложения, содержит сравнительно глубоководный комплекс мелких
фораминифер, среди которых преобладают планктонные формы.
В нижней части широко развиты Acarinina triplex S u b b., а выше-
A. pentacamerata (Subb.), которые сопровождаются небольшим коли-
218
СТРАТИГРАФИЯ
чеством бентосных видов. Также обильны Globigerina pseudoeocaena
Sub b., G. eocaenica T e r q., Hastigerina eocenica В e r g г., реже
встречается Truncorotalia lensiformis (Subb.), Globorotalia plano-
.conica S u b b., Acarinina pseudotopilensis Subb.
Несколько выше появляется в небольшом числе экземпляров зо-
нальный вид Truncorotalia aragonensis (Nutt.) и родственный ему Т.
caucasica (Gia ess и.). Впервые отмечается Globigerina frontosa
-S u b b.
Из бентоносных форм широко развиты Anomalina ammophyla
(Giimb.), Cibicides hadjibulakensis N. Byk. (msc.), C. ungerianus
(Orb.), Cibicides eocaenus (Giimb.). Слои, содержащие аналогичный
комплекс в палеогеновых отложениях юга СССР, именуются зоной
Truncorotalia aragonensis.
В. сходных породах выше по разрезу встречаются часто массовые
скопления Accarinina cassaformis (Gall, et Wiss.), определяющие
одноименную зону. Эта выдержанная зона прослеживается по всему
равнинному Крыму и содержит еще много раковин Globigerina frontosa
S u b b., Paragaudryina dalmatina (L i e b.), Anomalina acuta Plum m.,
Cibicides libycus Le R о у, C. limarius N. Byk. (msc.), C. eocaenus
(Giimb.) и др. Местами в мергелях присутствуют мелководные палео-
ценозы мелких фораминифер. Комплекс, состоящий преимущественно
из видов Cibicides встречается в отдельных скважинах на Тарханкут-
ском полуострове, на краевых частях Новоселовских поднятий и в Ин-
дольском прогибе.
Бодракский ярус
Отложения бодракского яруса в предгорном Крыму согласно зале-
гают на нуммулитовых известняках симферопольского яруса. Граница
между ними хорошо прослеживается благодаря различию в литологи-
ческом составе и изменению комплекса ископаемой фауны (см. табл. 7).
Внутри бодракского яруса выделяются три горизонта (снизу вверх:
куберлинский, керестинский и кумский, прослеживающиеся далеко за
пределами Крыма и отвечающие трем палеонтологическим зонам:
1) Acarinina rotundimarginata, 2) Globigerinoides subconglobatus,
.3) Lyrolepis caucasica. В нижней части зоны Acarinina rotundimargi-
nata по нуммулитам выделяется подзона Nummulites incrassatus.
Куберлинский и керестинский горизонты представлены однообраз-
ной толщей мелоподобных известняков. Эти известняки сильно отлича-
ются от нуммулитовых своей однородной мелкозернистой структурой и
резко сокращенным количеством органических остатков, из которых
преимущественно распространены мелкие фораминиферы. Нижняя и
верхняя части толщи приближаются по составу к чистым известнякам,
а средняя имеет несколько более глинистый состав, в ней встречаются
тонкие прослои глин. Мощность известняков в долине р. Альмы у сел.
Почтового, где наблюдается хороший разрез нижней части бодракского
яруса, достигает 45 м. В районе Бахчисарая мощность этих отложений
увеличивается почти вдвое.
Как уже указывалось, куберлинский горизонт охватывает нижнюю
часть мелоподобных известняков до 15 м мощности в долине р. Альмы
и отвечает зоне Acarinina rotundimarginata. Для него характерен бога-
тый комплекс мелких фораминифер, среди которых Е. К. Шуцкая отме-
чает Cibicides ex gr. dutemplei (О r b.), С. ungerianus Cush m., C. eoce-
nus (G ii m b.), Anomalina acuta Plummer, A. ammophyla (G ii m b.),
Globigerina frontosa S u b b., G. parva В о 11 i, Acarinina rotundimar-
ginata S u b b. Подзона Nummulites incrassatus мощностью 9—10 м,
ПАЛЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
219
прослеживающаяся от Инкермана до Симферополя, характеризуется
комплексом редких мелких нуммулитид, количество и размеры которых
быстро уменьшаются вверх по разрезу. Наиболее характерны виды
Nummulites incrassatus de la Н а г р е, N. atacicus Ley m., Operculina
alpina D о u v., Assilina sp., Discocyclina sp.
Из моллюсков В. К. Василенко (1952) указывает для куберлин-
ского горизонта большой комплекс видов, из которых наибольший ин-
терес представляют Nemocardium cf. parilae (Desh.), N. semistriatum
(Des h.), Thracia bellardi Pict., Terebellum sopitum (S о 1.), Area di-
stinctissima Mayer, Lima nummulitica G ii m b., Chlamys solea
(D es h.). и др.
Керестинский горизонт охватывает большую часть глинистых изве-
стняков и верхнюю толщу чистых известняков, его мощность в долине
р. Альмы достигает 30 м. Для него, по мнению Е. К. Шуцкой, наиболее
характерны Globigerinoides subconglobatus С h а 1 i 1 о v, Globigerina
eocena G ii m b., Hantkenina alabamensis Cush m., Acarinina topilensis
Cush m., а из моллюсков Pholadomya puschi G e d f., Vulsella dubia
Arch., Ostrea bersonensis Math., O. uncinata L m k., Gryphaea stucke-
nbergi Vass. (Василенко, 1952).
Кумский горизонт, охватывающий верхнюю часть бодракского яру-
» са, в районе Бахчисарая достигает 40 м мощности. Он представлен
светло-коричневыми очень мягкими мергелями, связанными постепен-
ным переходом с мелоподобными известняками керестинского горизон-
та. Мергели хорошо слоистые, часто тонкослоистые и даже листоватые,
сильно трещиноватые. Вся толща довольно однообразна, причем светло-
коричневые мергели чередуются с темнокоричневыми, почти черными;
изменение цвета часто происходит по простиранию. Характерной чертой
горизонта является присутствие большого количества чешуй Lyrolepis
caucasica R о m., изредко встречаются целые скелеты этой рыбы и мел-
кие чешуйки других видов.
Е. К. Шуцкая (1958) указывает, что для этого горизонта характе-
рен вид Globigerina turcmenica С h а 1 i 1., кроме него отмечается при-
сутствие Globigerina azerbajdjanica С h а 1 i 1., Acarinina rotundimargi-
nata Subb., Hastigerina micra (Cole) ив верхней части горизонта
Globogerina bulloides Orb., G. inflata Orb., мелкие боливины типа
Bolivina microlancetiformis S u b b. и др.
В восточном Крыму отложения бодракского яруса связаны посте-
пенным переходом с отложениями симферопольского яруса, границу
между ними можно провести весьма условно по изменению комплекса
мелких фораминифер. Внутри яруса там достаточно четко выделяются
две толщи: внизу залегают глины и мергели куберлинского и керестин-
ского горизонтов; границу между которыми провести невозможно; ввер-
ху— трепеловидные мергели кумского горизонта, достаточно четко вы-
деляющиеся в разрезе.
Нижняя часть бодракского яруса, мощностью 25 м в Насыпкойской
балке, представлена сильно известковистой серой глиной, которая вверх
по разрезу постепенно обогащается карбонатным материалом и перехо-
дит в крепкий мергель белого, местами слегка желтоватого цвета. Из
ископаемых, по данным Е. К. Шуцкой (1957), встречены многочисленные
мелкие фораминиферы (Paragaudryina dedmatina (Lieb.), Globigeri-
noides subconglobatus C h a 1 i 1., Globigerina eocaena G ii m b., Acarinina
rotundimarginata S u b b., Clavulinoides golubjathikovi (S c h u t s k.)
и др.), позволяющие сопоставить эти отложения с куберлинским и кере-
стинским горизонтами Северного Кавказа.
Кумский горизонт представлен мягким трепеловидным мергелем
светло-коричневого цвета с редкой чешуей Lyrolepis caucasica Rom.
220
СТРАТИГРАФИЯ
Таблица 8
Схема сопоставления эоценовых отложений равнинного Крыма
Составила А. М. Волошина
Западная часть
(Тарханкутский п-ов)
Центральная часть
(Новоселовское поднятие
с окружающими структурами)
Северо-восточная часть
(районы Джанкоя, Балашовки,
Медведовки, Славянского,
Белостадного, Мошкаревки)
SS
S

X
S

Мергели светлые, зеленовато-серые, с прослоями известняков и глин
до 280 м до 100 м до 255 м
Clavulinoides szaboi (Hantk.), Pseudoclavulina cylindrica (Hantk.),
Lenticulina fragaria (Gilmb.), Eponides umbonatus Reuss, Alabamina
budensis (Hantk.), Anomalina acuta Plum. var. taurica S a m о i 1., Cibi-
cides perlucidus Nutt., C. costatus (Hantk.), Globigerina corpulenta
Subb., Globigerinoides conglobatus (Brady), Bulimina sculptilis
C u s h m., Uvigerina jacksonensis Cush m., Bolivina antegressa S u b b.,
B. nobilis Hantk.
x
2
Мергели серые с кофейным оттенком, легкие, трещиноватые
до 100 м до 20 м до 30 м
Globigerina turcmenica С h а 1 i 1. s. 1., G. inf lata Orb. s. 1., Acarinina
rotundimarginata S u b b., A. rugosoaculeata S u b b.
Керестинский Мергели зеленовато- серые, известняки и гли- ны до 70 м Robulus guttfcostatus (Giimb.), Cibicides bi- umbonatus F u г s s., C. pygmeus (Hantk.), Globigerinoides subcon- globatus C h a 1 i 1„ Aca- rinina rotundimarginata S u b b., Hantkenina ala- bamensis C u s h m. Мергели белые, мело- подобные 0—60 м Globigerinoides subcon- globatus C h a 1 i 1., Aca- rinina rotundimarginata S u b b., Hantkenina ala- bamensis C u s h m. Мергели светло-зеле- ные, алевритистые до 30 м Globigerinoides subcon- globatus C h a 1 i I., Aca- rinina rotundimarginata S u b b., Hantkenina ala- bamensis C u s h m.
Мергели и известняки голу бов ато-серые 100—500 м Acarinina crassaformis (Gall, et W i s s.) (зо- нальный вид), Globige- rina frontosa S u b b., G. pseudoeocaena S u b b., Paragaudryina dalmati- na (Lieb.), Anomalina ammophyla (G ii m b.), Cibicides eocaenus (Giimb.), C. libycus Le Roy Белые песчанистые мергели 0—60 м Cibicides eocaenus (Giimb.), Cibicides sp., Acarinina crassafor- mis (Gall, et Wiss.), Nummulites distans D e s h„ N. murchisoni R ii t„ N. globulus L e- y m„ N. atacicus L e у m. Мергели зеленовато-се- рые, песчанистые, с оби- лием глауконита до 90 м Acarinina crassaformis (Gall, et Wiss.) (зо- нальный вид), Globige- rina frontosa S u b b„ G. pseudoeocaena S u b b„ Cibicides hadjibulakensis N. Byk. (msc.), C. li- bycus Le Roy, Paragau- dryina dalmatina (Lieb.)
Truncorotalia aragonen- sis (Nut t.) (зональный вид), Acarinina pentaca- merata (Subb.), A. tri- plex S u b b„ A. interpo- sita Sub b„ Hastigerina eocenica В e r g r. Truncorotalia arago- nensis (Nutt.), T. cau- casica (Glaessn.), Acarinina pentacamerata S ub b„ Vulvulina hae- ringensis (G ii m b.)
ПАЛЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
221
Продолжение табл. 8
Ярус X о X о Западная часть (Тарханкутский п-ов) Центральная часть (Новоселовское поднятие с окружающими структурами) Северо-восточная часть (районы Джанкоя, Балашовки, Медведовки, Славянского, Белостадного, Мошкаревки)
Бахчисарайский Мергели зеленовато-се- рые до 25 м Globorotalia subbotinae Moroz. (зональный вид), G. marginodentata S u b b., Acarinina acari- nata S u b b. Песчаники зеленовато- серые и известняки се- рые, органогенные 0—30 м Gaudryina pseudona- varroana В а 1 a k h m., Globorotalia aequa: Cushm. et Renz, Ano- malina granosa (H a n t k.), Nummulites rotularius Desh., N. praemurchisoni N e m k. et В a r k h., Discocyclina sp., Operculina cf. semi- involuta Nem. Мергели зеленовато- серые с примесью глау- конита и кварца, глины зеленые, алевритистые 0—7 м Globorotalia aequa Cushm. et Renz (зо- нальный вид), Gaudryina pseudonavarroana В a- 1 a k h m., Acarinina aca- rinata S u b b„ местами: Nummulites mouratovi N e m k. et В a r k h., 4s- silina placentula Desh., Operculina cf. semiinvo- luta N e m k„ Asterigeri- na stelligera К r a e v.
Глины темно-серые и зеленовато-серые до 150 м Globorotalia aequa Cushm. et Renz (зо- нальный вид), G. prae- nartanensis S c h u t s k„ G. velascoensis acuta Tou 1 m., G. apanthesma L о e b 1. et Tapp., G. perclara L о e b 1. et Tapp., Globigerina li- naperta Finlay, Acari- nina acarinata S u b b„ Cibicides farafrensis Le Roy, C. pharaonis Le R о y, Gaudryina pseudo- navarroana В a 1 a k h m.
Из мелких фораминифер, как и на западе, преобладают тонкостенные
пелагические формы. Мощность горизонта 15 м.
В районе с. Курское отложения бодракского яруса представлены
в основании разреза маломощной (до 4 м) пачкой серо-зеленых мерге-
лей, которые содержат богатый комплекс мелких фораминифер и соот-
ветствуют куберлинскому и, возможно, части керестинского горизонтов,
так как верхняя часть их размыта. Е. К. Шуцкая (1958) отмечает там
присутствие Paragaudryina dalmatina (Lieb.), Gaudryina subbotinae
W e 1 m., Acarinina rotundimarginata S u b b. и др.
Выше залегают светлокоричневые трепеловидные мергели кумского
горизонта с чешуей Lyrolepis caucasica Rom. и отпечатками листьев
пальм. Эти мергели залегают на размытой поверхности нижележащих
пород и имеют видимую мощность около 70 м. Вышележащие породы
задернованы.
В равнинном Крыму бодракский ярус (табл. 8) выделяется в со-
ставе только двух горизонтов: керестинского и кумского. Глубоковод-
ный аналог самого нижнего, куберлинского, горизонтов точно не уста-
новлен.
На Тарханкутском полуострове керестинский горизонт выражен
зеленовато-серыми мергелями, переходящими в глинистые известняки
222
СТРАТИГРАФИЯ
и известковистые глины. Они лежат согласно на близких по составу
породах симферопольского яруса, но местами, в зависимости от локаль-
ных условий, выпадают из разреза.
К западу от Джанкоя, в окрестностях селений Марьино, Павловка,
Абрикосово, светло-зеленые алевритистые мергели керестинского гори-
зонта лежат, как правило, несогласно на подстилающих породах, а
в отдельных скважинах полностью отсутствуют. Они прослеживаются
и севернее, в районе с. Балашовка и отмечаются к востоку от Джанкоя
около селений Славянское и Белостадное, где залегают соответственно
на глубинах 1500, 2300 м.
На Сакском поднятии и юго-восточнее в Альминской впадине кере-
стинский горизонт имеет иную литологическую характеристику. Это бе-
лые мелоподобные мергели до 14 м мощностью, покрывающие нуммули-
товые известняки симферопольского яруса.
Разница в мощностях связана с местными условиями залегания, но
в целом мощности горизонта возрастают с востока на запад: от 12 ж
в районе Джанкоя до 70 м на Тарханкутском полуострове.
Везде керестинский горизонт содержит богатый и разнообразный
комплекс фораминифер, многие виды которого перешли из подстилаю-
щих пород. К числу последних принадлежат Paragaydruina dalmatina
(L i e b.), Acarinina crassaformis (G a 11. et W i s s.), Cibicides libycus Le
Roy, впервые отмечаются Acarinina rotundimarginata Subb., считаю-
щийся зональным видом, а также Hastigerina micra (Cole), Cibicides
biumbonatus F ur s s., C. pygmeus (Hantk.), Clavulinoides szaboi
(Hantk.),— крупные ребристые лентикулины и робулюсы, т. е. виды,
которые широко развиты выше, уже в альминском ярусе. Характерными
для горизонта являются Acarinina rotundimarginata Sub b., Globige-
rinoides subconglobatus Chalil. и Hantkenina alabamensis Cushm.
Кумский горизонт отличается от подстилающих и перекрывающих,
пород как по литологическому составу, так и по фауне, поэтому счита-
ется маркирующим для эоцена. Это серые и светло-серые с кофейным
оттенком мергели, легкие, трещиноватые. Основная масса породы со-
стоит из микрозернистого кальцита и глинистого материала, в которую-
включены раковины фораминифер, обугленные растительные остатки,,
пирит и гидроокислы железа. Встречаются прослои светло-серого и бо-
лее тяжелого глинистого известняка и известковистой глины.
Мергели кумского горизонта широко развиты в погруженных уча-
стках Тарханкутского полуострова, на склонах Новоселовского подня-
тия и в северо-восточной части равнинного Крыма (г. Джанкой, селения
Балашовка, Славянское, Белостадное, Гончаровка), залегая на разных,
глубинах от 40 до 2300 м. Мощность увеличивается в общем с востока
на запад; обычно она составляет 10—30 реже 50 м, максимальной вели-
чины (100 м) достигает около с. Красносельское на Тарханкутском по-
луострове.
Остатки донной фауны в кумском горизонте крайне редки; нахо-
дятся обломки рыбных скелетов (позвонки, зубы) и тонкостенные планк-
тонные фораминиферы, представленные обычно одним — двумя видами..
Чаще всего это изобилующие в отдельных образцах Globigerina turcme-
nica Chalil., s. lato, Acarinina rotundimarginata Subb., в сопровож-
дении Globigerina eocaenica Terq. var. irregularis S u b b., Acarinina
rugosoaculeata S u b b., Hastigerina micra (Cole.), изредка попадаются
бентосные фораминиферы — боливины. Все раковины очень хрупки и
часто разрушаются при механической обработке породы, оставляя нега-
тивные отпечатки; внутренние полости раковин обычно полые, что в ка-
кой-то мере обусловливает пористость пород.
ПАЛЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
223.
Альминский ярус
Отложения альминского яруса в предгорном Крыму согласно зале-
гают на трепеловидных мергелях кумского горизонта и связаны с ними,
постепенным переходом. В разрезе р. Альмы возле с. Почтовое они пред-
ставлены глинистым мергелем серо-зеленого цвета мощностью 100 л/..
Вверх по разрезу мергель становится более мелоподобным, менее гли-
нистым, а в кровельной части сильно пиритизирован. По своему страти-
графическому положению мергели альминского яруса соответствуют
белоглинскому горизонту Северного Кавказа и относятся к самым вер-
хам эоцена. В предгорном Крыму этот горизонт прослеживается как
в Западной, так и в восточной частях.
Мергели альминского яруса содержат богатый комплекс мелких
фораминифер. По данным Е. К- Шуцкой (1963), описавшей альминский.
разрез, внутри данного яруса выделяются две зоны: 1) зона Globigeri-
noides conglobatus и крупных шаровидных глобигерин и 2) зона Bolivi-
na с подзоной Almaena taurica в верхней части.
Нижняя зона (крупных глобигерин и Globigerinoides conglobatus
имеет мощность 82 м и характеризуется богатым комплексом планктон-
ных фораминифер. Е. К. Шуцкая (1963) считает среди них наиболее
характерными Globigerinoides conglobatus (Brady), Globigerina bullo-
ides Orb. var. bulloides Orb., Globigerina bulloides Orb. var. compacta
S u b b., G. eocaenica T e r q. var. irregularis S ub b., G. inf lata .О r b., Bi-
farina millepunctata (Toutk.), Clavulinoides szaboi (Hantk.), Anoma-
lina acuta Plum. var. taurica S a m о i 1., Cibicides 'costdtus (H a n t k.).
Микрофауна сосредоточена в нижней глинистой части зоны, в средней
она отсутствует и вновь появляется вверху у границы со следующей
зоной.
Зона Bolivina имеет мощность 20 м и ее видовой состав очень бли-
зок к составу нижней зоны, но количество планктонных видов очень-
резко сокращается, так что в некоторых прослоях присутствуют лишь
бентосные формы и среди них в большом количестве Bolivina antegressa
S u b b. В верхней части зоны непосредственно у границы с олигоцено-
выми отложениями мергель становится более глинистым и песчанистым..
Здесь, кроме видов, характерных для подстилающих слоев, появляются
и новые: Almaena taurica S a m о i 1., Cibicides tahtaensis S c h u t s k.^
C. janculaensis Schutsk., Virgulina schreibersiana Czizek., а так-
же возрастает число особей Nonion praevius S u b b. Эта часть зоны Bo-
livina мощностью 5 м выделяется в подзону Almaena taurica.
В районе Феодосии отложения альминского яруса представлены:
карбонатной серо-зеленой глиной мощностью в Насыпкойской балке
около 20 м. Эти глины связаны постепенным переходом с мергелями
кумского горизонта и перекрываются бурыми глинами майкопской се-
рии. Они содержат многочисленных пелагических фораминифер, среди
которых особенно много Globigerinoides conglobatus (Brady).
Альминский ярус в равнинном Крыму представлен светлыми зеле-
новато-серыми мергелями, неслоистыми, с раковистым изломом, иногда
мелоподобными, очень сходными с мергелями из долины Альмы. Карбо-
натность мергелей колеблется в широких пределах, отмечаются прослои
микрозернистых известняков и известковистых глин. Породы яруса обо-
гащены органическими остатками: встречаются характерные форамини-
феры, обугленные растительные остатки, радиолярии, мшанки; имеются
включения зерен глауконита, окислов марганца и кристаллов пирита.
На большей части территории альминский ярус лежит на породах кум-
ского горизонта, с которым связан постепенным переходом, но в ряде-
224
СТРАТИГРАФИЯ
мест он несогласно перекрывает более древние слои эоцена, главным
образом в сводах отдельных положительных структур.
Максимальные мощности отмечены на Тарханкутском полуострове
(165—280 м), меньшие на склонах Новоселовского поднятия (53—
107 м) \ в северо-восточном Крыму они меняются от 100 до 255 м, вАль-
минской впадине — от 14 до 79 м, а в восточных предгорьях Крыма не
превышают 30 м (с. Гончаровка).
Отложения альминского яруса охарактеризованы очень богатой и
разнообразной фауной фораминифер, состоящей как из планктонных,
так и бентосных видов. Бентос по всему разрезу обилен, многие виды
достигают здесь максимального развития. Из форм с агглютинирован-
ной стенкой часты Clavulinoides szaboi (Hantk.), Pseudoclavulina cyli-
ndrica (Hantk.), P. terterensis C h a 1 i 1., Spiroplectammina sp., среди
видов с секреционной известковистой стенкой широко распространены
Eponides umbonatus (Reuss), Alabamina budensis (Hantk.), Anoma-
lina acuta Plum. var. taurica S a m о i 1., Cibicides perlucidus (Nutt.),
C. costatus (H antk.), C. biumbonatus F u r s s., C. pygmeus (Ha nt.).
Большой численностью отличаются лягениды, из которых определяются
Siphonodosaria exilis (Neu g.), 5. volgensis (S a m о i 1.), S. adolphina
(О г b.), Lenticulina fragaria (Gum b.), Robulus gutticostatus (G iim b.),
Marginulina behmi (Reuss), Frondicularia budensis (Hantk.) и мно-
гие другие. Булиминиды распространены по всему разрезу и достигают
здесь своего кульминационного развития. Наиболее распространены
•среди них Bulimina sculptilis Cush m., В. aksuatica Moroz., Bifarina
millepunctata (Toutk.), Vvigerina jacksonensis (Cushm.), U. pygmea
Orb., U. hispida (Schwag.), Bolivina antegressa Subb., B. micro-
lancetiformis S u b b., B. nobilis Hantk., B. reticulata Hantk.
В наиболее полных разрезах, представленных глубоководными
осадками, по распределению планктона выделяется две зоны, каждая
из которых занимает около половины мощности яруса; внизу зона Glo-
bigerinoides conglobatus, вверху зона крупных глобигерин.
В нижней зоне, кроме Globigerinoides conglobatus (Brady), встре-
чаются Globigerina eocaenica Ter q. var. irregularis S u b b., G. corpulen-
ta Subb., G. inf lata Orb., s. 1., Hastigerina micra (Cole). В верхней
зоне распространены глобигерины G. corpulenta S u b b., G. apertura
Cush m., G. inf lata Orb. s. 1., Turborotalia centralis C u s h m. et Berm,
и др. В верхах зоны встречается много молодых экземпляров глобиге-
рин, главным образом G. corpulenta.
Местами в верхних слоях яруса, вероятно отлагавшихся на меньшей
глубине, развиты более мелководные палеоценозы, в которых планктон-
ные формы редки, а отдельные группы бентосных фораминифер преоб-
.ладают. Отмечаются комплексы с господством то лягенид, то аномали-
нид, то булиминид, часто изобилует Bolivina antegressa S u b b. Мелко-
водные палеоценозы распространены в разрезе альминского яруса без
какой-либо стратиграфической приуроченности, они были связаны с ме-
стными поднятиями морского дна и местными изменениями физико-хи-
мических условий.
ОЛИГОЦЕН И НИЛСНИЙ МИОЦЕН1
Толща глинистых пород олигоценового и нижнемиоценового возра-
ста, названная И. М. Губкиным в 1912 г. майкопской свитой, а теперь
именуемая майкопской серией, широко распространена в Крыму в пре-
делах Керченского полуострова и равнинного Крыма.
1 См. сноску к стр. 200.
ПАЛЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
225
В предгорьях по долинам Качи, Альмы, Карасу, Индола, а также
в окрестностях Феодосии породы этой серии выходят на поверхность.
Отсутствует она лишь в пределах отдельных антиклиналей Тарханкут-
ского полуострова и в наиболее приподнятой части Новоселовского под-
нятия.
Отложения, соответствующие майкопской серии, впервые были вы-
делены в равнинном Крыму Н. И. Андрусовым в районе Азамата и от-
несены им к среднему олигоцену (1886), а на территории Керченского
полуострова — к средиземноморскому (миоценовому) ярусу (1887). То-
гда же К. К. Фохт описал вскрытые скважиной на Евпаторийском плато
олигоценовые глины, а также их выходы по долине р. Альмы.
Впервые майкопские отложения Керченского полуострова расчле-
нил на несколько горизонтов В. В. Меннер (1936). Позднее в течение
нескольких лет изучала палеогеновые отложения Крыма Э. Л. Маймин
(1951), которой была детализирована и дополнена стратиграфическая
схема серии, предложенная В. В. Меннером.
Еще большая детализация схемы расчленения майкопской серии,
особенно ее верхнего отдела, где присутствует большое количество мик-
рофауны, было произведено В. Ф. Козыревой, в послевоенные годы изу-
чавшей фораминиферы по данным бурения.
Согласно решению специальной комиссии при Межведомственном
стратиграфическом комитете (1960—1961 гг.), в настоящее время май-
копская серия делится на три подсерии: нижнюю, среднюю и верхнюю.
Возраст нижней подсерии принят как нижний и средний олигоцен, сред-
няя подсерия отнесена к верхнему олигоцену и верхняя — к нижнему —
среднему миоцену.
Изучение мелких фораминифер дало возможность Л. М. Голубни-
чей, учтя данные предыдущих исследователей и результаты обработки
Таблица 9
Схема деления майкопской серии (на горизонты)
по В. В. Меннеру, 3. Л. Маймин, В. Ф. Козыревой
В. В. Меннер, 1933 З..Б. Маймин, 1951 В. Ф. Козырева, 1948
Верхний майкоп | Ботегечский Тамбовский Верхний майкоп Ботегечский Арма-Элинский Сиджеутский Королевский Батисифоновый
Нижний майкОп Верхнекерлеутскне слои Нижнекерлеутские слои Остракодовые слои Планорбелловые слои Дюрменские слои Керлеутский Средний майкоп Верхнекерлеутский Нижнекерлеутский Верхнекерлеутский Нижнекерлеутский
Хадумский I Нижний майкоп Азаматский (остракодо- вый) Индольский (планорбел- ловый) Дюрменский (песчанико- вый) Остракодовый Планорбелловый Дюрменский
15 Зак. 911
226
СТРАТИГРАФИЯ
материалов бурения, предложить схему расчленения Майкопа, которой
много лет широко пользуются геологи-производственники. Эта схема
отличается от схем В. В. Меннера и 3. Л. Маймин тем, что учитывает не
столько литологические признаки, которые в монотонной толще очень не
надежны, сколько данные микрофауны. Многие названия подразделе-
ний остались прежние, но объем некоторых из них изменился (табл. 10).
Таблица 10
Схема деления олигоцена й нижнего миоцена Украины
Отдел Часть отдела Ярус Горизонт Схема деления майкопских отложений, по Л. М. Голуб- ничей
Миоцен Нижний миоцен Королевский Батисифоновый Верхняя часть
Олигоцен Верхний олигоцен Асканийский Серогозский Верхнекерлеутский Нижнекерлеутский Средняя часть
Нижний и сред- ний оли- гоцен Запорожский Молочанский Никопольский Кызылджарский Острак Планорбел- ловый одовый Верхняя часть Нижняя часть.
Нижняя часть
Палеогеновой комиссией при Межведомственном стратиграфиче-
ском комитете предложена общая стратиграфическая схема деления
олигоцена. В табл. 10 дано сопоставление ее с существующей в настоя-
щее время районной стратиграфической схемой для майкопской серии
Крыма.
На Керченском полуострове майкопские отложения изучались по
выходам в береговом разрезе, между мысами Карангат и Чауда, по
немногочисленным обнажениям в балках, но главным образом по мате-
риалам буровых скважин. Полностью эти породы были пройдены толь-
ко на Мошкаревской, Куйбышевской и Селезневской антиклинальных
структурах, расположенных на юго-западной равнине Керченского полу-
острова. Мощность их здесь от 2000 м на Мошкаревской до 2500 м на
Селезневской площадях. Причем королевский и верхняя часть батиси-
фонового горизонтов там отсутствуют, и только в восточной части Юго-
Западной равнины, а также в северной части полуострова разрез Май-
копа представлен полностью. Королёвский и батисифоновый горизонты
названы В. Ф. Козыревой, первый по наименованию сел. Королёве на
Керченском полуострове, второй — по присутствию во всей толще этой
части* разреза палочковидных образований, которые были ошибочно
приняты за представителя рода Bathysiphon, а в действительности, воз-
можно, являются ядрами раковин Rhabdammina.
Многочисленными скважинами пройдена майкопская серия и в пре-
делах равнинной части Крыма. Таким образом, сейчас имеется огром-
ный материал, по которому можно судить о строении этой серии в раз-
ных частях Крыма.
Сопоставление разрезов майкопских отложений Крыма, юга Украины и Центрального Предкавказья по данным микрофауны
Составила Л. М. Голубничая |
Таблица 11
Отдел Подсерия Горизонт Керченский полуостров Центральное Предкавказье (Ставрополье)
Олигоцен Миоцен Майкоп верхний Королёв- ский Слои с Saccam- mina zuramaken- sis В о g d. прогиб полуостров район Саккаминовая зона
Батисифоновый Слои с известко- вистыми форами- нифер ами, слои с Cyclammina, слои с Haplophragmoi- des Слои с Elphidium oner os ит В о g d., Cibicides ornatus В о g d. Юг Украины Зона Neobulimina elongata

Майкоп средний | Верхнекерлеутский Слои со Spiro- plectammina cau- casica Слои с Haplo- phragmoides kjurendagensis kerleuticus Слои c Uvigeri- nella californica, S piroplectammina terekensis Слои с Uvigeri- nella californica и Spiroplectammina terekensi Слои c Uvigerinel- la californica и Spiroplectammina terekensis Слои co Sphaeroi- dina Слои с Spiroplec- tammina caucasica Зона Haplophrag- moides kjurenda- gensis
Нижнекерле- утский Слои с остатками рыб Слои с остат- ками рыб Альминская впадина Слои с остат- ками рыб Слои с остат- ками рыб j i I i ! । i Слои без микро- фауны Слои c Gaudryina tripartita, Tro- chammina florifera

Майкоп нижний | Остра- кодовый Слои с Ostracoda Слои c Ostracoda Слои с Ostracoda Слои с Ostracoda Слои e Ostracoda Слои с Ostracoda Слои c Ostracoda
Планорбелловый 1 Верхний подгоризонт Слои без микро- фауны Слои со Spiro- plectammina carinata Слои со Spiro- plectammina carinata Слои со Spiroplec- tammina carinata Слои co Spiroplec- tammina carinata Слои со Spiroplec- tammina carinata Зона c Spiroplec- tammina carinata
Нижний подгоризонт Слои с Caucasina aff. schischkin- skaya, Bolivina missisipiensis C u s h m. Слои с Bolivina missisipiensis Cushman Слои с Bolivina missisipiensis Cushman Слои с Globogeri- па officinalis S u b b„ Lenticuli- na herrmanni (And г.) Слои c Ammomar- ginulina, Bolivina missisipiensis Cushman Слои с песчани- стыми форамини- ферами Зона c Haplo- phragmoides de- formabilis, H. fi- delis
Зак. 911
ПАЛЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
227
На Керченском полуострове королёвский горизонт верхнего май-
копа перекрывается осадками тарханского горизонта» На остальной
части Крыма верхи толщи размыты до различных уровней и перекры-.
ваются разновозрастными породами миоцена и плиоцена» Мощность
серии на Керченском полуострове свыше 3000 м, в Индольском прогибе
до 1300 м, в Альминской впадине 325 м, на Тарханкутском полуострове
и в районе Джанкоя до 800—900 м.
По микрофауне, отражающей фациальные изменения, на всей тер-
ритории Крыма можно выделить пять основных типов разрезов, при-
уроченных к разным тектоническим элементам Крымй: 1) керченский,
2) индольский, 3) альминский, 4) тарханкутский и 5) джанкойский
(табл. 11).
Нижняя часть майкопской серии
Отложения нижней части майкопской серии распространены в рав-
нинном Крыму очень широко и делятся на планорбелловый и острако-
довый горизонты. Выходы их на поверхность имеются по берегу моря
между мысами Карангат и Чауда, по рекам Мокрый Индол, Малая
Карасу и Альма. В планорбелловом горизонте в свою очередь разли-
чают две части: нижнюю и верхнюю. На Керченском полуострове ниж-
ней части планорбеллового горизонта соответствуют так называемые
дюрменские слои (горизонт — по В. В. Меннеру и 3. Л. Маймин), пред-:
ставленные переслаиванием серых неизвестковистых глин с косослои-
стыми песчаниками.
Количество и мощность прослоев песчаников к северу и западу
уменьшается, что можно проследить по разрезам скважин Мошкарев-
ской и Владиславовской антиклиналей, и уже в Индольском прогибе
нижняя часть разреза представлена в глинистой фации с наличием боль-
шого количества планорбелл и моллюсков. Планорбелловый горизонт
обычно ложится на зону Globigerinoides conglobatus верхнего эоцена,
так как подстилающие эоценовые осадки различны.
Нижняя часть горизонта содержит очень мелкую фауну форамини-
фер Bolivina mississippiensis Cush m., Caucasina aff. schischkinskayae
(Samoilova), а также переотложенные эоценовые формы.
Верхняя часть горизонта на Керченском полуострове выражена
коричневатыми и темно-серыми неизвестковыми глинами. Из органиче-
ских остатков они содержат только редкие планорбеллы.
Мощность нижней части горизонта 120—250, верхней—100—200 ль
Близ Феодосии у с. Насыпкой планорбелловый горизонт составляет
108 м мощности и представлен глинами голубыми в свежем изломе и
коричневатого цвета после выветривания, содержащими планорбеллы
и фораминиферы.
В Индольском прогибе верхнеэоценовые зеленоватые мергели зоны
Bolivina постепенно сменяются зеленоватыми известковистыми глинами,'
переходящими в типично майкопские. В них появляются скопления пла-
норбелл и характерные фораминиферы: Bolivina mississippiensis Cus-
hman, Baggina iphigenia (Samoilova) и др.
Из обнажений по р. Мокрый Индол 3. Л. Маймин отобран, а
И. А. Коробковым определен комплекс моллюсков, среди которых такие
формы, как Area saxonica К о е n n е n, Dacridium pygmeum Phil 1.,
Abra bosqueti S e m p., Corbula conglobata К о e n e n, Cardita nodosocos-
tata S о k., Cardita kickxi N у s t., Nuculana perovialis Koenen и др.,
дают возможность сопоставить эти осадки с хадумским горизонтом Се-
верного Кавказа и их аналогами в Западной Европе.
15*
228
СТРАТИГРАФИЯ
Исследование керна многочисленных скважин дало возможность
установить, что темно-серые неизвестковистые глины верхней части пла-
норбеллового горизонта содержат комплекс слоев со Spiroplectammina
carinata, с характерными для этой части разреза видами Neogyroidina
memoranda (Subb.), Spiroplectammina ex gr. carinata (Orb.), Uvige-
rinella califormica C u s h m. var. parva К 1 e i n p e 1 и др. Встречаются
также планорбеллы.
В районе Симферопольского поднятия нижняя часть планорбелло-
вого горизонта отсутствует, и отложения верхней его части трансгрес-
сивно ложатся на разные части разреза, вплоть до верхнего и нижнего
мела (Чонграв, Белоглинское).
Отсутствуют и вышележащие слои Майкопа, начиная с остракодо-
вых слоев. Перекрывается нижняя часть майкопской серии здесь отло-
жениями среднего миоцена и плиоцена.
В юго-западном Крыму на территории Альминской впадины пере-
ход от верхнего эоцена к олигоцену можно проследить в долине Альмы
на склоне горы Кызыл--Джар. Из этого разреза Р. Б. Самойлова (1947)
изучила микрофауну, а также собрала коллекцию моллюсков, которая
была определена И. А. Коробковым. Позднее Е. К. Шуцкая (1963) под-
робно описала разрез и изучила содержащиеся в нем фораминиферы.
Послойное описание разреза помогло детализировать и уточнить гра-
ницу между эоценом и олигоценом.
Было выявлено, что слои, соответствующие нижней части плано-
рбеллового горизонта с Lenticulina herr'manni, распадаются на две само-
стоятельные пачки: нижнюю — алевритовую и верхнюю — песчано-гли-
нистую.
Нижняя характеризуется наличием Cibicides extremus S с h u t-
z k aj а и Cibicides almaensis Samoilova, которые в верхнюю песча-
но-глинистую часть не переходят. В ней присутствуют только шаровид-
ные радиолярии, многочисленные спикулы губок и фораминиферы —
Bolivina mississippiensis Cush m., Cibicides krimaensis Schutzkaja и
Cibicides pseudoungerianus Cushman.
Мощность первой пачки на склоне горы Кызыл-Джар около 7 м,
второй 13 м.
По материалам бурения многочисленных скважин в Альминской
впадине нижняя пачка не прослеживается, возможно, из-за малой ее
мощности, и на эоценовых породах зоны Almaena taurica залегают гли-
нистые осадки с радиоляриями.
Верхняя часть планорбеллового горизонта прослеживается во мно-
гих обнажениях и известна по материалам бурения; она представлена
серыми с зеленоватым оттенком песчанистыми неизвестковистыми гли-
нами с фауной фораминифер, характерной для слоев со Spiroplecta-
mmina carinata.
Моллюски определялись И. А. Коробковым как из нижнего, так
и из верхнего подгоризонтов. В самом низу найдены Cardita kickxi
N у s t, Corbula obovata К о e n e n, Nucula decheni P h i 11. Несколько
выше появляются Nucula compta Goldf, Astarte bosqueti N у s t.,
Dentalium novaki К о e n e n, Pirula crassistra К о e n e n. Еще выше
из слоев со Spiroplectammina carinata определены: Nucula compta
Goldf., Pseudoamussium cossmanii К о e n e n, Cardita latesulcata
N у s t., Phacoides batalpaschinicus К о г о b., Dentalium tennuicinctum
К о e n e n и др., а также планорбеллы. Мощность верхней части гори-
зонта до 200 м.
Разрез на горе Кизыл-Джар решением палеогеновой комиссии
Межведомственного стратиграфического комитета (май 1964 г.) пред-
ложено считать стратотипическим для нижней части олигоцена.
ПАЛЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
229
Очень своеобразный разрез планорбеллового горизонта, представ-
ленного глубоководной фацией, вскрыт на Тарханкутском полуострове.
Это темно-серые глины с органическим веществом и неравномерно рас-
пределенной известковой примесью в виде сгустков и прожилков. На
крайнем западном окончании Тарханкутского полуострова среди орга-
нических остатков содержатся глобигерины и планорбеллы (Оленев-
ская антиклиналь). Встречается несколько видов глобигерин и среди
них Globigerina officinalis Subbotina — характерная форма для
хадумского горизонта разреза р. Кубани.
Восточнее, по направлению к Новоселовскому поднятию, постепенно
в разрезе появляются виды (например, на Карлавской антиклинали),
обычно встречающиеся в нижней части планорбеллового горизонта
в слоях с Lenticulina herrmanni (Bolivina mississippiensis Cushman,
Cibicides almaensis^ Samoilova и др.) и в слоях со Spiroplectam-
mina carinata (Uvigerinella californica Cushman var. parva Klein-
p e 1, Cibicides pseudoungerianus Cushman, Caucasina schischkin-
skayae Samoilova и др.), т. e. формы, характерные для более мелко-
водных осадков.
Залегает майкопская серия у Новоселовского поднятия на размы-
той поверхности эоцена. Она распространена на всей территории Тар-
ханкутского полуострова, за исключением поднятия южной части, где
в сводах Меловой, Родниковской и Октябрьской антиклиналей майкоп-
ские породы размыты и появляются только на крыльях, увеличиваясь
в мощности в прогибах. Мощность серии меняется от нескольких мет-
ров на юге до 280 м в районе Бакальской антиклинали на севере.
В районе Джанкоя опорной скважиной пройдена вся толща май-
копской серии, которая была изучена и расчленена В. Ф. Козыревой.
Планорбелловый горизонт отчетливо делится здесь на две части:
нижнюю — слои с Ammomarginulina и верхнюю — слои со Spiroplec-
tammina carinata. Зеленовато-серые мергели верхнего эоцена — альмин-
ского яруса, сменяются темными (до черного) рассланцовывающимися
глинами майкопской серии, переполненными планорбеллами и много-
численными остатками рыб. Смена литологического состава, а следо-
вательно, и фауны, очень резко выражена на Джанкойском поднятии
и в то же время очень постепенна в районе Славянской площади, где
зеленоватые мергели эоцена сменяются зеленоватыми карбонатными
глинами, в свою очередь плавно переходящими в бескарбонатные
темно-серые глины с планорбеллами.
Выше этих глин в Джанкое залегают карбонатные темно-серые
глины с зеленоватым оттенком и прослойками песка. Еще выше в гли-
нах появляется алевритистость, а низы слоев со Spiroplectammina cari-
nata представлены уже явными алевролитами. Верхняя часть планор-
беллового горизонта выражена там также алевролитами и вместе
с нижней пачкой алевролитов остракодового горизонта составляет про-
дуктивную газоносную пачку. На Славянской площади весь разрез
майкопской серии заметно более песчанистый.
Фаунистически обе части горизонта хорошо разграничиваются. Слои
с Ammomarginulina характеризуются присутствием в основном Ammo-
marginulina foliaceus (Brady), Gaudryina gracilis C u s h m. et L a i m.,
Bolivina mississippiensis Cushm. и других форм. Выше они сме-
няются другим комплексом видов, в том числе Spiroplectammina ex gr.
carinata (Orb.), Uvigerinella californica Cushman var. parva
К 1 e i n p e 1, Neogyroidina memoranda (Subbotina), Cyclammina
constrictimargo Stevart et S t e v a r t и многими другими. Мощ-
ность нижней части горизонта 76—88 м, верхней 218—266 м.
230
СТРАТИГРАФИЯ
Отложения планорбеллового горизонта хорошо сопоставляются
по моллюскам й микрофауне с их аналогами на юге Украины (по дан-
ным Е. Я. Краевой и М. Ф. Носовского) в Центральном Предкавказье
(по данным Л. Г. Тер-Григорьянц) и в других районах юга СССР.
Особенно хорошо прослеживаются слои со Spiroplectammina cari-
nata, фаунистическая характеристика которых почти везде одинаковая.
Несколько больше варьирует состав микрофауны нижней части гори-
зонта, но и здесь, как правило, встречаются моллюски, которые про-
слеживаются на большой территории (Украина, Предкавказье и дру-
гие районы),
Остракодовый горизонт распространен в Крыму также повсе-
местно, за исключением тех участков, где все отложения майкопской
серии стратиграфически выше планорбеллового горизонта размыты
(присводовые части антиклинальных структур Тарханкутского полу-
острова, Новоселовское и Симферопольское поднятия). Этот горизонт
представлен повсюду однообразными темно-серыми и серыми осколь-
чатыми известковистыми глинами, которые хорошо выделяются среди
других бескарбонатных майкопских отложений. Из органических остат-
ков здесь содержатся в большом количестве остракоды, которые
можно различить непосредственно в породе. Из фораминифер редко
встречаются саккаммины, напоминающие Saccammina zuramakensis
В о g d.
Мощность остракодового горизонта на Керченском полуострове
сильно меняется. В береговом карангатском разрезе она равна 175 м,
на Куйбышевской антиклинали доходит до 260 м, а западнее Феодо-
сии, в районе с. Насыпное и Индольском прогибе, до 250 м; к Симфе-
ропольскому поднятию мощность горизонта опять сокращается, и он
постепенно выклинивается, вновь появляясь в Альминской впадине,
где достигает мощности 20—35 м. В районе Тарханкутского полу-
острова мощность горизонта колеблется от нескольких метров на юге
до 345 м на Бакальской антиклинали; в Джанкойском районе она
составляет 64—80 м.
Средняя часть майкопской серии
Отложения среднего Майкопа распространены несколько меньше,
чем нижнего: они совсем отсутствуют на территории Симферопольского
поднятия, а в Альминской впадине представлены неполным разрезом,
зато на Керченском полуострове мощность среднего Майкопа состав-
ляет 1000—1200 м.
Делится он на два горизонта: нижнекерлеутский и верхнекерлеут-
ский. Нижнекерлеутский горизонт представлен глинами темно-серыми,
серыми с тонкими пропластками тонкозернистого песка на плоскостях
наслоения и прослоями сидерита. В глинах встречается много остатков
рыб. Граница между ним и вышележащим горизонтом литологически
неуловима, но отчетливо прослеживается по появлению микрофауны.
Глины постепенно становятся более песчанистыми, появляются про-
слои и линзы песка, а ближе к кровле и довольно мощные пачки мелко-
зернистых пылеватых песков, которые во многих местах (Мошкарев-
ской, Куйбышевской антиклинали и др.) являются нефтеносными.
В сводах Мошкаревской и Войковской антиклиналей верхнекер-
леутские слои выходят на поверхность.
В северной части полуострова, на Борзовской, Мало-Бабчикской,
Слюсаревской и Каменской антиклиналях, средняя часть майкопской
серии вскрыта скважинами, но полностью не пройдена, поэтому мощ-
ность ее здесь неизвестна. Следует отметить, что песчанистость верхне-
ПАЛЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
231
керлеутских слоев на этих поднятиях значительно уменьшается, и раз-
рез становится заметно более глинистым. Верхняя граница хорошо
фиксируется по наличию в самых верхах верхнекерлеутских осадков
Spiroplectammina caucasica D j а п. и Bolivina gou dkoffi Rankin.
По всему разрезу среднего Майкопа, не выходя за его пределы,
встречается Haplophragmoides kjurendagensis kerleuticus К о s i г. и
некоторые другие виды фораминифер. Мощность среднемайкопских
отложений здесь 500—600 м.
В Индольском прогибе средний Майкоп имеет несколько меньшую
(760 м) мощность. Он представлен темно-серыми неизвестковистыми
глинами, местами алевритистыми с маломощными пачками алевроли-
тов. В нижней части разреза, соответствующей нижнекерлеутским
слоям, содержатся только остатки рыб.
В верхнекерлеутском горизонте присутствует фауна фораминифер,
из которых обычны Spiroplectammina terekensis В о g d., Uvigerinella
californica Cushman, Caucasina schischkinskayae (Samoilova).
Западнее, близ Симферопольского поднятия, средняя часть май-
копской серии отсутствует и вновь появляется только в Альминской
впадине. Здесь выше глин остракодового горизонта лежит пачка серых
неслоистых глин с включением желтоватых плотных неизвестковистых
глин, в которых кроме единичных переотложенных фораминифер, ни-
чего найдено не было. По положению в разрезе их можно отнести
к среднему Майкопу. Перекрываются они зеленоватыми известкови-
стыми глинами чокракского горизонта среднего миоцена.
На Тарханкутском полуострове мощность среднего Майкопа очень
варьирует: на Оленевской антиклинали она более 200 м, примерно
такой же величины достигает на Карловской антиклинали, а к северу,
на Бакальской антиклинали, увеличивается до 250 м. Здесь также
выделяются нижне- и верхнекерлеутский горизонты, представленные
темно-серыми с зеленоватым оттенком глинами, которые можно рас-
членить только по фауне. Нижний горизонт содержит остатки рыб,
а верхний — характерную для этой части разреза равнинного Крыма
фауну фораминифер. В районе Новоселовского поднятия средний май-
коп выклинивается и вновь восточнее появляется в районе Джанкоя.
Здесь нижнекерлеутский горизонт выражен чередованием серых алев-
ролитов и алевритистых глин с остатками рыб и является продуктив-
ным газовым горизонтом. Мощность его 80—130 м.
Верхнекерлеутский горизонт состоит из серых местами алеврити-
'стых глин с прослойками и присыпками тонкозернистого песка; состав
фораминифер обычный для отложений этого горизонта равнинного
Крыма. Мощность его 72—87 м.
Схема расчленения средней части майкопской серии хорошо согла-
суется со схемами большинства других районов юга СССР, в том
числе южной Украины и Предкавказья.
Верхняя часть майкопской серии
В верхнем Майкопе четко выделяются два горизонта: батисифоно-
вый и королёвский.
В Индольском прогибе и на Тарханкутском полуострове, выше
хорошо охарактеризованных верхнекерлеутских отложений залегает
толща темно-серых неизвестковистых глин без органических остатков.
В Индольском прогибе мощность их достигает 340 м, а на Тархан-
куте — до 200 м. Перекрываются они трансгрессивно лежащими чок-
ракскими и сарматскими слоями. В Альминской впадине верхний май-
.коп полностью отсутствует. В районе Джанкоя верхняя часть Майкоп-
232
СТРАТИГРАФИЯ
ской серии представлена сильно алевритистыми серыми и зелено-
вато-серыми глинами, переслаивающимися с менее алевритистыми и
алевролитами, мощностью 134—227 м. Верхняя часть толщи является
продуктивной газоносной пачкой.
Из фораминифер здесь встречаются хорошей сохранности виды
с известковой раковиной: Cibicides ornatus В о g d., Nonion polymor-
phus В о g d., Elphidium onerosum В о g d. и другие, что позволяет
сопоставлять эту часть разреза, относящуюся к батисифоновому гори-
зонту, с ольгинской свитой Кубанской низменности и ее аналогами:
в Затеречной равнине (по данным А. К- Богдановича). Отложения:
королёвского горизонта здесь отсутствуют из-за размыва. Перекры-
вается Майкоп глинами чокракского горизонта.
Самый полный разрез верхнего Майкопа наблюдается на Керчен-
ском полуострове. Глины батисифонового горизонта здесь содержат
большое количество фораминифер, что дало возможность В. Ф. Козы-
ревой выделить микрофаунистические зоны с определенными комплек-
сами микрофауны, которые правильнее было бы называть слоями. Это-
слои с Haplophragmoides pertferoexcavatus, слои с Cyclammina и слои
с известковистой фауной.
Присутствующие здесь виды Neobulimina elongata (Orbigny),
Trochammina depressa Subbotina, Haplophragmoides rotundidor-
satus (Hantken) и другие дают возможность сопоставлять эти отло-
жения с другими районами юга СССР, где в ольгинской свите Кубан-
ской низменности, Центрального Предкавказья и ее аналогах выде-
лены слои с Neobulimina elongata. Мощность батисифонового горизонта
на Керченском полуострове достигает 1200 м.
Породы королёвского горизонта распространены на Керченском
полуострове почти везде (исключением является западная часть Юго-
Западной равнины, где они размыты). Это глины темно-серые с корич-
неватым оттенком, неизвестковистые, местами алевритистые. Перекры-
ваются обычно они темно-серыми известковистыми глинами тархан-
ского горизонта (Марьевская площадь) или глинами чокракского гори-
зонта (большая часть территории).
Из органических остатков в королёвском горизонте встречаются
только редкие экземпляры Saccammina zuramakensis В о g d a n о-
v i с z, что характерно для рицевской свиты Центрального Предкав-
казья, зурамакентской свиты Затеречной равнины и их аналогов.
Таким образом, в настоящее время разрезы майкопской серии
отдельных районов Крыма сопоставляются между собой по содержа-
щейся в них микрофауне. Отдельные подразделения могут быть сопо-
ставлены по микрофауне и с отложениями других районов юга СССР.
В этом отражены большие достижения в разработке стратиграфии
майкопской серии Крыма, которые получены в итоге работы по изуче-
нию ее нефтегазоносности.
НЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
Отложения неогеновой системы широко распространены в районах
Керченского полуострова, равнинной части Крыма и Предгорной
гряды, где их можно наблюдать в обнажениях и разрезах буровых
скважин. Представлены они миоценовым и плиоценовым отделами.1
Максимальные мощности неогеновых отложений, начиная со среднего
1 В данном разделе рассмотрена стратиграфия неогена, начиная с отложений
среднего миоцена, так как нижнемиоценовые отложения, входящие в состав -майкоп-
ской серии, описаны выше, вместе -с олигоценовой частью этой серии.
НЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
233
миоцена, наблюдаются в восточной части Керченского полуострова,,
где они превышают 1100 м. В Индольском прогибе мощность их более
700 м, в Сивашском 300—350 м, в Альминской впадине до 260 м, а на
Тарханкутском полуострове и в центральных районах Крыма от 20
до 150 м.
Первые упоминания о неогеновых отложениях Керченского полу-
острова и равнинного Крыма содержатся в работах исследователей
геологии Крыма середины XIX века (Вернейль, 1837; Гюо, 1840; Бейли,
1859 и др.). Более подробные сведения о них приведены в работе
Г. Абиха (1865), который впервые расчленил сармат Керченского
полуострова на горизонты.
Основы стратиграфии неогеновых отложений Крымско-Кавказской
области были разработаны детальными исследованиями Н. И. Андру-
сова на Керченском полуострове, начатыми в 1883 г. и продолжавши-
мися до первой мировой войны.
Н. И. Андрусовым были выделены там и охарактеризованы фау-
нистически тарханский, чокракский и спаниодонтелловый (караганский)
горизонты среднего миоцена, разделен на горизонты сарматский ярус,
выделен мэотический ярус, детально охарактеризован и расчленен
понтический и выделен киммерийский ярусы. Позднее эта схема была
уточнена и дополнена работами А. Д. Архангельского, А. А. Бло-
хина и др. (1930), С. С. Осипова (1927), И. И. Дзенс-Литовского (1936),
Б. П. Жижченко (1936), В. П. Колесникова (1935), Б. П. Жижченко,
В. П. Колесникова и А. Г. Эберзина (1940), Л. Ш. Давиташвили (1938),
А. Г. Эберзина (1929, 1933, 1940 и др.), 3. Л. Маймин (1936—1962),
В. В. Меннера, Р. Л. Мерклина (1949), Г. И. Молявко (1937, 1948,
1960) и др., М. В. Муратова (1954, 1955, 1964) и др.
МОРСКИЕ ОТЛОЖЕНИЯ
Средний миоцен
К среднему миоцену относятся отложения тарханского, чокрак-
ского, караганского и конкского горизонтов, которые обнажаются
почти непрерывной узкой полосой, протягивающейся от юго-западной
оконечности Крыма (район мыса Фиолент) к Инкерману, Симферо-
полю и далее на восток уходящей в пределы Керченского полуострова.
Севернее они повсеместно установлены буровыми скважинами под
покровом верхнемиоценовых пород.
Залегают описываемые отложения на размытой поверхности более
древних пород вплоть до юрских.
Тарханский горизонт. Тарханский горизонт впервые выделен
Н. И. Андрусовым (1886) у мыса Тархан на Керченском полуострове.
Стратиграфически он занимает положение между майкопской серией
и чокракским горизонтом, залегая в основании среднего миоцена.
На юго-западе мыса Фиолент (район Севастополя) А. С. Моисеевым
(1932) были обнаружены устричники, состоящие из Ostrea gingensis
Schloth., характеризующих тарханские отложения. В этом же
районе у бывш. Георгиевского монастыря, как отмечает Б. П. Жиж-
ченко (1941), установлены окатанные обломки Ostrea gingensis
Schloth. в отложениях чокракского горизонта, что указывает на
размыв тарханских пород, присутствовавших здесь ранее.
На Керченском полуострове у мыса Тархан обнажаются темно-
серые и коричневые слоистые глины с прослоями плотного мергеля
до 0,2 м мощности. В мергелистых прослойках встречены: Spirialis
tarchanensis К i 111., Pseudamussium denudatum (Reuss.), Thyasira
234
СТРАТИГРАФИЯ
flexuosa (Mont.), Nucula и др., местами мергель с фауной переходит
в устричник с Ostrea cochlear Poli. (рис. 43).
Детальное изучение стратиграфии подобных отложений и палеон-
тологических остатков Р. Л. Мерклиным (1949) из окрестностей
с. Юраков Кут, позволило ему отнести аналогичные глины с Abra para-
bills Z h i z h., Thyasira flenuosa Mont., Cuspidaria cuspidata 01.
и др. также к тарханскому горизонту. Мощность этих глин здесь дости-
гает 100 м. К тарханскому горизонту относят также немые глины,
залегающие между майкопской серией и чокракским горизонтом на
Лредгорные
гряды
Район
владислаВоВнц.
Район
с /Тенино
Восточная часть
Ларпачсного
гребня
ЛоВереэкьс
Керченсного
прола Ва
Лоннсний
горизонт
Ворогансниа
горизонт
Уонранскии.
горизонт
Тара: а пени а
горизонт
лааинооснал
серия
Рис. 43. Схема изменения мощностей и фаций среднемиоценовых отложений с востока
на запад в пределах Керченского полуострова (по М. В. Муратову)
1—мелководные пески и ракушечники; 2 — глины с прослоями мергелей; 3— чередование песков
и глин. Условно залегание слоев, подстилающих средний миоцен, показано наклонным, чтобы
подчеркнуть несогласие в основании среднего миоцена
звостоке Керченского полуострова, вплоть до юго-восточного его окон-
чания.
Тарханские отложения прослеживаются и вдоль Парпачского
гребня, а севернее его они вскрыты рядом скважин. Западнее мыса
Тархан мощность тарханских отложений постепенно уменьшается и они
выклиниваются. Комплексы моллюсков и фораминифер дают основание
предполагать, что тарханский бассейн был глубоководным, а его соле-
ность приближалась к океанической.
Чокракский горизонт. Отложения чокракского горизонта выделены
Н. И. Андрусовым в 1884 г. на побережье озера Чокрак.
Породы чокракского возраста известны также в районе мыса
Фиолент, где они отмечались Н. И. Андрусовым (1897) и А. С. Мои-
сеевым (1932). Описываемый оттуда белый очень рыхлый известняк
состоит наполовину из водорослей Acicularia andrussovi Р а 1 i b. и
многочисленной фауны моллюсков (Жижченко, 1936).
В 1940 г. Б. П. Жижченко в окрестностях бывш. Георгиевского
монастыря у мыса Фиолент описал кварцевые песчаники, переходящие
к западу в песчано-известняковый ракушечник-конгломерат, который
перекрывается косослоистыми известняками-ракушечниками с много-
численной мелкой галькой и фауной чокрака, а также с переотложен-
ной типично тарханской фауной моллюсков. Мощность чокракских
отложений Здесь достигает 12,5 м. Севернее Севастополя, Симферополя
НЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
235
и Белогорска, вдоль Предгорной гряды и в северном Присивашье, чок-
ракские отложения представлены терригенно-карбонатными относи-
тельно мелководными образованиями (рис. 44). Светлые пятнистые,
иногда строматолитовые известняки с редкой кварцевой галькой мощ-
ностью до 5 м встречены скважинами северо-восточнее с. Туровка
в районе Симферополя (В. В. Меннер).
Литологический состав и мощность этих отложений очень измен-
чивы. В одних случаях на размытой поверхности майкопской серии
Рис. 44. Литолого-фациальная карта чокракского горизонта среднего миоцена. Соста-
вили: А. Е. Каменецкий, В. Е. Железняк
/ — известняки ракушечные, детритусовые, песчанистые (более 40%); песчаники и пески, глины
С галькой, конгломерат; 2— пески глинистые (более 60%), глины; 3 — известняки ракушечные,
детритусовые, песчанистые (более 40%), глины известковистые (более 40%), пески и песчаники,
галька; 4—глины известковистые (более 40%), мергели, пески, галька; б— глины (более 60%),
глины песчанистые, песчаники; 6 — линии равных мощностей; 7 — границы молодых и четвертич-
ных размывов (контур современного распространения); 8 — границы распространения литологиче-
ских комплексов .(достоверные и вероятные); 9— границы древних размывов; 10 — направление
сноса обломочного материала; // — предполагаемая суша
и среднего эоцена залегают пески и песчаники, которые перекрываются
мергелями и известняками, в других, по данным А. Д. Рамазанова,
нижнюю часть разреза слагают загипсованные глины с прослойками
песка, переходящие выше в глины и песчаники с Anadara, Abra
sp., Spirialis nucleatus Z h i z h., Ervilia sp. и др. Мощность глин и
песков не превышает 15 м.
В разрезах скважин вдоль рек Малая Карасу и Мокрый Индол
отложения чокрака сложены в основном песчано-глинистыми породами,
а по р. Булганак в разрезе преобладают детритусовые песчанистые
известняки с прослоями песка и песчаника с Cardium pseudomulticosta-
tum Z h i z h., Ervilia cf. praepodolica Andrus., E. cf. tnegalodon
Andrus, и др. Восточнее p. Булганак, у дер. Шубино, в южном борту
Индольского прогиба в разрезе преобладают глины с маломощными
прослоями песчаников и песчанистых известняков, из которых опреде-
лены: Ervilia ex gr. pusilia Phil., Spaniodontella intermedia В a j a r.,
236
СТРАТИГРАФИЯ
Modiola cf. marginata var. caucasica Z h i z h., Bittium digitatum Z h i z h.r
Mohrensternia cf. nitida Z h i z h., Tornatina lajonkaireana var. stavro-
poliana Z h i z h., указывающие на чокракский возраст.1 Мощность
этих пород 10—13 м.
В районе населенных пунктов Советское, Нижнегорское и Бело-
стадное (Индольский прогиб) чокракские отложения сложены сравни-
тельно более глубоководными образованиями, обычно это глины
темно- и зеленовато-серые, с прослойками песка и песчаника с фора-
миниферами Bolivina tarchanensis S u b b. et C h u t z., Sigmoilina
tschokrakensis Bogd., Rotalia beccarii (L.), и др.
Мощность чокракских отложений в Индольском прогибе достигает
30 м и является максимальной для восточных районов равнинного
Крыма.
В обнажениях по р. Бельбек и в многочисленных разрезах скважин
западнее Бахчисарая (Альминская впадина) описываемые отложения
представлены голубовато- и зеленовато-серыми известковистыми пят-
нистыми глинами с прослоями мергелей и известняков. Известняки и
мергели встречаются неповсеместно и залегают в кровле глин. Харак-
терны включения галек различной степени окатанности. Мощность
пород резко изменяется (от 2 до 14 м), что объясняется трансгрессив-
ным залеганием вышележащих караганских слоев, срезающих чокрак-
ские. Здесь установлен следующий комплекс моллюсков, характерных
для чокракского горизонта: Spaniodontella intermedia Andrus., Car-
dium hilberi Andrus., Tapes tauricus Andrus., Donax tarchanensis
Andrus., Ervilia praepodolica Andrus., Solen subfragilis E i c h w.,
Ostrea digitalina Dub.
На Новоселовском поднятии и на юге Тарханкутского полуострова
чокракские отложения отсутствуют. Они наблюдаются лишь в цен-
тральной части равнинного Крыма и к югу от Каркинитского залива,
где они представлены в основном глинисто-песчанистыми породами.
Глины также зеленовато-серые, известковистые, песчанистые, с зернами
глауконита и прослойками песка, содержат фауну моллюсков: Area
inopiosa Z h i z h. juv., Spaniodontella intermedia Andrus., Mytilus
sp., Abra sp., Modiolus marginatus (E i c h w.) var. tarchanensis G a t.,
Bittium digitatum Z h i z h. Залегают описываемые отложения на раз-
мытой поверхности майкопских, эоценовых и верхнемеловых отложе-
ний. Мощность чокракских отложений в этом районе изменяется от
нескольких сантиметров до 15—20 м, а южнее Бакальского озера и
до 35 м.
На территории Керченского полуострова отложения чокракского
горизонта представлены как глубоководной, так и мелководной фа-
циями. Первая распространена в основном в восточной части полу-
острова и представлена глинами зеленовато-серого, серого и коричне-
вого цвета, часто содержащими раковины Spirialis, с большим количест-
вом прослоев плотных мергелей, иногда кремнистых. Нередко мергели
залегают в виде лепешкообразных конкреций. Мощность мергелистых
прослоев от 0,05 до 0,15 ж, иногда до 0,5—2,0 ж. В мергелистых про-
слоях в небольшом количестве встречаются палеонтологические
остатки. Представлены они Leda cf. prendeli Andrus., Cryptodon aff.
sinuosus D о n., Ervilia sp., Nassa restitutiana Font., Spirialis sp. и др.
Глубоководный тип осадков известен в разрезах Коп-Такильской
и Маякской антиклиналей, мощность их достигает там до 70 ж.
1 Фауна моллюсков из этих скважин и обнажений определялась В. В. Богаче-
вым, В. Е. Егоровой, Б. П. Жижченко, Г. И. Молявко, А. Г. Эберзиньш, А. А. Стек-
ловым и М. Н. Серенко, а фораминиферы — А. А. Чулковой.
НЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
237
Несколько более сложный литологический состав имеют чокрак-
ские отложения в районе мыса Тархан. Здесь нижняя часть разреза,
по данным А. Д. Архангельского и др. (1930), сложена такими же гли-
нами и с такой же фауной, как и в восточной части полуострова,
а верхняя состоит из песков, песчаников и известняков.
Наиболее распространенными породами здесь являются: рыхлые,
мелко- и среднезернистые пески и песчаники, изобилующие раковинами
Lucina dujardini D е s h.; ракушечные известняки, сложенные преиму-
щественно раковинами Cerithium cattleyae В a i 1 у, Trochus tschokra-
kensis Andrus., и массой других мелких гастропод (особенно
Mohrensternia и Hydrobia); и, наконец, детритусовые, частью косо-
слоистые известняки с мелкой галькой, состоящей из мергелей и мшан-
ковых известняков, переходящие в конгломераты из тех же галек. Из
ископаемых остатков в них встречены: Corbula gibba 01., Cardium
multicostatum В г о с., Ervilia praepodolica Andrus., Cerithium cat-
tleyae В a i 1 у. Раковины часто окатаны.
Вдоль южного побережья Азовского моря с востока на запад
* наблюдается изменение литологического состава и мощности чокрак-
ских отложений. Так, например, мощность нижних слоев глин у мыса
Тархан уменьшается до 5—6 м, а западнее его они совсем выклини-
ваются. Здесь вышележащие песчано-известняковые образования с га-
лечником в основании залегают непосредственно на майкопских глинах.
Выше них залегает маломощная толща глин с прослоями мергелей,
напоминающая глубоководную фацию. Кроме Spirialis, они содержат
Nucula sp., Leda fragilis C h e m n., Nassa restitutiana Font.
В центральной и западной частях Керченского полуострова чок-
ракские отложения представлены только мелководной фацией — детри-
[ тусовыми и раковинными известняками и песками с такой же фауной,
I как и на востоке полуострова. Осадки этого типа вскрыты несколькими
разрезами на Парпачском гребне. Мощность чокракских отложений
• в приподнятых частях антиклинали колеблется от нескольких метров
до 15—45 м, а в погруженных увеличивается до 100—118 м.
Караганский горизонт. В Предгорной гряде и на Керченском полу-
острове караганские отложения обнажены значительно лучше, чем
> чокракские. Выходы их известны и в западной части Тарханкутского
полуострова. В равнинной части Крыма караганские образования
вскрыты многими скважинами и являются наиболее выдержанным
горизонтом среднего миоцена (рис. 45).
< В районе Севастополя у мыса Фиолент, в Мраморной балке, на
горе Карагач, на горе Сапун и в Инкермане, по данным Б. П. Жиж-
ченко (1934), В. В. Меннера и др., караганские отложения представ-
лены преимущественно известняками со спаниодонтеллами и пресно-
водными и наземными моллюсками. В основании известняков залегает
t известняковый конгломерат мощностью до 0,5 м.
В Альминской впадине и в центральных районах предгорного
Крыма отложения карагана представлены песчанистыми и ракушеч-
ными известняками, песчаниками, песками и редко глинами с фауной
моллюсков Spaniodontella pulchella В a i 1 у, Sp. tapesoides Andrus.,
Sp. cf. ttmbonata Andrus., Sp. opisthodon Andrus., Sp. cf. gentilis
E i c h w., Mohrensternia grandis Andrus., M. barboti Andrus.,
Barnea sp. indet., Nassa sp. indet., Sandbergeria cf. sokolovi Andrus,
и др. Мощность отложений карагана увеличивается к центральной
части прогиба и достигает 63 м.
К северу и северо-востоку от Симферополя в разрезе преобладают
известняки с прослоями песков и песчаника с галькой. Мощность отло-
жений не превышает там 20—25 м. Увеличение песчанистости наблю-
238
СТРАТИГРАФИЯ
дается к востоку от р. Зуи в обнажениях по рекам Большая и Малая
Карасу и на их водоразделе. Такой же литологический состав караган-
ского горизонта вскрыт скважинами и в районе Новоселовского под-
нятия.
В. пределах Тарханкутского полуострова, по данным скважин и
отдельных обнажений, отложения карагана представлены известняками,
редко с тонкими прослоями глин, известняковой гальки и песчаниками
Рис. 45. Литолого-фациальная карта караганского и конкского горизонтов среднего
миоцена. Составили: А. Е. Каменецкий, В. Е. Железняк
1 — пески, мергели, гипсы, глины известковистые; 2 — известняки кристаллические, ракушечные
(более 40%), глины, конгломераты; <? —известняки кавернозные, кристаллические, оолитовые, орга-
ногенно-детритусовые (более 40%), пески и песчаники, глины, галька; 4—глины (более 40%).
пески, песчаники, известняки; 5—глины, иногда известковистые (более 40%), мергели. Остальные
условные обозначения см. на рис. 44
с фауной моллюсков Pholas sp., Ph. (Barnea) cf. ustjurtensis В о g.,
Spaniodontella cf. tapesoides Andrus., Hydrobia sp., Sandbergeria sp.,
S. cf. avicularis Andrus., Nassa cf. karaganica Z h i z h., Barnea cf.
ujratamica Andrus., Mohrensternia cf. grandis Andrus., и др.
Мощность отложений карагана на Тарханкутском полуострове дости-
гает 25 м.
Восточнее р. Малая Карасу литологический состав карагана
меняется. В разрезе скважин, расположенных вдоль рек Мокрый
Индол и Булганак, основную часть слагают карбонатные пески и пес-
чаники, а известняки и глины встречаются в виде небольших прослоев,
составляя 20—25% мощности. Аналогичные породы протягиваются
узкой полосой вдоль предгорья к северу от массива Агармыш. Мощ-
ность караганских отложений в этом районе не превышает 10—30 м.
В Индольском прогибе отложения этого возраста в нижней части
разреза представлены кварцевыми песчаниками с прослоями песков
НЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
239
и реже известняков, кверху они переходят в темно-серые известкови-
стые глины с маломощными прослоями песчаников с фауной спанио-
донтелл и моренштерний. Мощность караганских отложений в Индоль-
ском прогибе возрастает к прогнутой части до 63 м и является макси-
мальной для равнинных районов Крыма на востоке.
Аналогичный глинисто-песчанистый характер отложений карагана
установлен в Джанкойской опорной скважине, на Перекопском пере-
шейке (Армянск), в северной части Арабатской стрелки и острова
Бирючьего и в районе Ново-Алексеевки. Повсюду там известковистые
и песчаные глины со Spaniodontella переслаиваются с песчаниками, гли-
нами и редко известняками с фауной моллюсков Spaniodontella pul-
chella В a i 1 у, Sp. tapesoides Andrus., Sp. opisthodon Andrus,
и Mohrensternia grandis Andrus. Мощность отложений карагана
в районах Джанкоя и Армянска достигает 25 м.
На территории Керченского полуострова в отложениях караган-
ского горизонта, как и в чокракских осадках (Архангельский и др.,
1930), намечаются две фации. На востоке Керченского полуострова
широко распространены глинистые породы; в западной же части раз-
рез карагана представлен глинисто-карбонатными породами.
На востоке полуострова переход от чокракских отложений к кара-
ганским происходит внутри толщи глин. При этом на границе между
ними залегает толща глин до 40 м мощности, в которой палеонтологи-
ческие остатки отсутствуют.
Глинистые породы караганского возраста окрашены в темно-
коричневые и почти черные цвета и очень похожи на майкопские..
Верхняя толща глин, окрашенная в коричневато-зеленоватый цвет,
сходна с сарматскими. Глины обычно содержат тонкие прослойки
тонкозернистого песка со спаниодонтеллами. Караганские глины, как
и нижележащие, переслаиваются с мергелями, мощность которых
достигает 0,05—0,6 м. На отдельных участках мергели имеют строма-
толитовое строение. Ископаемые остатки в глинах и мергелях встре-
чаются изредка и представлены обычно бедным набором спаниодон-
телл (Spaniodontella pulchella В a i 1 у, Sp. tapesoides Andrus., Sp.
opisthodon Andrus.), иногда c Pholas sp., Mohrensternia grandis
Andrus., Sandbergeria sokolovi Andrus., Pectinariopsis. Мощность
глинистой толщи караганского возраста в восточной части полуострова
(г. Керчь) достигает 50 м.
В западной части полуострова в толще глин появляются прослои
строматолитовых известняков, глинистых песков и конгломератов до
0,1—0,6 м мощности, а в отдельных местах линзы строматолитов
достигают 4 м мощности.
Нижняя часть караганского горизонта (Архангельский и др.,
1930) здесь представлена чередованием пластов мергелей часто с глы-
бами строматолитов, пластичных светло-оливковых глин и глинистых
песков, переходящих нередко в плотные глинистые песчаники. В песках
и песчаниках восточнее Владиславовки (балка Кой-Асан) проходят два
слоя галечника из прекрасно окатанных кусков коричневых мергелей
и строматолитов; мощность слоев до 10 см. Верхняя половина толщи
состоит из частого чередования слоев и линзочек песка и коричневых,
довольно пластичных глин. Иногда прослои песка и глины незначи-
тельные и имеют всего 2—5 см мощности, иногда же мощность песков
возрастает до 0,1—0,4 м, и почти вся толща переходит в пески. В верх-
ней половине горизонта очень редко встречаются маломощные прослои
плотных кремнистых мергелей, в которых в районе Владиславовки
обнаружены Pholas-, общая мощность мергелей не превышает
0,3—0,5 м.
240
СТРАТИГРАФИЯ
Мощность прослоев мергелей и известняков на Каменской и Коро-
лёвской антиклиналях достигает 0,7—0,9 м. Общая же мощность слоев
карагана на этих структурах 100—150 м. При приближении к Парпач-
скому гребню мощность песчанистых прослоев увеличивается и нередко
разрез караганского горизонта сложен там песчанистыми породами
с галечником и наземной и пресноводной фауной моллюсков. Имеются
также данные о присутствии в глинистой толще брекчиевидных про-
слоев, образование которых, очевидно, связано с деятельностью грязе-
вых вулканов в караганское время (Мало-Бабчинская и Восходовская
антиклинали). Мощность глин, переслаивающихся с сопочными отло-
жениями, достигает 170 м.
Конкский горизонт. Отложения, относимые к конкскому горизонту
среднего миоцена, выделяются по находкам фауны Corbula gibba О 1.,
Spaniodontella sokolovi S i n z., Cardium andrussovi S о k., Ervilia tri-
.gonula Sok. и др. форм, типичных для данного горизонта. Залегают
отложенйя этого горизонта выше караганских и перекрываются нижне-
сарматскими. Нижняя часть горизонта содержит сходную с карага-
ном бедную фауну мелких Spaniodontella и Pholas и была выделена
А. Д. Архангельским, С. С. Осиповым и др. (1930) как фол адовые
слои. Л. III. Давиташвили назвал эти слои картвельскими ’. Верхняя
часть охарактеризована богатой, типично средиземноморской и сармат-
ской фауной. Хорошо выделяются эти две части только на отдельных
участках Керченского полуострова.
В районе Севастополя выше караганских слоев залегает пачка
известняков с прослоями песчаников, песков и редко глин. Мощность
их 10—-20 м. В Альминской впадине и в районе Симферополя в неболь-
ших обнажениях и скважинах среди песчанистых известняков встре-
чаются прослойки глин и мергелей, содержащих Pholas kubanica
Z h i z h., Ph. sinzovi Osip., Ph. ustjurtensis E i c h w., Ervilia trigo-
nula S о k., E. pusilia P h i 11., Spaniodontella sokolovi S i n z., Cor-
bula gibba 01., Abra alba (Wood.). Около с. Новожиловка (севернее
Зуи) конкский горизонт по данным скважин представлен органогенно-
обломочными и раковинными известняками с прослоями песчаников,
песков и редко глин с Pholas ustjurtensis Е i с h w., Ph. pseudo-
ust jurtensis E i c h w., Ph. sinzovi Osip, мощностью до 20 м. Восточ-
нее р. Зуи, в обнажениях вдоль рек Большая и Малая Карасу, песча-
ные и глинистые прослои исчезают и разрез целиком представлен
известняками, иногда с галькой кварца. Кровля известняков размыта
иногда полностью. Мощность толщи не превышает 5 м.
В центральных районах равнинного Крыма и к югу от Бакаль-
ского озера конкские отложения представлены также известняками
-с небольшими прослоями песков, песчаников. Известняки ракушечные,
реже песчанистые и глинистые с галькой известняков и гравийными
зернами кварца. Фауна моллюсков представлена следующим видовым
составом: Modiola incrassata О г b., Mohrensternia cf. laskarevi L i w.,
Pholas (Barnea) cf. pseudoustjurtensis В о g., Ph. (Barnea) kubanica
Z h i z h., Ervilia trigonula S о k., Trochus cf. praeturraculoides Z h i z h.,
Corbula gibba 01., Sandbergeria sp., Hydrobia sp., Venus sp., Tro-
chus sp. и др. Мощность отложений здесь достигает 23 м, но на отдель-
ных участках они выклиниваются.
В пределах Тарханкутского полуострова отложения конкского
горизонта обычно сложены обломочно-органогенными, оолитовыми
известняками, с фораминиферами из семейства Alveolinellidae — Воге-
1 Выделить отдельно фоладовые (картвельские) слои, особенно по скважинам,
ме всегда представляется возможным.
НЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
241
Us melo (F. et M.) и В. haueri (Orb.), — которые, по заключению
В. E. Крашенинникова, встречаются только в мелководных фациях вер-
хов среднего миоцена и характеризуют конкский горизонт. Мощность
пород в Тарханкутской опорной скважине 8 м.
В северо-восточных районах полуострова в разрезе конкского гори-
зонта появляются прослои известковистых глин, которые в Джанкой-
ской опорной скважине почти полностью замещают известняки.
В северном Присивашье (Армянск, Ново-Алексеевка, остров Бирю-
чий) и северной части Арабатской стрелки песчанистые глины сохра-
няются лишь в основании, а выше их залегают органогенно-обломоч-
ные известняки, участками окремнелые, с Cardium andrussovi S о k.,
Venus konkensis S о k., Ervilia trigonula S о k., Pholas bogatschevi
Osip., Spaniodontella tapesoides Andrus., Sp. gentilis E i c h w.
Мощность конкских отложений на острове Бирючьем, в северной части
Арабатской стрелки, в районе Ново-Алексеевки и в Армянске колеб-
лется от нескольких метров до 22 м.
Кварцевые пески и песчаники с Cardium platovi В о g., Cardium
andrussovi Sok. в северной части Индольского прогиба переходят
в глины с присыпками и прослойками мелко- и тонкозернистого песка
с Ervilia dissita Е i с h w. мощностью до 24 ж, а в южной части
в темно-серые тонкослоистые глины с Abra reflexa Е i с h w. Мощность
глин конкского возраста увеличивается там до 40 м, а глубина зале-
гания достигает 620 м (с. Шубино).
К востоку от с. Шубино, уже в пределах Керченского полуострова
на Мысовой (Казантипской), Белокаменской (Акташской) и Камен-
ской (Ак-Манайской, Насырской) антиклиналях конкский горизонт
представлен такими же глинами, но значительно большей мощности —
до 95—100 м.
В западной части Керченского полуострова еще наблюдениями
С. С. Осипова (Архангельский и др., 1930) было отмечено, что
выше караганских отложений залегает толща глинистых пород, в кото-
рых присутствует большое количество фолад, а самые же низы этих
глин мощностью от 4 до 20 м обычно никакой фауны не содержат.
В восточной части полуострова между фаунистически охарактери-
зованными караганским и конкским горизонтами залегает мощная
толща (до 140 м) глин, в которых фауна моллюсков отсутствует. Эти
отложения А. Д. Архангельским названы переходными слоями.
Выше залегает толща глин, состав которой почти не отличается
от нижележащей. Как и караганские, эти глины содержат прослои мер-
геля и песка. Богатая фауна фолад представлена видами Pholas (Ваг-
пеа) aff. pseudoustjurtensis В о g., Ph. (В.) aff. raricostatus S i n z., Pho-
las sp. и др. Мощность слоев, содержащих фауну фолад, достигает 78 м.
Граница между караганскими и фоладовыми (картвельскими) и
собственно конкскими слоями устанавливается только по наличию
ископаемой фауны; там же, где последняя отсутствует, разграничить
их невозможно.
Повсюду на Керченском полуострове в глинах конкского горизонта
обнаружены остатки: Spirialis, Spaniodontella aff. sokolovi S i n z., Pho-
las sp., Spirorbis. В восточной части полуострова фауна моллюсков
более богата по видовому составу. Здесь много таких форм, как Сог-
bula gibba 01., Abra alba (Wood.) var. scythica Sok., Cardium sp.
ex gr. vindobonense P a r t s c h., C. ex gr. aculeatum L., Modiola sp.,
Pholas cf. scrinium Bog., Aporrhais sp. (aff. alatus Eichw.), Scala-
ria sp., Hydrobia aff. acuta Dr a p., Spirialis andrussovi К i 111., Pecti-
nariopsis и др. (Архангельский и др., 1930). А в последние годы состав
фауны моллюсков пополнился такими видами, как Venus konkensis
16 Зак. 911
242
СТРАТИГРАФИЯ
S о к., Cardium kokkupicum Andrus., C. cf. platovi В о g., Mactra
cf. basteroti Mayer var. konkensis L a s k., Ervilia ex gr. trigo-
nula Sok.
Микрофауна на Керченском полуострове представлена Bulimina
sp., В. aff. coprolithoides A n d r e a e, B. aff. elongata О r b., Discor-
bis sp., Miliolina consobrina О r b., Cassidulina sp.
В некоторых районах Керченского полуострова в толще морских
глин Г. А. Лычагин наблюдал прослои сопочных брекчий мощностью
до 205 м (Тарханская синклиналь). Мощность подобных конкских отло-
жений вместе с картвельскими слоями достигает в Восходовской анти-
клинали 390 м.
Верхний миоцен
Сарматский ярус
Отложения сарматского яруса имеют в Крыму широкое развитие.
Сложены они в основном глинами и известняками, реже песками и
песчаниками. Залегают обычно трансгрессивно на различных горизон-
тах более древних пород и связаны постепенным переходом с подсти-
лающими их конкскими отложениями только в пределах Керченского
полуострова. На территории Крыма и смежных районов отложения
сарматского яруса подразделяются на три подъяруса (горизонта):
нижний, средний и верхний.
Нижний сармат. В основном эти отложения изучались по данным
многочисленных скважин, но в предгорном Крыму и на Керченском
полуострове имеются единичные обнажения нижнего сармата.
В предгорной части Крыма, в районе Севастополя, нижний сармат
представлен чередованием песков и песчаников с подчиненными про-
слоями известняков и глин. Кварцевые пески и песчаники приурочены
к основанию, выше следуют коричневатые глины небольшой мощности.
В районе с. Флотское нижнесарматские пески залегают на юрских
известняках. Мощность описываемых отложений здесь меняется от
нескольких метров до 25—30 м.
К северу от Севастополя эти сарматские отложения представлены
в основном глинами, и только в нижней части разреза и очень редко
выше можно встретить прослои известняков. В Альминской впадине
и в центральных районах равнинного Крыма глинистая толща ниж-
него сармата многими скважинами вскрыта и является хорошим мар-
кирующим горизонтом. Глины обычно серые и темно-серые, часто
слабо песчанистые, известковистые, с присыпками тонкозернистого
кварцевого песка с многочисленными раковинами или обломками
тонкостенной ракуши. Известняки, залегающие в основании разреза,
ракушечные или глинистые, содержат гальку кварца или известняка.
Мощность этих известняков в Альминской впадине 3—-8 м, в пределах
Новоселовских поднятий 1—4 м, иногда 21 м.
На отдельных участках Новоселовских поднятий (селения Маевка,
Добрушино и Новоселовка) и Тарханкутского полуострова (Меловое и
Родниковское поднятия) нижнесарматские отложения отсутствуют.
К северо-востоку и востоку от Новоселовских структур в районе
Джанкоя, Присивашья и в Индольском прогибе в нижнесарматском
разрезе также преобладают глины, а известняков становится еще
меньше. В нижней части разреза среди плотных темных глин встре-
чаются прослои глин светлых, трепеловидных, очень легких, с тонко-
стенной фауной.
Нижнесарматские глины и известняки содержат богатую фауну
моллюсков, которая приведена в табл. 12. В районе Новоселовских
НЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
243
структур в описываемых породах Н. Н. Найдиной определены остра-
коды: Cythereis levis S с h n., Xestoleberis lutra S c h n., X. sp. indet.,
Loxoconcha sp.
Мощности нижнего сармата в центральных и западных районах
Крыма колеблются от нескольких метров до 32 м. В северной части
Арабатской стрелки, на острове Бирючьем и в Индольском прогибе
мощности более постоянны и достигают 87 м.
На Керченском полуострове нижнесарматские отложения еще более
однообразны по своему литологическому составу и сходны с аналогич-
ными породами Индольского прогиба. Но все же и здесь можно выде-
лить два типа нижнесарматских разрезов: западный и восточный.
В западной половине полуострова значительное место занимает
глинистая толща, окрашенная в темный, бурый или темно-оливковый
цвет. Глины слоистые, с тонкими прослоечками песка и мергелей,
мощность которых в районе Парпачского гребня увеличивается до 1 м.
Здесь же появляются и прослои известняков до 1,5—2,0 м мощности.
Общая же мощность нижнего сармата достигает 160—300 м. В районе
Слюсаревской антиклинали были встречены прослои трепеловидных
глин и гипса, а на Черниховской антиклинали среди толщи глин с про-
слоями ракушечника, песка и гипса имеется прослой вулканического
пепла.
В восточной части полуострова глины по цвету почти не отлича-
ются от глин западной, но отличительной чертой нижнесарматской
толщи в этом районе является уменьшение мощности прослоев песков,
известняков и мергелей и даже их выклинивание.
В Слюсаревской, Алексеевской, Андреевской, Восходовской и дру-
гих антиклиналях глины переслаиваются с сопочными образованиями и
мощность их возрастает до 600 м.
Как отмечают А. Д. Архангельский и другие (1930), в нижнесар-
матской толще могут быть выделены две части: нижняя и верхняя.
Нижняя часть содержит бедную фауну моллюсков, но в ней характер-
ной формой является: Abra aff. reflexa Eichw., кроме того, в осадках
этой части горизонта встречаются мактры, кардииды и эрвилии
(Mactra, Cardiutn lithopodolicum Dub.). Мощность так называемых
синдесмиевых глин достигает 25—30 м.
Верхняя часть на отдельных участках (Коп-Такыл) отделяется от
нижней толщей глин до 40 м мощности, в которых палеонтологические
остатки либо отсутствуют, либо встречаются очень редко. Характер-
ными формами для этих слоев служат мактры (Mactra fragilis L a s k.),
отчего они и получили наименование мактровых. Раковины этого вида
в нижней части верхнего горизонта мелкие, а выше становятся более
крупными.
Средний сармат. Хорошие обнажения среднесарматских отложений
имеются в пределах Предгорной гряды, на Тарханкутском и Керчен-
ском полуостровах. Почти повсеместно толщу среднего сармата можно
расчленить на две части: нижнюю — глинистую и верхнюю — известня-
ково-мергельную (рис. 46). Нижняя, глинистая часть его практически
не отличается от нижнесарматской глинистой толщи, а верхняя — от
верхнесарматских отложений, однако по комплексу фауны нижнюю
глинистую часть следует сопоставлять с криптомактровыми слоями,
выделяемыми на Кавказе, верхняя же содержит типичную среднесар-
матскую фауну.
В районе Севастополя отложения среднего сармата представлены
сравнительно мелководными образованиями — раковинными, оолито-
выми и нубекуляриевыми известняками с незначительными прослоями
мергелей и глин с многочисленной морской фауной моллюсков, среди
16*
Таблица распространения фауны в нижнесарматских отложениях равнинного Крыма
Таблица 12
Наименование видов Альминская площадь Сакская пло- щадь Новоселовская площадь Тарханкутский полуостров Бакальская площадь Джанкойская опорная скв. Сивашские площади Район Ново- Алексеевки Северная часть Арабат- ской стрелки Остров Бирю- чий Иидольская впадина Шубине кая площадь Район Зуи и Белогорска Каменская площадь (Кер- ченский п-ов) Белокамен- ская и Мысо- вая антикли- нали Слюсаревская антиклиналь Ново-Нико- лаевская антиклиналь Черниховская площадь Караминская складка, Са- лынская син- клиналь
Spirorbis sp. +
Cardium vindobonense (P a r t s c h) L a s k. . + 4- 4- 4- 4-
C. pium Z h i z h. + 4-
C. gatuevi К о 1 e s. + + 4- 4- 4- 4-
C. lithopodolicum Dub. 4- + + 4- 4- 4- + 4" 4- 4- 4-
C. sarmaticum Barb. + 4- 4- 4- 4- 4-
C. gracile P u s c h 4- 4- 4- + 4-
C. plicatum E i c h w. + 4- 4-
C. praeplicatum H i 1 b. 4- + + 4-
C. ruthenicum H i 1 b. 4- + 4- 4- 4-
C. ustjurtense A n d r. 4- 4- 4- 4-
C. cf. kasinkense Ko- 1 e s. +
C. eleg antis S t e k 1. 4-
C. variecostatus S t e k 1. 4-
C. ex gr. obsoletum E i c h w. + +
C. ex gr. suessi Barb. 4- 4- 4-
C. cf. ringeiseni J e k. + +
C. ujratamense Koi. var. iceepta Koi. +
Tapes vitalianus Orb. + 4- + 4-
T. cf. vitalianus Orb. + •K I- -1-
T. infrasarmatica A n d r. 4-
T. aksajicus Bog. -h + I- 4- +
T. tricuspis E i c h w. + +
Ervilia cf. trigonula Sok. + 4- 4- 4- +
E. dissita E i c h w. + + 4- 4- + 4" 4- 4- 4- 4"
E. cf. dissita E i c h w. + 4- 4-
E. podolica E i c h w. var. dissita E i c h w. 4"
Mactra eichwaldi L a s k. + + -1 -I- 4- 4- 4- 4- +
M. andrussovi К о 1 e s. 4 4- Г 4* 4-
Af. urupica Dan. + 4- 4-
Продолжение табл. 12
Наименование видов Альминская площадь Сакская пло- щадь Новоселовская площадь Тарханкутский полуостров Бакальская площадь Джанкойская опорная скв. Сивашские площади Район Ново- Алексеевки Северная часть Ара бат- ской стрелки Остров Бирю- чий Индол ьская впадина Шубинская площадь Район Зуи и Белогорска Каменская площадь (Кер- ченский п-ов) Белокамен- ская и Мысо- । вая антикли- нали Слюсаревская антиклиналь Ново-Нико- лаевская антиклиналь Черниховская площадь Караминская складка, Са- лынская син- клиналь
Cryptomactra cf. pseudo- tellina A n d г. + +
Abra reflexa E i c h w. + +
Modiolus sarmaticus Gat. + + + 4- + + + + + + + + +
M. incrassatus Orb. + + + +
Hydrobia sp. indet. + + +
Cerithium cf. disjunctum Sow. +
Tornatina reseniensis К о 1 e s. + +
T. cf. lajonkaireana Bast. + + +
Spirialis + + +
Vermes + + +
НЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
247
которых встречаются ядра наземных раковин Helix duboisi В a i 1 у и
Helix sp.
В этих же известняках А. А. Борисяком (1914) описана брекчия из
костей млекопитающих, которую он предположительно отнес к среднему
сармату. Мощность среднего сармата там 40—50 м.
К северу от Севастополя, в Альминской впадине, в центральных
районах и на Тарханкутском полуострове появляются более глубоко-
Рис. 46. Литолого-фациальная карта нижнего и среднего сармата верхнего миоцена.
Составили: А. Е. Каменецкий, В. Е. Железняк
1 — известняки кристаллические, ракушечные, оолитовые (более 40%), мертели, глины, часто песча-
нистые (более 40%), редко галька; 2—известняки органогенно-обломочные, оолитовые, песчани-
стые, часто окремнелые (более 40%), глины (более 40%), пески; 3— глины алевритистые, песчани-
стые, известковистые (более 60%). пески, на западе известняки; 4—глины песчанистые, известко-
вистые :(более 40%), пески (более 40%). известняки; 5—рифы. Остальные условные обозначения
см. на .рис. 44
водные отложения. Здесь, по-видимому, сохранились условия осадкона-
копления, существовавшие в конце нижнего сармата. Глины, залегаю-
щие в основании разреза, внешне очень похожи на нижнесарматские,
обычно темные, слабо известковистые, с присыпками и прослойками
мелкозернистого песка. Верхняя известняковая часть разреза сложена
ракушечными, оолитовыми, реже обломочными конгломератовидными и
мелоподобными известняками, с прослойками мергелей и глин.
Конгломератовидные известняки небольшой мощности, состоящие
из галек известняков и кварца, встречаются в районе Новоселовского
поднятия, в прибортовых частях (в обнажениях) Альминской впадины
и в центральных районах предгорий.
Тодько в восточной части равнинного Крыма — Индольском про-
гибе — известняки с типично среднесарматской фауной замещаются
глинами и встречаются лишь в виде прослоев. Следует отметить, что
в разрезе Тарханкутской опорной скважины и других скважин этого
района глинистая часть разреза отсутствует и известняки среднего
248
СТРАТИГРАФИЯ
сармата ложатся на нижнесарматские, конкские, эоценовые, палеоцено-
вые и верхнемеловые отложения.
Макрофауна в среднесарматских отложениях представлена доста-
точно широко (табл. 13).
Кроме перечисленных в таблице моллюсков, Н. Н. Найдиной в опи-
сываемых породах из скважин в районе Новоселовского, г. Саки,
а также из Альминской впадины установлен следующий комплекс сред-
несарматских остракод: Cythereis kolesnikovi Sohn., С. suzini Schn.,
C. hungarica Schn., C. sarmatica Z a 1., C. amabilis Mandel., C. levis
Schn., C. plana Schn., C. marginiti Schn., C. schweyeri Schn.,
C. praebosquetti S u z., C. mironovi Schn., C. scabrida S u z., Loxo-
concha carinata Lien., L. aculeata Schn., L. laevatula L i v., L. sub-
carassula S u z., L. ornata Schn., Cyprideis littoralis (Brady), Xesto-
leberis castis Mandel., X. armavirensis S u z., X. angustata T e r q.
Мощность глин среднего сармата в Альминской впадине, в цент-
ральных районах, на Тарханкутском полуострове и в западном При-
сивашье не превышает 20—30 м. В районе Джанкоя и северной части
Арабатской стрелки она возрастает до 40 м, а в северной части Индоль-
ского прогиба до 95 м (с. Белостадное). Мощность верхней половины
среднего сармата также изменяется в широких пределах. Она возра-
стает к прогнутым частям впадин и на погружении структур от 25 до
65 л; наибольшая ее величина зафиксирована в северной части Ара-
батской стрелки.
Полная мощность отложений среднего сармата в Альминской впа-
дине изменяется от нескольких до 76 м, в пределах центральных райо-
нов от 35 до 83 м, на Тарханкутском полуострове она достигает 50 м,
в Джанкое и Присивашье 50—89 м, в северном Причерноморье 124 м,
а в центральной части Индольского прогиба 140 м (с. Шубине).
На Керченском полуострове среднесарматские отложения зани-
мают почти такую же площадь, как и нижнесарматские.
Нижняя часть их разреза в восточной части полуострова сложена
такими же зеленовато-серыми и темно-серыми глинами с прослоями
мергелей, как и нижележащие нижнесарматские. В глинах и мергелях
встречена достаточно богатая фауна моллюсков (см. табл. 13).
В западной части полуострова нижняя часть среднего сармата
сложена также глинами с криптомактрами и другими моллюсками,
характерными для среднего сармата.
Верхняя часть среднего сармата на востоке полуострова представ-
лена глинисто-мергелистой толщей, в которой глины чередуются с мер-
гелями, мощностью до 1,0 м, нередко обогащенными диатомеями, пере-
ходящими в трепелы. Прослой известняков в глинах появляется при
приближении к западной половине Керченского полуострова (Кезен-
ская синклиналь, Кончек). Известняки состоят из раковин моллюсков
и мелкой известняковой гальки. Последние иногда образуют прослой
конгломератов до 1,5—2,5 м мощности. Иногда встречаются прослои
мшанковых известняков и небольшие массивы винкуляриевых (мшан-
ковых) рифов.
Верхняя часть среднего сармата на западе полуострова сложена
карбонатно-терригенными породами, среди которых А. Д. Архангель-
ский и другие (1930) различают три типа отложений. Один из них пред-
ставлен детритусовым или ракушечным известняком (Насырская анти-
клиналь), другой характеризуется известняками и песками, обычно
тонкозернистыми кварцевыми с прослоями глины и с хорошо сохранив-
шейся фауной моллюсков. Мощность песков достигает 3—7 м, залегают
они обычно в основании 100-метровой известняковой толщи (с. Ленин-
ское). Третий тип отложений известен только в районе Парпачского
НЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
249
гребня и представлен нубекуляриевыми известняками мощностью до
5—15 м.
Верхний сармат. Отложения верхнего сармата распространены
в Крыму также широко и представлены почти повсеместно известня-
ками с прослоями мергелей, глин и песков, за исключением Индоль-
ского прогиба и восточной части Керченского полуострова, где преобла-
дают глины (рис. 47).
Рис. 47. Литолого-фациальная карта верхнего сармата верхнего миоцена. Составили:
А. Е. Каменецкий, В. Е. Железняк
1 — известняки ракушечные, оолитовые, песчанистые (более 60%), мергели, глины песчанистые,
песчаники, галька, конгломерат; 2 — известняки ракушечные, органогенно-обломочные, оолитовые,
мелоподобные, гравий и галька; 3 — известняки ракушечные, глинистые (более 60%), глины, пески,
галька; 4 — известняки оолитовые, ракушечные, мелоподобные (более 60%), мергели, глины извест-
ковистые, на юго-западе трепеловидные окремнения, гравий; 5 —глины известковистые, песчани-
стые, трепеловидные (40%), песчаники, известняки. Остальные условные обозначения см. на рис. 44
В районе Севастополя толща верхнего сармата сложена желтова-
тыми и красноватыми ракушечными известняками с большим количе-
ством Mactra cf. caspia Е i с h w. Мощность толщи не более 35 м.
Севернее, в Альминской впадине, известняки переслаиваются с мер-
гелями и глинами, встречаются иногда и прослойки детритусового
песка. Мощность известняков редко превышает суммарную мощность
мергелей и глин. Известняки светлые, кристаллические, часто глини-
стые, ракушечные, оолитовые, с редкими зернами глауконита. Мергели
также светлые с гравием и галькой. Глины карбонатные, часто песча-
нистые. Мощность верхнего сармата возрастает к прогнутой части впа-
дины до 51 м, обычно же она равна 25—35 м. Фауна, подтверждающая
верхнесарматский возраст этих пород, приведена в табл. 14.
Аналогичный разрез, но с преобладанием известняков, развит в цен-
тральных районах Крыма (Новоселовские структуры, южное побережье
Каркинитского залива, северный склон Симферопольского поднятия,
Таблица 13
Таблица распространения фауны в среднесарматских отложениях равнинного Крыма
Наименование видов e c X c г a a C * о та 4 X е У х 5 та S S х л и ч ч та « си 3 0) X и Тарханкутский полуостров (У Л 3 та CQ X X Л Е та a Ново-Алексе- PQV3 ПГТППП Бирючий Район Зуи— Белогорска Керченский полуостров
Новоселове структуры >х о и X та * опорная ск Я и о ч § X S я X X ч я к и Шубинская площадь с. Ленинск Юго-восток Северо-запад
Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх
Spirorbis sp. +
Cardiwn fittoni Orb. 4" + + 4" + 4- 4- 4- 4- 4- 4-
C. plicatofittoni S i n z. 4-
C. subfittoni Andrus. 4- 4- + + 4- 4- 4- 4- 4-
C. michailovi T о u 1 a 4- 4- 4- 4- 4-
C. suessi В a r b о t + 4- 4- 4- 4- 4-
C. cf. barboti R. Hoern. + 4- 4-
C. desperation К о 1 e s. + 4- 4-
C. obliquoobsoletum К о - 1 e s. + 4- 4-
C. protractum E i c h w. + 4-
C. quadripartitum К o- 1 e s. 4- 4- 4-
C. kolesnikovi David. + + +
C. loweni (Nord m.) S i n z.
C. nefandum К о 1 е s. 4 + 4- +
С. obsoletum Е i с h w. 4 4- 4
С. bajarunasi К о 1 е s. 4 4 4
С. cf. ingratum К о 1 е s. + 4- 4 4 4
С. pseudosemisulcatum Andrus. 4- 4- 4- 4 4 4 4
С. gatuevi К о les. 4 4 4 i 4-
С. incurvatum К о 1 е s. 1 4
Tapes cf. vitalianus Orb. I- -1- 4- 4- + 4- 4- 4- 4 4
T. cf. gregarius (Part) Goldf. + 4- 4- 4- 4- 4 4 4 4
T. naviculatus R. H o- e r n. 4- 4- 4- 4 4 4 4 4
T. cf. tricuspis E i c h w. 4 4- 4
Solen subfragilis M. Horn. + 4
Mactra vitaliana Orb. 4- 4- 4 4- 4 4 4
M. subvitaliana К о 1 e s. + 4
M. cf. fabreana Orb. 4- 4- 4
M. cf. andrussovi К o- 1 e s. 4 4- 4 4- 4-
Продолжение табл. 13
Наименование видов ►a я Тарханкутский полуостров I 1 i t ч * Джанкойская опорная скв. Ново-Алексе- евка, остров Бирючий Индольская площадь Шубинская площадь 1 Керченский полуостров
1 c. 5 5 4 Альминскаг дакская пл щади Новоселове структуры Район Зуи- Белогорска с. Ленинск Юго-восток Северо-запад
Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх
М. naviculata В a i 1 у +
М. nalivkini К о 1 е s.
М. pallasii В a i 1 у +
Mactra cf. podolica Е i ch w. + + +
Donax dentiger E i c h w. +
D. priscus E i c h w. +
Modiolus naviculoides К о 1 e s. + + + + + + +
M. cf. sarmaticus Gat. + + + + + + +
M. incrassatus 0 r b. + + +
Acmaea subcostata S i n z. +
A. angulata Orb. +
Trochus sar mates E i c h w. + + + + +
T. blainviltei Orb. + +
T. adelae Orb. + +
T. cf. podolicus (D u b.) + +
T. cf. armavirensis К o- 1 e s. +
T. feneonianus Orb. +
T. subanceps S i n z. + + + + +
T. valvatoides S i n z. + 4- + —
T. tnargaritoides S i n z. +
T. turriculoides S i n z. +
T. rollandianus Orb. + + +
T. papilla G о u 1 d. +
T. pictus E i c h w. +
T. cf. minutus S i n z. +
T. tschebrikensis К о - les. +
Phasionella striatotuber- culata S i n z. +
Gibbula plcta E i c h w. +
G. cf. urupensis U sp. + + +
Calliostoma podolica Dub. +
C. woronzowi Orb +
C. papilla E i c h w. +
Продолжение табл. 13
Наименование вида 1 Севастополь Альминская, Сакская пло- щади Новоселовские структуры Тарханкутский полуостров Присивашье Джанкойская опорная скв. Ново-Алексе- евка, остров Бирючий Иидольская площадь I Шубинская площадь Керченский полуостров

Район Зуи- Белогорска с. Ленинск Юго-восток Северо-запад
Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх Низ Верх
Sinzowia cf. elatior Orb. +
Barbotella hornesi Barb. +
B. omaliusii Orb. +
Valvata cf. pseudadeor- bis S i n z. +
Hydrobia pseudocaspia S i n z. + + + + + + + 4-
H. elongata E i c h w. + + + +
H. uiratamensis К о 1 e s. +
Dorsanum duplicatum Sow. +
D. corbianum Orb. +
Tornatina lajonkaireana Bast. + + + + + +
Cylichna melitopolitana Sok. + + +
Planorbis sp.
Таблица распространения фауны в верхнесарматских отложениях равнинного Крыма
Таблица 14
Наименование вида Альминская впадина о ч Е К СЗ * л и л х S иН Новоселовская площадь Тарханкутский полуостров Белогорск Индольская впадина । Присивашье Джанкойский район Ново-Алексе- евский район Остров Бирю- чий Керченский полуостров
Ленинская синили- и» СЗ К Каменская антикли - наль Северо- восток Кезенская синкли- наль Погранич- ная анти- клиналь
Spirorbls sp. +
Mactra caspia E i c h w. + + 1 + + + + + 4- - 4- 4“ 4- +
M. crassicolis S i n z. + + + + 4- 4- 4-
M. bulgarica T о u 1 a 4- + -1- +• + 4-
M. nalivkini К о 1 e s. 4- + + + 4-
M. cf. tumida Z h i z h. + 4-
M. caucasica Z h i z h. + 4- +
Valvata sp. pseudoador- tis S i n z. +
Helix sp. + 4- +
Pupa sp. 4- 4-
256
СТРАТИГРАФИЯ
район Джанкоя). Известняки здесь иногда мелоподобные, прослои
мергелей и глин встречаются редко и мощность их не превышает 1,0—
1,5 м. Мощность верхнесарматских отложений в центральных районах
достигает 40—45 м.
К западу от озера Донузлав (Тарханкутский полуостров), а также
к востоку от Симферополя вдоль предгорий узкой полосой распростра-
нены наиболее мелководные ракушечные и оолитовые известняки, часто
песчанистые с прослоями песчанистых глин, песков и песчаников, реже
мергелей, конгломератов, включающие гальку и гравий. К северу от
предгорий песчанистость разреза уменьшается, а глинистость увеличи-
вается. Мощность отложений верхнего сармата на Тарханкутском полу-
острове и в предгорных районах достигает 20—35 м.
К северу от Джанкоя — в Присивашье и на Перекопском пере-
шейке — разрез представлен также мелководной фацией, известняки со-
держат прослои песка и глин. Мощность этих отложений 40—60 м.
В северной части Арабатской стрелки, на острове Бирючьем и
у Ново-Алексеевки разрез представлен органогенно-обломочными, ооли-
товыми известняками, иногда окремнелыми и мелоподобными, с гра-
вием и галькой. Мощность этой толщи 20—42 м.
Как уже отмечалось, совершенно иной разрез верхнего сармата
наблюдается в пределах Индольского прогиба (Нижнегорск, Совет-
ское, Шубино), где известняки встречаются в виде небольших про-
слоев, а в основном разрез представлен глинами зеленовато-серыми и
серыми, иногда трепеловидными и слабо песчанистыми, с прослоями
песчаников. Мощность верхнего сармата здесь 40—70 м.
На Керченском полуострове отложения верхнего сармата занима-
ют несколько меньшую площадь, чем среднесарматские. Слои описы-
ваемого возраста представлены глинисто-карбонатной толщей и могут
быть подразделены на две части: нижнюю и верхнюю. Низы верхнесар-
матских отложений сложены в основном глинами, окрашенными в свет-
ло-серые или зеленоватые тона. Наличие в них большого количества
диатомей и прослоев трепела придает им в отдельных районах лег-
кость. Глины слоистые, особенно ярко выражена слоистость в выветре-
лых глинах, распадающихся на отдельные пластинки. В районе Керчи
глины становятся более песчанистыми и даже замещаются песками и
песчаниками. Мергелистые прослои окрашены в серый или белый цвет.
Мощность прослоев мергеля в глинах колеблется от нескольких санти-
метров до 1,5 м. В толще глин имеются также и прослои галечника и
конгломерата, состоящие из окатанных и слабоокатанных карбонатных
пород, нередко с ядрами и отпечатками Mactra caspia Е i с h w. Из
палеонтологических остатков в толще верхнего сармата встречены не
только остатки верхнесарматских мактр (см. табл. 14), но и кости
тюленей, китов, мастодонтов и рыб. В верхних горизонтах верхнесар-
матских глин нередко встречаются колонии мшанок, образующие изве-
стковистые рифы, детально описанные Н. И. Андрусовым.
Мэотический ярус
Отложения мэотического яруса развиты в равнинной части Крыма,
а также северной и восточной частях Керченского полуострова (рис. 48).
На поверхность они выходят в виде небольших обнажений в балках
к северо-западу от Евпатории, по берегам Донузлавского озера, на
Тарханкутском полуострове, в районе Анновки, по долинам рек Боль-
шая и Малая Карасу и на Керченском полуострове.
Переход верхнесарматских отложений к мэотическим иногда посте-
пенный (восточная часть Керченского полуострова), чаще же на кон-
НЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
257
такте отмечаются прослои конгломератов и мергелей с пресноводной и
наземной фауной моллюсков и следы размыва. Почти повсеместно
мэотический ярус сложен известняками с прослойками мергелей, глин
и песков, только в Альминской впадине, Индольском прогибе и в во-
сточной части Керченского полуострова широко развиты глины.
В восточной части Альминской впадины отложения мэотиса сло-
жены известняками с прослоями песчанистых глин и мергелей с Соп-
geria navicula Andrus., Cardiutn maeoticum David., Ervilia minuta
Рис. 48. Литолого-фациальная карта мэотического яруса верхнего миоцена. Соста-
вили: А. Е. Каменецкий, В. Е. Железняк
1 — известняки ракушечные, оолитовые, органогенно-обломочные, 'Кавернозные, глинистые, окремне-
лые, реже мелоподобные, галька; 2 — известняки ракушечные, оолитовые, органогенно-обломочные,
кристаллические, иногда брекчиевидные, глинистые (60%), глины песчанистые, известковистые,
мергели, галька; 3— глины песчанистые, известковистые (40%), известняки ракушечные, оолито-
вые, песчанистые, окремнелые (40%), пески и песчаники; 4 — рифы. Остальные условные обозна-
чения см. на рис. 44
S i n z. На западе впадины известняки и мергели частично замещаются
глинами. Известняки и мергели нередко содержат гальку верхнесар-
матских пород. Песчанистость глин и алевритистость известняков
уменьшаются с востока на запад. Мощность мэотических образований
возрастает к прогнутой части впадины от 7 до 70 ж.
На Тарханкутском полуострове мэотические отложения обнажа-
ются в береговых обрывах Черного моря и на склонах балок. Севернее
и восточнее этого полуострова они вскрыты многими скважинами.
Представлены они здесь известняками и мергелями с прослоями глины.
Известняки ракушечные и оолитовые, нередко перекристаллизованные
кавернозные. Мергели светло-серого, а глины зеленоватого цвета. Мощ-
ность прослоев глин от 0,4 до 5,5 м. Мощность же известняков в Приси-
вашье достигает нередко 70 м. Встреченная фауна в отложениях
мэотиса представлена таким видовым составом: Congeria cf. novqros-
sica S i n z., Congeria cf. navicula A n d r., C. cf. subnovorossica О s-
s a u 1, C. cf. panticapaea A n d r., C. cf. modiolopsis A n d r., Dosinia
sp., D. maeotica An dr., Venerupis ex gr. abichi An dr., Ervilia cf. minuta
17 Зак. 911
258
СТРАТИГРАФИЯ
A n d г., Cerithium cf. novorossicum S i n z., C. disjunctoides S i n z., Moh-
rensternia cf. subinflata A n dr,, M. cf. subangulata A n d r., Micromela-
nia sp., Abra cf. tellinoides S i n z., Planordis sp.
Фауна остракод, по определению Н. Н. Найдиной, представлена:
Loxoconcha eichwaldi L i v., Laevatula L i v., L. trapecoides V о г о s c h.,
Cythereis truncata S c h n., Cythera maeotica L i v., C. ex gr. circoumsul-
cata S u z., Mediocythereideis sp. indet., Caspiocypris Candida L i v.,
Xestoleberis maeotica S u z., X. intermedia Sohn., X. vidua С о 1 v. (in
lift), X. garetskii Colow. (in lift.), X. pulchella Selin, и X. cauca-
sica S c h n.
В толще мэотических отложений равнинного Крыма могут быть
выделены два горизонта, причем нижний либо отсутствует, либо сложен
осадками с пресноводной и наземной фауной, вскрытыми некоторыми
скважинами (с. Марьино и др.). Возможно, что они по возрасту син-
хронны нижнему горизонту мэотиса Керченского полуострова. Мощ-
ности отложений мэотиса в равнинной части Крыма варьируют в очень
широких пределах — от 8 до 68 м. Так, например, у Бакальского озера
мощность мэотиса достигает 40 м, в Джанкойской опорной скважине и
Сивашском прогибе 59 м, в районе Анновки 24 м, в низовье рек Боль-
шая Карасу и Мокрый Индол — 50 и 67 м (с. Восточное).
В северо-восточном Присивашье, в северной части Арабатской
стрелки, на острове Бирючьем, в районе Иово-Алексеевки глинистые,
мергелистые и песчанистые прослои замещаются известняками, ооли-
товыми, органогенно-обломочными, прослоями мелоподобного мергеля
с редкой галькой.
На Керченском полуострове мэотические отложения выполняют
синклинальные впадины, выходя на дневную поверхность в виде неши-
рокой полосы на их крыльях.
Рядом исследователей здесь выделено три горизонта: нижний
(капканский), средний (багеровский) и верхний (тмутараканский).
Нижний горизонт мэотиса сложен мембранипоровыми известняка-
ми, которые обычно окаймляют синклинальные впадины и представ-
ляют собой отдельные эллипсоидальные, шаровидные и неправильной
формы тела, состоящие из колоний Membranipora. Залегают такие
мшанковые рифы на конгломератах, но чаще всего среди глин, лишен-
ных фаунистических остатков. Мощность этих известняков достигает
15—20 м. Прежде мембранипоровые известняки относили к верхнему
сармату, в настоящее время большинство геологов связывают их обра-
зование с раннемэотическим временем. Аналогичные мшанковые изве-
стняки установлены в толще мэотических отложений в районе Индоль-
ского прогиба и на Таманском полуострове.
Выше мшанковых известняков в краевых частях синклиналей за-
легают ракушечные известняки с прослоями мергелей и глин среднего
горизонта. Они представляют керченский известняк, широко известный
строительный камень. В центральных частях синклиналей они заме-
щены глинами и мергелями, а известняки встречаются только в виде
маломощных прослоев. В раковинных и детритусовых известняках
встречены такие формы, как Cardium maeoticum David., С. mithri-
datis Andrus., Venerupis abichi E i c h w., Dosinia maeotica Andrus.,
Membranipora lapidosa Pall., M. incrusatus Andrus., Abra tellinoides
S i n z., Ervilia minuta S i n z., Sphenia cimmeria Andrus., Trochus
maeoticus Andrus., Hydrobia panticapaea Andrus., Mohrensternia
subinflata Andrus., M. carinata Andrus., Helix. Для глинистых по-
род среднего горизонта наиболее характерной формой является Abra
tellinoides S i n z.
НЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
259
Верхний горизонт мэотиса залегает на среднем в ряде мест с раз-
мывом, который выражен наличием прослоев галечников, конгломера-
тов (селения Фронтовое, Семененка, гора Алаш) и следов усыхания
(Камышбурунская мульда). Сложен он ракушечными известняками
с прослоями песчанистых глин или известковистыми глинами с про-
слоями раковинных известняков, мергелей, песков и песчаников, мощ-
ность горизонта достигает 10—12 м.
Для верхнего мэотиса В. П. Колесников (1940) приводит следую-
щий комплекс фауны: Congeria panticapaea Andrus., С. subnovoros-
sica О s s a u 1., C. navicula Andrus., C. modiolopsis Andrus.,
Modiola volhynica E i c h w. var. minor Andrus., Cardium mithridatis
Andrus., Syndesmia tellinoides S i n z., Ervilia minuta S i n z., Mactra
maeotica Andrus., Hydrobia carinatostriata Andrus., Micromelania
bosphorana Andrus. Общая мощность мэотических отложений в во-
сточной части полуострова достигает 114 м (Багерово). На западе
северной части она уменьшается до 30 м.
ПЛИОЦЕН
На территории Крыма, как и в смежных районах, плиоцен под-
разделяется на три подотдела: нижний, средний и верхний. По обще-
принятой схеме стратиграфии неогена к нижнему подотделу плиоцена
относят понтический ярус, к среднему — киммерийский и куяльницкий
ярусы, а к верхнему — таманский и гурийский горизонты
Нижний плиоцен
Понтический ярус
Отложения понтического яруса распространены на территории рав-
нинного Крыма, а также в северной и восточной частях Керченского
полуострова (рис. 49). Еще Н. И. Андрусов (1917) различал в понти-
ческом ярусе два подъяруса — нижний, получивший наименование
новороссийского, и верхний — босфорский. Последний в основном раз-
вит на Керченском полуострове, нижний же подъярус распространен на
всем Крымском полуострове.
На территории равнинного Крыма новороссийский подъярус сло-
жен известняками желто-бурого или желтого цвета, иногда с прослоями
мергеля и мергелистой глины. Известняки перекристаллизованы,
с кавернами и даже крупными пустотами, достигающими 0,8 м. В не-
которых районах эти пустоты выполнены красно-бурыми глинами (Сак-
ский район и Тарханкут). Верхние слои известняка состоят в основном
из остатков моллюсков, сохранившихся в виде ядер и отпечатков, от-
чего эта толща и названа раковинным горизонтом. Моллюски представ-
лены кардиидами: Didacna novorossica Barb., D. depressa D e s h.,
D. planicostata D e s h., Monodacna subdentata D e s h., M. pseudocatil-
lus Barb., Prosodacna littoralis E i c h w., P. macrodon D e s h., реже
дрейссенсиями — Dreissensia tenuissima S i n z., D. simplex Barb,
и др.
Нижние карбонатные слои сложены оолитами (оолитовый изве-
стняк) с редкой фауной моллюсков с преобладанием дрейссенсий
Dreissensia simplex Barb, и Congeria novorossica S i n z., иногда
кардиид Prosodacna littoralis Eichw. и др. Эти слои Л. Ш. Давита-
1 Б. П. Жижченко (1960) и некоторые другие исследователи к плиоцену относят
и мэотический ярус, а верхнюю часть плиоцена — к антропогену.
17*
260
СТРАТИГРАФИЯ
швили (1937) назвал евпаторийским горизонтом. Последний широко
распространен и в смежных районах Причерноморья.
В многочисленных артезианских скважинах равнинного Крыма не
всегда представляется возможным установить эти два горизонта, так
как обычно скважины не вскрывают всей толщи понтических отложе-
ний, особенно в районе Присивашья. В восточном Присивашье извест-
няки нередко песчанистые с прослоями глины. На северном склоне
Индольского прогиба (с. Белостадное) в отложениях данного яруса
Рис. 49. Литолого-фациальная карта понтического яруса плиоцена.
Составили: А. Е. Каменецкий, В. Е. Железняк
1 — известняки ракушечные, кавернозные, участками детритусовые, брекчие-
видные, песчанистые, оолитовые, с галькой; i2 — известняки ракушечные, пес-
чаники и пески, глины, мергели; 3 — глины, переходящие в мергели. Осталь-
ные условные обозначения см. на рис. 44
была обнаружена богатая фауна моллюсков, представленная Proso-
dacna macrodon Desh., P. schirwanica Andrus., Didacna guriev
Desh., D. panticapaea Bayern., D. subincerta Andrus., Monodacna
pseudocatillus Barb., Paradacna abichi R. Horn., Dreissensia tenuis-
sima S i n z., D. rostriformis Desh. var. minor Andrus, и др. В юго-
восточной части Индольского прогиба известняки замещаются глина-
ми и мергелями (с. Шубине).
Мощность отложений новороссийского подъяруса колеблется от не-
скольких до 20 м. На значительной территории равнинного Крыма от-
ложения босфорского подъяруса не доказаны. Условно к этому подъ-
ярусу могут быть отнесены мергели в восточном Присивашье, залегаю-
щие между отложениями киммерийского яруса и новороссийского
подъяруса.
На Керченском полуострове понтические отложения распростра-
нены в синклиналях. Здесь на отдельных участках наблюдается полный
разрез понтического яруса. В районе Камыш-Буруна в высоком обрыви-
стом берегу Н. И. Андрусов (1917) выделил в 33-метровой толще понта
НЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
261
семь горизонтов. Из них верхние четыре сложены ракушечником
(фалены) с прослоями рыхлого песчаника с обильной фауной моллюс-
ков хорошей сохранности: Didacna planicostata D е s h., D. ovata D e s h.,
D. sulcatina D e s h., D. paucicostata D e s h., Paradacna stratonis
Andrus., P. retowskii В r u s., P. abichi R. H б r n., Limnocardium
emarginatum D e s h., L. subsyrmiense Andrus., Phyllocardium planutn
D e s h., Dreissensiomya aperta D e s h. и др. Нижние три горизонта
сложены сланцеватыми глинами с Paradacna abichi и рыхлым раку-
шечным известняком с Dreissensia simplex Barb., Dr. tenuissima
S i n z., Monodacna pseudocatillus Barb., Limnocardium cf. subodessae
S i n z. и др.; в этих горизонтах содержится ряд форм моллюсков,
характерных для одесского известняка, что дает основание синхронизо-
вать нижнюю часть камышбурунского разреза с последним. Верхние
четыре горизонта представляют босфорский подъярус, а нижние —
новороссийский.
Как в центральной (Салынская мульда), так и в западной части
полуострова понтический ярус сложен рыхлыми раковинными извест-
няками (фалены), песками, глинами и мергелями мощностью до 30 м
(с. Артезианское) и даже до 80 м (Чегерчинская мульда), но в от-
дельных участках, как, например, у с. Заморское, развиты преимуще-
ственно глины. Глинистыми породами, нередко с прослоями ракушеч-
ника, сложен понтический ярус и в Яныш-Такильской мульде, где пре-
обладают Paradacna abichi и Valenciennesia. В Керченской и Осовин-
ской мульдах верхняя толща глин замещается известняками.
Как и в степном Крыму, залегают понтические отложения на Кер-
ченском полуострове в синклиналях на отложениях мэотического яруса,
но на приподнятых участках они лежат несогласно на слоях верхнего
и среднего сармата (Семь Колодезей) и др.
Средний плиоцен
Киммерийский ярус
Отложения киммерийского яруса на территории Крыма занимают
значительно меньшую площадь, чем понтические.
В равнинном Крыму западная граница распространения киммерий-
ских отложений проходит приблизительно вдоль железнодорожной ли-
нии Джанкой — Владиславовна, на поверхность они выходят там
только в восточном Присивашье.
На Керченском полуострове киммерийские отложения распростра-
нены в северной и восточной его частях и приурочены к синклиналь-
ным впадинам. По периферии синклиналей слои этого яруса выходят на
поверхность. Особенно хорошие разрезы наблюдаются на берегу Азов-
ского моря и Керченского пролива в береговых обрывах и карьерах.
Отличительной чертой киммерийских отложений является их обо-
гащенность железной рудой (бурым железняком).
А. Г. Эберзин (1933, 1940) в своих работах приводит подробное
описание киммерийских отложений по отдельным районам Керченского
полуострова с приведением детального списка фауны моллюсков.
В толще киммерия им выделены три горизонта: азовский, камышбурун-
ский и пантикапейский. Азовский горизонт сложен в районе с. Камен-
ское и восточнее его железистыми песками с оолитами и прослоями
железняка и серыми глинами с фауной моллюсков: Dreissensia angusta
R о u s s., D. huoti Andrus., D. rostriformis var. akmanaica Andrus.,
Ar cicardium subacardo Andrus., Didacna karpinskii Andrus, и др.
Мощность азовского горизонта в Чегерчинской мульде достигает 56 м.
Нижнекиммерийские отложения встречены и в районе горы Кончек, где-
262
СТРАТИГРАФИЯ
они представлены оолитовыми железистыми рудами мощностью не-
сколько метров.
. Более широко распространены образования среднего и верхнего
киммерия, выполняющие мульды полуострова. Камышбурунский гори-
зонт (рудный пласт) сложен в основном бурыми оолитовыми рудами
со сферосидеритовыми конкрециями и прослойками глин с фауной мол-
люсков: Dreissensia decipiens М а у., D. theodori Andrus., Dreissensio-
туa aperta D е s h., Arcicardium subcardo Andrus., A. kubanicum
Andrus., Didacna crassatellata Desh., D. gurievi Desh., Kaladacna
escheri S c h w e t z., Limnocardium esperanzae Andrus., Monodacna
donacoides Andrus., M. zlatarskii Andrus., Oxidacna tenericardo
Andrus., Paradacna stratonis Andrus., Plagiodacna carinata
Desh., Prosodacna macrodon Desh., Phyllticardium planum Desh.,
Pterodacna edentula Desh., Stenodacna angustico-stata Reuss, и др.
Залегает он на отложениях понта и верхнего миоцена и достигает мощ-
ности нескольких метров. Рудный пласт на краях мульд имеет паде-
ние от 2 до 6°.
Верхний (пантикапейский) горизонт сложен в основном глинисто-
песчаными породами, окрашенными в синевато-серый, голубовато-
серый, реже в темный цвета. В толще глин нередко содержится про-
слойка железистых песчаников с редкими мелкими железистыми ооли-
тами размером до 0,5—1 м. В камышбурунском разрезе этот горизонт
в верхней части сложен песчанистой породой с железистым песчаником
с фауной моллюсков дрейссенсид и кардиид, по видовому составу близ-
кой фауне среднего горизонта киммерия, но обычно плохой сохран-
ности. Мощность отложений среднего горизонта достигает нескольких
десятков метров.
На территории восточного Присивашья киммерийские отложения
сложены также песчано-глинистыми породами с прослоями бурого
железняка. Особенностью этих отложений в данном районе является
преобладание глинистых и песчанистых отложений и уменьшение мощ-
ности железистых образований. Мощность прослоев ожелезненных
глин не превышает нескольких метров, при общей мощности киммерия
80—90 м. Расчленение всей толщи киммерия на отдельные горизонты
представляет здесь большие трудности ввиду отсутствия достаточных
палеонтологических данных.
Следует отметить, что севернее р. Большая Карасу и при прибли-
жении к западной границе распространения киммерийских отложений
глинистые породы замещаются полностью или частично песками и
песчаниками с оолитами бурого железняка (села Антоновка, Передовое,
Азовское и др.). Залегают осадки киммерийского возраста в Приси-
вашье на мергелях или известняках понтического яруса, а прикрыты
песчано-глинистой толщей с фауной моллюсков, характерной для куяль-
ницких или таманских отложений.
В восточном Присивашье киммерийская фауна моллюсков встре-
чается редко и известна лишь в нескольких пунктах Нижнегорского,
Азовского и Кировского районов, где она представлена Prosodacna
macrodon Desh., Р. ampelakiensis Andrus., P. semisulcata D e s p.,
P. cf. prionoplewra Andrus., Didacna cf. guriewi D e s p., D. ex gr.
depressa D e s p., Panticapaea duboisi M а у. и другими формами, харак-
терными для отложений нижнего и среднего киммерия.
Куяльницкий ярус
К куяльницким отложениям в равнинном Крыму отнесена глинисто-
песчаная толща, залегающая непосредственно на киммерийских (вос-
точное Присивашье) или понтических образованиях (западное При-
НЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
263
сивашье). Палеонтологические остатки в этой толще встречаются редко
и обычно отличаются плохой сохранностью. В восточном Присивашье
только в трех скважинах (две в районе Нижнегорска, а одна на Ара-
батской стрелке) встречены моллюски куяльницкого облика.
В нижнегорских скважинах на глубине 101 и 106 м вскрыта толща
голубовато-серых глин со следующими моллюсками: Dreissensia fogdti
Ebe rs., D. polymorpha Pall., D. rostriformis Desh. var. aff. distincta
M a y., Monodacna cf. subriegeli S i n z., Limnocardium sp., Prosodacna
n. sp., Viviparus cf. subconcinnus S i n z., Valvata sp., Hydrobia sp.
(определения А. Г. Эберзина).
Такие же моллюски и такие же глины были обнаружены на глу-
бине 82 м в средней части Арабатской стрелки.
К куяльницким отложениям А. Г. Эберзин отнес толщу глин
с остракодами, вскрытую скважиной на 94-м километре железной до-
роги Феодосия—Джанкой на глубине 102,5 м. Мощность серых и темно-
серых глин с остракодами достигает 15,5 м.
В западном Присивашье на отложениях понтического яруса зале-
гает толща переслаивающихся глин и песков. Глины серые или серо-
зеленоватые слабопесчанистые, нередко содержащие пресноводных
моллюсков. Пески светло-желтые или желтые кварцевые, мелкозерни-
стые, иногда с некрупной кварцевой галькой. Мощность песков колеб-
лется от нескольких до 32 м, а глин от нескольких сантиметров до 10д
Прикрывается эта песчано-глинистая толща лёссовидными суглинками
мощностью 19—31,6 м. Очевидно, верхняя часть песчано-глинистой
толщи принадлежит к верхнему плиоцену, но расчленить ее пока не
представляется возможным.
На Керченском полуострове, выше верхнекиммерийских отложе-
ний, залегает согласно и без перерыва толща, обычно не содержащая
остатков фауны. Представлена эта толща тонкослоистыми, песчанисты-
ми, пестрыми глинами, нередко гипсоносными. Характерной особен-
ностью глин является отсутствие в них карбонатных и железистых об-
разований.
В западной части Керченского полуострова (Акманайская мульда)
надкиммерийские глины содержат остракоды: Bairdia sp., В. acronasuta
L i v е и t., В. trusucida L i v e n t., Cytheiridea torrosa littoralis В r a d i.
и др. Кроме того, в них встречаются дрейссенсиды и другие пресновод-
ные моллюски. Приведенные фаунистические данные не могут служить
веским доказательством их куяльницкого возраста, но положение
в разрезе глин с этой фауной (между киммерийскими и таманскими
отложениями) позволяет отнести их к отложениям более молодым, чем
киммерийские ’.
Верхний плиоцен
Таманский горизонт. Отложения с акчагыльской фауной на Керчен-
ском полуострове и в Индольском прогибе были впервые установлены
А. Г. Эберзиным (1930) и названы им таманскими. Позже Г. И. Мо-
лявко (1960) такую же фауну обнаружил в северной части восточного
Присивашья и на Чонгарском полуострове.
1 Следует отметить, что проведенное в последнее время изучение фауны остра-
код и мелких позвоночных из куяльницких отложений Одесского района дает осно-
вание высказать сомнение в их среднеплиоценовом возрасте, а резкое отличие фауны
моллюсков в связи с сильным похолоданием климата в куяльницком веке также
позволяет считать более правильным отнесение куяльника к верхнему плиоцену (Му-
ратов, 1964).
264
СТРАТИГРАФИЯ
Отложения с акчагыльской фауной в Присивашье имеют более
широкое распространение, чем куяльницкие: они вскрыты многими
скважинами в Джанкойском (с. Предмостное и окрестности ст. Тага-
наш), Нижнегорском (с. Емельяновка) и Кировском (94-й километр
железной дороги Джанкой — Феодосия) районах.
В окрестностях ст. Таганаш ниже лёссовидных суглинков мощ-
ностью 21 ми верхнеплиоценовых песков скважиной вскрыты зеленова-
тые и серо-желтоватые песчанистые глины с Avimactra subcaspia
Andrus, и Dreissensia polymorpha Pall. Фауна мелкорослая, пре-
обладают пресноводные формы. Мощность этих глин достигает 8 м,
ниже залегает мелкозернистый кварцевый песок с оолитами бурого
железняка.
Такая же глина с акчагыльской фауной была вскрыта скважиной
на глубине 80 м и в районе с. Емельяновка. Мощность глин здесь воз-
растает до 16 At, залегают они также на песках киммерийского воз-
раста. Южнее Емельяновки, на 94-м километре ж. д. Джанкой — Фео-
досия, по данным А. Г. Эберзина (1940), таманские отложения также
представлены глинами с акчагыльскими моллюсками и остракодами.
Мощность этих глин 5 м, залегают они на глубине 96 At и подстилаются
глинами с остракодами, отнесенными им к куяльницкому ярусу.
В пределах Керченского полуострова таманские отложения вскрыты
скважинами близ селений Чапаеве, Плавни и Семь Колодезей, пред-
ставлены они желто-бурыми, коричнево-серыми и серыми песчанисты-
ми и пластичными глинами с Avimactra subcaspia Andrus, и остра-
кодами.
Гурийские слои. Гурийские отложения известны только на Керчен-
ском полуострове. По данным А. Г. Эберзина (1940), они обнаружены
близ с. Семь Колодезей и в районе Казантипского полуострова. Пред-
ставлены эти образования глинистыми песками и глинами с прослоями
песка с фауной Dreissensia cf. eichwaldi I s s е 1, D. polymorpha Pall.,
Didacna digressa L i v e n t., Corbicula cf. fluminalis Mull., Microme-
lani sp., Viviparus sp. и остракодами.
В районе Семи Колодезей гурийские отложения выходят на по-
верхность и залегают на майкопских глинах, а на Казантипском полу-
острове они залегают на глубине 130—145 м и подстилаются осадка-
ми таманского возраста. Прикрыты толщей четвертичных суглинков
и песками.
КОНТИНЕНТАЛЬНЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ
Континентальные отложения неогена в Крыму менее распростра-
нены, чем морские, но все же играют известную роль, свидетельствуя
о значительных поднятиях, которые испытали Крымские горы в неоге-
новое время и которые привели к формированию наземных отложений
на плоских равнинах у подножия возвышенностей.
Возраст этих отложений ввиду редких находок фауны значительно
хуже обоснован, чем возраст морских образований, и для некоторых
толщ является весьма предположительным. Сейчас среди континенталь-
ных отложений Крыма можно выделить три толщи, различающиеся
между собой по составу и условиям распространения. Это таврская
свита равнинной части Крыма, массандровская свита Южного берега
и кызылджарская толща галечников, покрывающая одноименную высо-
кую террасу.
НЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
265
Таврская свита
Таврская свита является самой древней среди континентальных
неогеновых отложений. Ранее она была описана Н. А. Соколовым (1883),
К. К. Фохтом (1887), Б. А. Федоровичем (1928), В. Я. Гриневым (1929)
и другими под названием «краснобурые глины». Однако это наименова-
ние не вполне удачно, так как преобладающими в этих отложениях
являются не глины, а алевриты желтоватых оттенков, и поэтому с 1954 г.
по предложению М. В. Муратова эти образования были выделены
в таврскую свиту.
Рис. 50. Палеогеографическая схема Крыма в среднем плиоцене
1 — возвышенности Крымских гор; 2 — область пологих склонов и предгорных гряд,
а также районы Тархаикутского и Керченского полуостровов, где можно предпола-
гать формирование почвенных красноземов на продуктах выветривания коренных
пород; 3 — речные ложбины, заполнявшиеся аллювием; 4 — отложения селевых по-
токов (массандровские отложения) в верховьях эрозионных ложбим; 5 — область на-
копления пролювиальных отложений в предгорных равнинах, покрытых почвенными
красноземами; 6 — киммерийский морской бассейн и его заливы
Отложения свиты широко распространены в равнинной части Кры-
ма, кроме того, они покрывают плоские северные склоны Предгорной
гряды и слагают невысокие водоразделы долин Бельбека, Качи, Альмы
и Булганака в их нижнем течении, а также обрывы западного морского
побережья (рис. 50). В восточной части равнинного Крыма таврские
породы отсутствуют, по-видимому, замещаясь морскими отложениями
киммерийского яруса.
Свита обычно залегает на понтических отложениях, местами пере-
ходя с размывом на более древние, сарматские. В предгорной западной
части равнинного Крыма (рис. 51) она состоит из желтовато-бурых
светлых алевритов и алевритистых глин, чередующихся с характерными
более тонкими слоями, окрашенными в красновато-бурый или ярко
красный цвет. Красные слои имеют мощность до 0,5 м и более и хорошо
выделяются на поверхности обрывов, сложенных свитой, придавая им
характерный полосатый вид и общий красноватый оттенок. Обычно на
обрыве высотой 15—£0 м можно видеть до 7—8 красных слоев, но ино-
гда их бывает и меньше. Мощность слоев желтовато-бурых алевритов
и комковатых глин, залегающих между красно-бурыми горизонтами,
266
СТРАТИГРАФИЯ
несколько большая: от 1 до 2 м и более. Кроме того, в толще присут-
ствуют тонкие выклинивающиеся прослои (линзы) песчаников, перехо-
дящих в мелкогалечниковые конгломераты, состоящие из хорошо ока-
танных галек юрских известняков и других пород, вынесенных из горного
Крыма. Протяженность песчано-галечниковых линз достигает несколь-
ких десятков метров, а максимальная мощность в самой толстой части
линз составляет 1 м, иногда несколько метров. По-видимому, это отло-
жения речных потоков, стекавших с гор. В основании линз нередко на-
блюдаются местные следы размыва и налегание на разные желто-бурые
и красные слои алевролитов. Включающая их толща алевритов может
Рис. 51. Строение таврской свиты в обрыве близ устья р. Альмы
1 — четвертичные суглинки; 2 — желтые алевриты; 3 — конгломераты и песчаники;
4 — горизонты почв красноземов
рассматриваться как пролювиальное образование, вынесенное из гор
временными потоками, разнесшими материал этих отложений по пло-
щади предгорной равнины.
Описанные выше красные слои являются ископаемыми почвами —
красноземами. Верхняя граница красноземов очень резкая, без вся-
кого перехода они сменяются бледно-желтым алевролитом, тогда как
вниз красная окраска ослабевает постепенно, замещаясь пятнистой,
а еще ниже и желто-бурой. Наличие марганцевых и карбонатных вклю-
чений в их подошве и характер исчезновения красной окраски кверху
и книзу не оставляют сомнений в почвенном происхождении этих обра-
зований. По типу эти ископаемые почвы, бедные гумусом и обогащенные
окислами железа, близки к красноземам современных областей пере-
менно^влажного климата саванн или высокотравных степей (Фагелер,
1935). По-видимому, они формировались в условиях сухого, жаркого
климата субтропических степей, увлажнявшихся редкими ливнями.
В периоды сильного выноса материала с Крымских гор водные по-
токи разносили его по равнине и шло отложение алевритово-глинистого
пролювиального шлейфа. Во время приостановки этого процесса на
поверхности пролювия образовывалась железистая почва — краснозем.
Такое чередование было неоднократным, что и вызвало характерную
полосчатость разреза свиты. Иногда более постоянные потоки, обладав-
шие определенным руслом, выносили песчано-галечниковый материал,
НЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
267
отлагавшийся в виде описанных выше линз. Все это привело в конечном
итоге к образованию довольно мощной (до 40—50 м) слоистой таврской
свиты.
В более северных частях предгорной равнины таврская свита ста-
новится более глинистой, а мощность ее уменьшается. В районе Евпато-
рии, по данным Г. А. Лычагина, она представлена жирными красно-
бурыми глинами; у озера Кизыл-Яр — однообразными бурыми глинами
с известняковыми конкрециями и с прослоями гравелита и песчаника.
В некоторых карьерах к северо-востоку от Симферополя можно видеть,
что красно-бурые сухие, комковатые глины покрывают очень неровную
размытую поверхность понтических известняков, заполняя трещины и
карстовые пустоты в них. Наиболее восточные места распространения
описываемой свиты зафиксированы севернее Белогорска.
Следует сказать, что на Тарханкутской возвышенности красно-бу-
рые продукты выветривания покрывают известняки сармата и пред-
ставляют элювиальные образования (Дзенс-Литовская, 1938), видимо,
одновозрастные таврской свите. Такие же красноцветы известны и на
поверхности датских-инкерманских известняков в Предгорной гряде.
Породы таврской свиты накапливались, видимо, на поверхности
предгорной степной равнины, населенной гиппарионами, мастодонтами
и другими обитателями степей. Остатки Anancus arvernensis (С г. et
Job.) были найдены в этих отложениях у с. Береговое и описаны еще
Н. А. Соколовым (1883). В 1961 г. в этом же районе в морском корен-
ном обрыве были найдены два зуба и остатки двухметрового бивня
мастодонта, принадлежащие также Anancus arvernensis (С г. et J о Ь.)
(они находятся сейчас в геолого-палеонтологическом музее МГРИ
им. А. П. и М. В. Павловых). Таким образом, таврская свита по возра-
сту несомненно относится к плиоцену и стратиграфически соответствует
верхнему понту и киммерию (Муратов, 1954).
А. У. Литвиненко и В. К. Немкова (1956) описали многочисленные
остатки древесины, пыльцы и спор из киммерийских отложений Керчен-
ского полуострова и Приазовья. Анализ материала по распространению
пыльцы и спор, остатки степных мастодонтов и гиппариона, а также
верблюдов, страусов и других (последние найдены близ Одессы) сви-
детельствуют, что равнины Крыма, прилегавшие к киммерийскому бас-
сейну, представляли собой в это время субтропические степи (жаркое
сухое лето с редкими, но сильными ливнями).
Теплый переменно-влажный климат благоприятствовал развитию
процессов выветривания с образованием красноземов, сходных с лате-
ритными почвами тропиков, в начальной стадии их образования. Они
возникли на поверхности самых разнообразных пород: сарматских изве-
стняков Тарханкутского полуострова, известняков юры и мела в пред-
горной части Крыма, на глинах с сидеритами майкопской серии и др.
Кроме того, они образуют почвенные прослои красноземов среди алев-
ролитов. Рассматриваемые красноземы послужили, вероятно, исходным
материалом для образования железных руд Керченского железорудного
бассейна.
Недавно были опубликованы любопытные сведения о наличии в
поперечном разрезе сталактитов многих пещер Караби-яйлы необычного
явления — красного кольца (Галимов, Гриненко, 1965). Кальцит, сла-
гающий это кольцо, содержит окислы железа, а белый кальцит части
сталактитов внутри этого кольца и кальцит во внешней части сталак-
титов сильно отличаются по соотношению изотопов углерода С13 — С12,
свидетельствуя о совершенно различных климатических условиях роста
сталактитов в начальной и в конечной стадиях. Красное кольцо, как
268
СТРАТИГРАФИЯ
справедливо считают авторы статьи, образовалось в эпоху усиленного
переноса железистых соединений, т. е. имеет, видимо, киммерийский
возраст.
Массандровская свита
Водораздельные участки на Южном берегу Крыма, разделенные
поперечными речными долинами, покрыты своеобразными щебнистыми
отложениями и известняковыми брекчиями, получившими название мас-
сандровской свиты (Муратов, 1954). Они состоят из обломков верхне-
юрских известняков, иногда крепко скрепленных известняковым цемен-
том, реже рыхлых и включающих глыбы и целые огромные отторженцы
Рис. 52. Гора Кошка у Симеиза, сложенная массандровскими отложениями
известняковых массивов. Последние обычно располагаются в основании
слоя брекчий, который одевает эти глыбы и в отдельных случаях дости-
гает мощности 80—100 м и более. Наиболее хорошо выражены массанд-
ровские отложения у подножия Чатырдага, в районе Гурзуфа, у с. Ни-
киты и на Никитском мысу, близ Ялты на Массандровской горке (по
имени которой они и названы), на вершине горы Могаби и ее южном
склоне, у Симеиза, в том числе на горе Кошка, и, наконец, на мысе
Кикенеиз близ Кацивели. В восточном Крыму массандровские отложе-
ния отсутствуют, за исключением немногих мест, в частности подножия
горы Сокол близ Судака, где, видимо, они имеются наряду с более мо-
лодыми щебнистыми накоплениями.
Наиболее хорошо представлены массандровские отложения близ
Ялты и Симеиза (рис. 52), где они слагают поверхность наклоненных
к морю плоских водоразделов (на территории Никитского ботанического
сада и одноименного мыса). В нижней их части здесь залегают огром-
ные блоки и скалы верхнеюрских известняков, в которых хорошо видна
слоистость. Эти блоки сильно разбиты трещинами, расчленяющими их
на глыбы меньшей величины. Выше залегают щебнистые накопления,
включающие отдельные глыбы, но меньших размеров, чем в основании.
Верхняя часть массандровской толщи представлена чехлом щебня или
брекчией, окрашенными в красный или красно-бурый цвет. Красная
окраска местами проникает и в более низкие горизонты толщи, иногда
по трещинам вплоть до скалистых массивов в основании. Мощность
массандровской толщи здесь около 100 м.
На горе Могаби, западнее Ялты, массандровские щебни покрывают
весь южный склон, спускаясь к самому морю (рис. 53). Мощность этих
щебнистых накоплений несколько десятков метров. В основании их на
НЕОГЕНОВАЯ СИСТЕМА
269
мысе Ай-Тодор залегают отторженцы и глыбы, образующие скалы на
берегу моря («Ласточкино гнездо» у Мисхора и др.). К массандровским
отложениям относятся также известковистые щебни, слагающие горку
в центре Гурзуфа, а также скалы близ Артека (в том числе известные
скалы Адалары и др.). Скалы Дива и гора Кошка близ Симеиза также
представляют собой смещенные массивы известняков в основании мас-
сандровских отложений, выше перекрывающихся щебнистыми накопле-
ниями с характерной ярко-красной окраской в верхней части.
Скалы-отторженцы являются оползневыми массивами, иногда ог-
ромных размеров, отчленившимися от материнских известняков по тре-
Рис. 53. Схема залегания массандровских отложений на горе Мо-
габи близ Ялты (/ — таврическая серия, 2 — верхнеюрские извест-
няки, 3 —* массандровские отложения)
щинам и оползшими по глинистому склону под действием силы тяжести
на значительное расстояние от коренных выходов. Вероятно, такому
оползанию способствовало увлажнение глинистой поверхности склонов
Рис. 54. Схема строения водораздела близ Никитского сада,
сложенного массандровской свитой
1 — средняя юра; 2 — массандровские отложения
атмосферными водами. Перекрывающие эти массивы щебнистые накоп-
ления имеют несомненно совершенно другое происхождение. Если рас-
сматривать отдельные участки их распространения в поперечном сече-
нии (рис. 54), то отчетливо видно, что слой щебнистых накоплений
утолщается к центру и утоняется в стороны от него, т. е. как бы выпол-
няет пологую, но ясно выраженную ложбину. Подобные ложбины спу-
скаются довольно полого от гор в сторону к морю, нижние части лож-
бин иногда уходят под уровень моря (Симеиз, Гурзуф), иногда подре-
заны абразией и заканчиваются обрывом (Никитский мыс).
Вполне вероятно, что современный уклон этих ложбин не является
первичным, а был в момент образования щебней положе, и только в ре-
зультате новейших поднятий горного Крыма и опускания береговой
полосы уже после образования массандровских отложений принял свой
настоящий вид (3—5°). Материал в этих ложбинах накапливался с по-
мощью водных потоков: слабая его окатанность и неотсортированность,
а также наличие отдельных крупных глыб свойственны отложениям
селевых потоков. Наиболее типичны такого рода отложения для сухих
долин, лишенных постоянного водотока, но выносящих после ливней
огромные массы материала. Это типичные отложения ливней в условиях
270
СТРАТИГРАФИЯ
аридного и достаточно жаркого климата, что подтверждается характер-
ной красной окраской щебней.
Массандровские брекчии слагают плоские наклонные водоразделы
между долинами и оврагами. Из анализа их соотношений с обрывами
нагорий Главной гряды трудно представить, что они могли образоваться
в современную эпоху, так как они отделены от обрывов и ущелий, кото-
рые их когда-то снабжали обломочным материалом, крупными про-
дольными депрессиями эрозионного происхождения, что и указывает
на их значительную древность.
Возраст массандровских отложений точно установить пока невоз-
можно. Для оценки его приходится учитывать их условия залегания по
отношению к элементам рельефа, а также красную окраску. Морфологи-
чески они связаны с самыми древними ложбинами, которые являются
элементами рельефа Южного берега, формировавшимися до образова-
ния современной речной сети. Последняя развилась в течение средне- и
позднечетвертичного времени.
Следует иметь в виду, что у подножия обрывов Южного берега
и окрестностей Ялты есть и несомненно более молодые, близкие по со-
ставу, но не окрашенные в красный цвет щебнистые накопления и глы-
бовые навалы. Часть из них считается позднечетвертичными образова-
ниями и описана ниже. Другие, судя по соотношению их с элементами
рельефа, привязываются к склонам, которые соответствуют четвертой
речной террасе, т. е. имеют среднечетвертичный возраст. Массандров-
ские же отложения несомненно древнее их: судя по условиям залегания
и распространения они представляют собой самый древний горизонт
щебнистых накоплений среди сходных континентальных отложений у
подножий склонов Южного берега. Эти данные, а также наличие крас-
ноземов на поверхности щебнистых накоплений привели к сопоставле-
нию массандровских отложений с таврскими по возрасту и предположе-
нию об их среднеплиоценовом возрасте (Муратов, 1954) ’.
Кизилджарская толща галечников
Кизилджарская терраса расположена на правом берегу Альмы
близ слияния с долиной Бодрак у с. Почтовое, откуда она полого спу-
скается к западному морскому побережью близ с. Береговое. Макси-
мальной высоты (100—120 м) кизилджарская терраса достигает в рай-
оне слияния Альмы и Бодрака. К устью Альмы ее уровень спускается
до 40—30 м над рекой (Федорович, 1927; Бабак, 1961; Муратов, 1960).
Террасовая поверхность покрыта слоем речного окатанного галечника,
состоящего из крупных галек верхнеюрских известняков и среднеюрских
песчаников, включенных в желто-бурую известковистую глину. Мощ-
ность галечного слоя около 3—5 м. Останцом этой террасы являются
валунные накопления на горе Присяжной близ Крымской астрофизи-
ческой обсерватории АН СССР, а также суглинистые или галечниковые
толщи на поперечных водоразделах у подножия Главной гряды Южного
берега между Алуштой и Судаком и в некоторых других местах Крыма.
Кизилджарская терраса отнесена В. И. Бабаком и М. В. Мурато-
вым к плиоцену на основании того, что ее поверхность значительно
1 Другие исследователи высказали предположение о древнечетвертичном возрасте
массандровских отложений, однако по указанным причинам это представляется мало-
вероятным, отрицать же возможность их сопоставления по возрасту с кизилджар-
ской верхнеплиоценовой террасой значительно труднее. До получения новых мате-
риалов по этому вопросу надо считать наиболее вероятным среднеплиоценовый воз-
раст рассматриваемой свиты.
ЧЕТВЕРТИЧНАЯ СИСТЕМА
271
выше поверхности пятой террасы, которая сопоставляется с чаудински-
ми морскими отложениями. Последние же принято относить к основа-
нию четвертичных отложений, следовательно, более древняя терраса
должна быть отнесена уже к верхам плиоцена.
ЧЕТВЕРТИЧНАЯ СИСТЕМА
ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА
Четвертичные отложения широко распространены в пределах Крым-
ского полуострова и в настоящее время стратиграфия их достаточно
хорошо выяснена. По берегам горного Крыма и Керченского полуост-
рова сохранились морские и озерно-морские отложения четырех раз-
личных по возрасту горизонтов древнего Черноморского бассейна, сла-
гающих террасы, имеющие высоту от 2—4 до 20—30 м. Континенталь-
ные отложения разных генетических типов (речные, делювиальные и
пролювиальные, а также отложения осыпей и обвалов) также в значи-
тельной степени террасированы и связаны с неодинаковыми по высоте
и возрасту террасовыми уровнями.
Начало изучению морских и континентальных четвертичных отло-
жений Крыма было положено Н. И. Андрусовым (1905, 1912), описав-
шим морские и континентальные террасы близ Судака и на Керченском
полуострове и выделившим чаудинские, эвксинские (древнеэвксинские)
и тирренские (карангатские) отложения и террасы. Чаудинскую тер-
расу позднее изучал А. П. Павлов (1925), а затем исследованием мор-
ских террас Крыма занимались А. А. Православлев (1928), Н. А. Гри-
горович-Березовский (1903), К. И. Маков и Г. И. Молявко (1939).
Большое значение для выяснения стратиграфии Крыма имела работа
А. Д. Архангельского и Н. М. Страхова (1938), посвященная в основном
истории Черного моря, но содержащая также сводку данных по мор-
ским террасам Крыма и их стратиграфии. Этими авторами впервые был
выделен новоэвксинский горизонт.
В послевоенные годы изучением морских четвертичных отложений
Крыма занимались Г. И. Горецкий (1952, 1955), Г. И. Попов (1959),
а позднее П. В. Федоров (1963), давший общее сопоставление морских
террас для всего Черноморского бассейна. Детальное стратиграфиче-
ское расчленение верхнечетвертичных морских отложений на основе
изучения фауны моллюсков было сделано Л. А. Невесской (1963, 1954),
а условия накопления этих отложений изучал Е. Н. Невесский (1961).
Палеонтологическое и археологическое обоснование стратиграфии
континентальных отложений Крыма было дано В. И. Громовым (1948).
Корреляции морских и континентальных отложений в связи с историей
Черного моря были посвящены работы М. В. Муратова (1951, 1960).
Стратиграфию континентальных отложений в связи с геоморфологией
горного Крыма изучал В. И. Бабак (1961), континентальные отложения
равнинного Крыма исследовала Е. В. Львова (1961). Формированию
современных берегов Крыма посвящены работы В. П. Зенковича (1958).
Работы всех этих исследователей позволяют в настоящее время
представить не только достаточно обоснованную схему стратиграфии
морских и континентальных четвертичных отложений Крыма, но и счи-
тать Крым областью, в которой наиболее хорошо видны соотношения
пород различных генетических типов. Вместе с тем необходимо отме-
тить, что в некоторых районах горного и равнинного Крыма четвертич-
ные отложения и их соотношения изучены еще недостаточно.

СТРАТИГРАФИЯ
МОРСКИЕ ОТЛОЖЕНИЯ
Стратиграфия четвертичных отложений Крыма основана на выде-
лении морских террас Черного моря и их сопоставлении с речными тер-
расами, а также делювиально-пролювиальными и другими генетиче-
скими уровнями.
Из пяти самостоятельных горизонтов четвертичных отложений,
установленных на дне Черного моря близ побережья Крыма Н. И. Анд-
русовым (1912), А. Д. Архангельским и Н. М. Страховым (1938), на по-
бережье Крыма им соответствуют отложения четырех морских террас.
Наиболее древний из этих горизонтов распространен на южном бе-
регу Керченского полуострова, близ мыса Чауда. Он и получил от
Н. И. Андрусова наименование чаудинского. Слагающие его прибреж-
Рис. 55. Схема строения чаудинских террасовых отложений. По П. В. Фе-
дорову, 1963
1 — покровные суглинки, 2 — верхнечаудинские ракушечники, 3 — уплотненные су-
глинки, 4 — 1нижнечаудинокие глинистые пески и глины, 5 — пески, 6 — пески с галь-
кой, заполняющие углубления, 7 — майкопская глинистая толща
ные пески и ракушечники образуют террасу, приподнятую примерно на
20 м над уровнем моря (рис. 55). Они содержат большое количество
моллюсков: Didacna tschaudae A n d г., Didacna pseudocrassa P a v 1.,
D. baeri-crassa P a v 1., Dreissena polymorpha P a v 1. и др. Характер
фауны указывает на то, что населенный ею бассейн был не типично
морским, а представлял обширное слабосоленое озеро, сходное с совре-
менным Каспием и изолированное от других морей или имевшее сток
в Средиземное море через район Дарданелл, где известны чаудинские
слои близ маяка Гана Ч
Второй горизонт, также озерно-морских отложений, распространен
на Керченском полуострове близ Узунларского, Кояшского и Тобечик-
ского озер и на Азовском побережье. Отдельные ископаемые, принадле-
жащие этому горизонту, встречены в шурфах в районе Евпатории, а
также по побережью Сиваша.
Представлены эти отложения глинистыми песками, песчаниками
и детритусовыми известняками с отдельными линзами и прослоями га-
лечников. Они содержат характерную фауну древнекаспийского облика,
в которой руководящая роль принадлежит Didacna crassa ponto-caspia
Р a v 1., Monodacna subcolorata Wass., Hypanis plicatus E i c h w., Dre-
issena polymorpha Pall. H. И. Андрусовым эти отложения были на-
званы эвксинскими1 2, а теперь, по предложению А. Д. Архангельского,
их считают древнеэвксинскими. Характер фауны указывает на низкую
1 Чаудинский горизонт относили, да и сейчас еще иногда относят, к верхнему
плиоцену, что неправильно. Даже принимая старый объем четвертичной системы,
чаудинские слои должны быть отнесены к ее основанию и сопоставлены с предмин-
дельским временем или минделем.
2 По древнегреческому названию Черного моря — Понт Эвксинский.
ЧЕТВЕРТИЧНАЯ СИСТЕМА
273
соленость древнеэвксинского сильно опресненного озерного бассейна и
вероятное соединение его проливом через Маныч с Каспийским озером.
Отложения этих слоев слагают поверхность террасы высотой 20—30 м
над уровнем моря.
Перекрываются древнеэвксинские отложения в районе Узунларско-
го озера песками и глинами с очень бедной фауной того типа, который
характерен для современного Азовского моря. Наиболее типичны для
этой фауны такие морские формы, как Cardium edule L., Mytilaster
lineatus (Gm.), Abra ovata Phil., а также Didacna crassa ponto-
caspia P a v 1. и Dreissena polymorpha Pall. Отложения с такой фауной
характерны для опресненного морского бассейна. Эти слои с фауной
азовского типа А. Д. Архангельский назвал узунларскими, считая, что
они имеют вполне самостоятельное значение. М. И. Соколов (1933)
установил, что они отделены от вышележащих карангатских резкой гра-
ницей размыва. Вследствие этого размыва в ряде мест карангатские
отложения залегают прямо на древнеэвксинских, очевидно, срезая раз-
деляющие их слои. В настоящее время установлено, что узунларские
слои постепенно сменяют древнеэвксинские, слагая вместе с ними одну
террасовую поверхность (Муратов, 1951; Невесская, 1963; Федоров,
1963) и таким образом составляя единый эвксино-узунларский горизонт
(Невесская, Федоров, 1963), который включает древнеэвксинские и узун-
ларские слои.
Смена озерных древнеэвксинских отложений узунларскими свиде-
тельствует о постепенном изменении режима бассейна при соединении
последнего с Средиземным морем. Образование эвксино-узунларского
горизонта связано с длительной эпохой, в течение которой уровень Чер-
номорского бассейна сначала сильно упал и был низким, а затем был
поднят на значительную высоту, о которой свидетельствует трансгрес-
сивный характер залегания эвксино-узунларского горизонта на высоте
до 40—60 м над уровнем моря по берегам Кавказа1 (Федоров, 1963).
Следующий, карангатский горизонт резко отличается от эвксино-
узунларского и отделен от него крупным перерывом, во время которого
уровень моря был значительно более низким. Соответствующие этому
уровню отложения пока по берегам в точности не установлены: эти
гипотетические среднеэвксинские отложения могут быть обнаружены
только на дне Черного моря. Возможно, что слои, представленные раку-
шечными песками с прослоями, переполненными палюдинами, которые
выступают из-под карангатских слоев и отделены от них размывом по
берегам Чокракского озера и которые все предыдущие исследователи
принимали за древнеэвксинские, в действительности являются средне-
эвксинскими.
Карангатский горизонт распространен в Крыму шире, чем более
древние четвертичные отложения, и характеризуется обильной фауной,
обогащенной средиземноморскими элементами. Кроме окрестностей
Чокракского (рис. 56), Тобечикского, Кояшского и Узунларского озер,
эти отложения слагают террасу на Керченском полуострове, в ряде
пунктов по побережью Керченского пролива, на всем протяжении побе-
режья от Узунларского озера до мыса Карангат. Широко развиты они
по побережью севернее Феодосии и известны близ Судака и Нового
Света (рис. 57), где образуют террасу высотой от 4 до 18 м, детально
описанную Н. И. Андрусовым (1912).
1 Эта высота, конечно, не является точным отражением уровня эвксино-узунлар-
ского бассейна, а. связана частично с новейшими поднятиями берегов Кавказа. Истин-
ная высота уровня эвксино-узунларского бассейна относительно современного уровня
моря была, по-видимому, порядка 20—25 м.
18 Зак. 911
274
СТРАТИГРАФИЯ
Карангатские отложения представлены чаще всего рыхлыми песча-
ными ракушечниками, песками, часто с прослоями гравия и рыхлого
раковинного детритуса, мощность их достигает 10—15 м. В некоторых
случаях они довольно плотно сцементированы. Из этих отложений изве-
Рис. 56. Строение карангатских отложений на восточном берегу Чок-
ракского озера (1 — известняки с палюдинами; 2 — косослоистые
пески с палюдинами; 3 — конгломерат основания карангатского го-
ризонта, с размывом залегающий на подстилающих слоях; 4 — пески
и рыхлые песчаники с раковинами; 5 — тонкие пески с галькой
и раковинами; 6 — песчаные суглинки; 7 — суглинки)
Рис. 57. Строение карангатских отложений у Нового Света
(1а—справа выступающая скала известняка с волноприбой-
ными желобами карангатского моря на высоте 5,5 и 7 м\
16 — коренной цоколь — верхнеюрские аргиллиты с прослоями
известняков; 2 — карангатские отложения — конгломерат
с крупной галькой и песчаник мощностью 1—1,5 м; 3—извест-
няковые неокатанные глыбы и щебень в суглинистом мате-
риале; 4 — пески с битыми раковинами, рыхлые песчаники
и ракушечник мощностью 4,5—6 м; 5 — слоистые пески,
переслаивающиеся с • мелкими галечниками и гравием мощ-
ностью 2—3 м; 6 — судакские светлые суглинки, в нижней ча-
сти переполненные известняковым щебнем и с включением
отдельных глыб известняка, мощностью 6—8 м; 7 — осыпь)
стно до 100 видов моллюсков, из которых около 25% живет в настоя-
щее время только в Средиземном море и отсутствует в Черном море.
В карангатском горизонте в соответствии с исследованиями Л. А.Не-
весской (1963, 1965) можно выделить три различающиеся по фауне
пачки, которые отвечают определенным стадиям развития карангат-
ского бассейна.
Нижняя пачка — тобечикские слои — выделена на берегу Тобечик-
ского озера. Она содержит обедненную морскую фауну, включающую
Cardium edule и другие эвригалинные формы, средиземноморских эле-
ЧЕТВЕРТИЧНАЯ СИСТЕМА
275
ментов в них еще нет. Г. И. Горецкий (1955) выделял эти слои как
лиманно-морские отложения древнего Тобечикского лимана.
Среднекарангатские отложения обладают наиболее типичным для
карангата комплексом богатой фауны, в котором наряду с формами,
ныне живущими в Черном море, встречаются средиземноморские виды,
теперь здесь отсутствующие. К их числу относятся Cardiurn tubercula-
tum, Paphia senesceus, Ensis ensis, также морской еж Echinocyamus
pusillus. Сравнивая состав карангатской фауны с составом фауны совре-
менных средиземноморских лиманов, Л. А. Невесская (1963) приходит
к выводу, что соленость среднекарангатского бассейна была не ниже
ЗО%о.
Верхняя пачка карангатских отложений, хорошо выраженная на
известном Эльтигенском обрыве близ сел. Героевка на берегу Керчен-
большие
столнГТ)
Рис. 58. Схема взаимоотношений карангатских морских отложений с террасовыми
уровнями в заливе Копсель близ Судака
ского пролива (Горецкий, 1955; Невесская, 1963), вновь отличается
обедненной фауной. Из средиземноморских видов в них остается Paphia
senesceus и преобладают обычные для современного Черного моря
Ostrea, Mytilus, Cardiurn edule и др. Соленость бассейна в эту эпоху
была несомненно близка к типичной для нынешнего Черного моря
(18%о).
Эти слои повсюду в Крыму перекрыты горизонтом континентальных
(делювиальных) буроватых суглинков, получивших еще от Н. И. Ан-
друсова (1912) наименование суглинков судакской террасы (рис. 58).
Эти суглинки связаны с эпохой регрессии карангатского бассейна.
В Каркинитском заливе донной колонкой были вскрыты описанные
Л. А. Невесской и Е. Н. Невесским (1961) отложения, залегающие на
35 м ниже современного уровня моря, названные ими тарханкутскими
слоями. Они содержат многочисленные Cardiurn edule, Abra ovata,
а также Dreissena polymorpha, реже встречаются Mytilaster lineatus
и гастроподы. Эти слои отлагались до новоэвксинских, так как подсти-
лают их и соответствуют, по-видимому, регрессивной стадии карангат-
ского бассейна, т. е. могут быть сопоставлены по времени образования
с частью судакских суглинков. Соленость бассейна во время их отло-
жения была в пределах 3—5 и не более 8%о (Невесская, 1963). Они
соответствуют самому концу времени существования карангатского мор-
ского бассейна.
Описанные слои на дне Каркинитского залива перекрыты (Невес-
ская и Невесский, 1961) каркинитскими слоями, в которых господствует
Dreissena polymorpha и изредка встречается Cardiurn edule. Эти слои
относятся уже к основанию следующего новоэвксинского горизонта. От-
ложения этого горизонта описаны по донным колонкам из многих мест
со дна Черного моря А. Д. Архангельским и Н. М. Страховым (1938).
Однако последовательная смена карангатских отложений новоэвксин-
скими слоями впервые была прослежена на дне Каркинитского залива.
18*
276
СТРАТИГРАФИЯ
Для новоэвксинского горизонта характерна бедная фауна, состоящая из
солоноватоводных видов Dreissena polymorpha, D. rostriformis, Monoda-
cna caspia, Adacna vitrea, Hypanis plicatus и гастропод. Повсюду эти
отложения залегают ниже уровня современного моря и террасовых на-
коплений по берегам не образуют. Уровень новоэвксинского бассейна
был на 30—50 м ниже современного.
Новоэвксинские отложения кверху сменяются древнечерноморски-
ми. В них сначала, наряду с солоноватоводными видами, появляются
эвригалинные (Cardium edule, Mytilaster lineatus и др.) формы; затем
последние начинают преобладать и сменяются комплексом фауны, в ко-
торой господствуют виды, типичные для современного Черного моря.
Таким образом, солоноватоводные новоэвксинские отложения постепенно
сменяются осадками, которые формировались в условиях бассейна,
близкого по своей солености к современному Черному морю (18°/оо).
уровень моря f
Рис. 59. Залегание песков древнечерноморской
террасы у с. Рыбачье на Южном берегу Крыма.
Террасовые отложения (1) прислонены к абра-
зивному уступу (2), сложенному коренными
породами
Древнечерноморские от-
ложения Л. А. Невесская
(1963) делит на нижние
(витязевские) слои, для ко-
торых характерно наличие
эвригалинных форм, сред-
ние (каламитские) слои с
преобладанием менее эври-
галинных форм (Mytilus
galloprovincialis, Chiona gal-
lina) и верхние (джеметин-
ские) с наиболее стеногалинными для Черного моря видами. Эти верх-
ние слои ею первоначально были названы .новочерноморскими, но под
тем же названием П. В. Федоров (1963) описал слои, соответствующие
древнечерноморским отложениям А. Д. Архангельского и Н. М. Стра-
хова (1938). Поэтому от названия «новочерноморские слои» прихо-
дится во избежание смешения, понятий отказаться.
Верхние горизонты древнечерноморских отложений по берегам Чер-
ного моря образуют хорошо выраженную террасу высотой 2—3 м над
современным уровнем (рис. 59), известную во многих местах Крыма
и даже на Азовском побережье, на Арабатской стрелке. Терраса эта
сложена рыхлыми песками и ракушечниками, которые почти повсюду
используются в качестве строительного песка. Абразивный уступ, соот-
ветствующий по высоте этой террасе, очень широко распространен по
берегам Крыма и имеет вид ступени высотой 1,5—2 м на многих скали-
стых берегах и мысах.
Эта терраса соответствует наивысшему уровню древнечерномор-
ского бассейна и, согласно археологическим данным, образовалась бо*
лее чем 3000 лет назад (4000 лет по П. В. Федорову, 1963). После этой
трансгрессии последовала регрессия, когда уровень моря упал до от-
метки —2 м. Эта регрессия была названа П. В. Федоровым (1963) фана-
горийской и определенно установлена им на Таманском берегу, а также
М. Бляху (Bleahu, 1962) при исследовании развалин города Истрии на
румынском побережье моря. Согласно данным последнего, конец фана-
горийской регрессии был между VI и IV веками до н. э., так как в это
время могильники близ Истрии были перекрыты морем. После этого (до
I века до н. э.) произошла последняя истрийская трансгрессия, во время
которой уровень Черного моря достиг современного положения.
Все описанные выше взаимоотношения морских четвертичных отло-
жений Черного моря и побережья Крыма иллюстрируются схемой
рис. 60.
ЧЕТВЕРТИЧНАЯ СИСТЕМА
277
КОНТИНЕНТАЛЬНЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ
Среди континентальных четвертичных отложений Крыма главную
роль играют аллювиальные, слагающие поверхность речных террас и
пойм, а также делювиально-пролювиальные, также участвующие в за-
полнении долин и сложении террас. Всего в Крыму выделяют шесть
террасовых поверхностей, из них самая низкая — первая, или «садо-
вая», — имеет высоту 2—3 л«, вторая (она плохо развита в Крыму) вы-
деляется на уровне 5—7 .ч, третья (судакская) — 10—15 м, четвертая
(манджильская) —25—40 м, пятая (булганакская) 60—80 м. Наиболее
высокий кизилджарский террасовый уровень (до 100—150 м) относится
уже к верхнему плиоцену (виллафранку) и охарактеризован в преды-
дущем разделе (кизилджарская терраса).
Рис. 60. Взаимоотношение морских четвертичных отложений Черного моря и побе-
режья Крыма
Террасовые отложения первых трех (низких) уровней в своем рас-
пространении в горном Крыму связаны с речными долинами и их при-
токами. Отложения четвертого уровня также тяготеют к речным систе-
мам, хотя иногда слагают и широкие плоские водоразделы между ними.
Отложения пятого (как и шестого — кизилджарского) уровня не свя-
заны с современными долинами и образуют плоские наклонные поверх-
ности к северу и отчасти к югу от горной гряды, окаймляя ее.
Все террасы различаются не только высотой, но и определенными
индивидуальными чертами слагающих их отложений, отражающими
историю их формирования. Сопоставление речных террас и делювиаль-
но-пролювиальных накоплений с морскими террасами и отложениями
побережий позволяет дать довольно хорошо обоснованную схему их
стратиграфии.
Кроме речных и делювиально-пролювиальных отложений, в горной
части Крыма у подножия крутых склонов и обрывов имеются накопле-
ния мощных осыпей и глыбовых навалов. Их также удается, хотя и
не всегда надежно, сопоставить с террасовыми поверхностями и, таким
образом, расчленить по возрасту. Известны также отложения соленых
озер, по возрасту сопоставляемые с самыми молодыми первыми (голо-
ценовыми) террасами.
Впервые в Крыму занимался изучением террас Н. И. Андрусов
(1912). Он выделил в окрестностях Судака четыре древних террасовых
уровня: 1) наиболее высокие останцы (более 100 м высотой), так назы-
ваемые «Большие столы Н. И. Андрусова», 2) манджильскую террасу,
278
СТРАТИГРАФИЯ
3) перчемскую террасу, 4) судакскую террасу. Н. И. Андрусов прево-
сходно обосновал их взаимоотношения и установил относительный воз-
раст, сопоставив суглинки судакской террасы с морскими отложениями
карангата (тирренской террасой, как он ее называл). Вместе с тем из-за
того, что верхние террасы довольно сильно наклонены вниз по склонам
и имеют неодинаковую высоту на разных своих участках, Н. И. Андру-
сов принял за разные террасы (перчемскую и судакскую) один и тот
же третий террасовый уровень, за которым целесообразно оставить на-
звание судакской террасы (рис. 61).
После Н. И. Андрусова террасы р. Альмы изучал Б. А. Федорович
(1927), террасы некоторых речных долин — М. В. Муратов и Н. И. Ни-
колаев (1938), Южного берега — В. Г. Шипулина и Г. А. Золотарев,
а затем в ряде других долин — С. В. Дроздов и Е. В. Дрюк, окрестно-
Рис. 61. Схема соотношений террасовых уровней в Судакской долине: / — садовая
терраса; II — вторая терраса; III — судакская терраса; IVa — манджильская терраса,
сложенная аллювием; IV6 — манджильская терраса, сложенная делювиальными суглин-
ками; V — «Большие столы» Н. И. Андрусова
стей Судака — М. В. Муратов и Д. С. Кизевальтер. Тщательное про-
слеживание и сопоставление речных террас всех главнейших речных
долин Крыма было выполнено В. И. Бабаком (1960).
Отложения, связанные с пятым, булганакским,
террасовым уровнем
Отложения, слагающие самую высокую террасу, наиболее широко
распространены вдоль северного склона низкой Предгорной гряды на
всем ее протяжении от Севастополя до Феодосии. Они занимают здесь
обширные участки плоской наклонной в сторону равнины поверхности
этой гряды, местные водоразделы и отдельные останцы. Здесь выде-
ляют два типа отложений: галечники, заключенные в суглинистом на-
полнителе и включающие прослои и линзы буроватых суглинков, и
суглинки с прослоями и линзами галечников. И те, и другие являются
отложениями водных потоков и рек, спускавшихся с гор Главной гряды
на предгорную равнину и заполнявших там обширные плоские ложбины
стока и долины. Среди них, видимо, имеются как типично аллювиаль-
ные, так и тесно с ними связанные пролювиальные образования, отла-
гавшиеся на плоской слегка наклонной предгорной равнине со слабо
выраженными относительно узкими невысокими водоразделами — ос-
танцами шестой террасы, и более древних поверхностей размыва. Мощ-
ность этих отложений невелика — 6—10 м, и хотя они подверглись
размыву более молодой и современной речной сетью и расчленены на
отдельные плато и останцы, занимаемые ими пространства очень значи-
тельны. В составе отложений преобладают гальки из верхнеюрских из-
вестняков, хотя присутствуют и другие породы, в частности, кварцевые
гальки из нижнемеловых конгломератов, верхнемеловые известняки
и др. Величина галек значительна близ гор и уменьшается до размеров
гравия при удалении на 20—40 км в сторону равнины.
ЧЕТВЕРТИЧНАЯ СИСТЕМА
279
Галечники, заполняющие плоские широкие ложбины, очень хорошо
представлены по северному склону долины Булганака, по имени кото-
рой их и называют булганакскими. Ширина поверхности галечниковых
накоплений здесь превышает 10—12 км, причем поверхность эта заметно
снижается в сторону моря. В окрестностях Симферополя они слагают
довольно высокие (до 150 м) плато до бровки Предгорной гряды, на
которых расположена часть пригородов, а близ берега моря у Нико-
лаевки поверхность галечниковых накоплений спускается до высоты
всего 8—10 м (рис. 62). Такое сравнительно резкое снижение (на про-
тяжении всего около 35 км) является, вероятно, вторичным, связанным
с поднятием Крымских гор после отложения описываемых галечников.
Южнее Булганака отложения пятой террасы, представленные ал-
I I?
Рис. 62. Схема взаимоотношений террасовых уровней в пределах междуречья Булга-
нака и Альмы на западном побережье Крыма
/ — отложения среднего миоцена; 2— отложения шестой террасы (кизилджарской) — плиоцен; 3 —
галечники пятой (булганакской)' террасы; 4 — аллювий третьей (судакской) террасы; 5 — аллювий
первой (садовой) террасы
лювием 6—7 м мощности, выделяются по обоим склонам долины
р. Альмы.
К востоку от Симферополя отложения этого уровня хорошо выра-
жены на водораздельных плато Предгорной гряды, между долинами
Бештерека, Зуи и Карасу, где они также полого наклонены к северу.
Образуют они обширную поверхность и в долине Индола южнее Кур-
ского.
Восточнее описываемые отложения непосредственно прилегают
к подножию горы Агармыш, образуя широкий предгорный шлейф, в ко-
тором морфологически выражены отдельные конусы выноса, своими
вершинами подходящие к долинам, прорезающим горный массив. Карь-
еры, вскрывающие эти конусы у западного и северного подножий, обна-
жают галечники из плохо окатанных известняковых галек, залегающих
в массе бурого и желтого суглинистого материала.
Между Старым Крымом и Феодосией останцы описываемых галеч-
ников слагают возвышенность Эгет, а на Керченском полуострове соот-
ветствующие им суглинки покрывают наиболее возвышенные плато.
Останцы булганакского террасового уровня, но покрытые не галеч-
никами, а желтоватыми суглинками со щебнем, сохранились и на юж-
ном склоне Главной гряды, где они наклонены к югу, а также на побе-
режье залива Чалка и близ Судака, где они впервые были описаны
Н. И. Андрусовым (1912) под названием «Большие столы». Между
Судаком и Алуштой отложения булганакского уровня выражены плохо:
они сохранились там лишь на поверхности узких, но довольно высоких
и выдержанных водораздельных гребней, спускающихся к морю. Запад-
нее Алушты аналогами их являются древние глыбовые навалы, разви-
тые местами у подножия крутых склонов и являющиеся более молоды-
ми, чем массандровские.
280
СТРАТИГРАФИЯ
Значительная высота бровок описываемой террасы на берегу моря
у Судака (160—100 м) и залива Чалки свидетельствует о том, что
в эпоху формирования булганакских отложений береговая линия рас-
полагалась значительно южнее, чем сейчас. Иначе говоря, в это время
Южный берег Крыма занимал значительно большие пространства
к югу.
Отложения, связанные с четвертым, манджильским,
террасовым уровнем
После формирования отложений пятого уровня в Крыму был круп-
ный перерыв, о чем свидетельствуют крутые размытые уступы террас
пятого уровня и прислонение к ним поверхностей четвертого манджиль-
ского уровня. Во время этого перерыва происходила интенсивная эро-
зия и вырабатывался новый рельеф: образовались широкие плоские
поперечные долины рек и их притоков, на дне долин накапливались
речные отложения, галечники, а широкие выположенные склоны покры-
вались делювиальными и пролювиальными выносами — суглинками
с обломками щебня.
Речные отложения четвертого уровня, представленные окатанными
галечниками, присутствуют во всех долинах северного склона, слагая
чаще всего небольшие останцы, поднятые в горной части на высоту 40—
50 м над рекой. При выходе рек на равнину эти террасы сильно сни-
жаются. Так, в долине Качи, в районе Предгорной гряды у слияния
Альмы и Бодрака, близ с. Почтовое превосходно выраженные аллюви-
альные отложения четвертой террасы подняты на высоту 20—25 м,
а километрах в десяти ниже Почтового по р. Альме останцы этой тер-
расы, сложенные галечниками и суглинками мощностью в 4 м, залегают
на высоте всего лишь 10—11 м над рекой. Приблизительно такое же
снижение террас наблюдается и по другим долинам рек.
Значительно шире распространены делювиально-пролювиальные
отложения, относящиеся к этому же уровню и покрывающие плоские
обширные поверхности, непосредственно примыкающие к речным тер-
расам. Ширина этих наклоненных к реке поверхностей особенно значи-
тельна в горных районах: так, на расширенных участках долин Черной,
Качи (у Стили), Бельбека (ниже Орлиной), Альмы (у Почтового),
Салгира (выше Симферополя), Зуи (у с. Зуя), Карасу (выше Белогор-
ска), Индола (у с. Курское) и других она достигает 2—3 км и более.
На этих участках наблюдается слияние древних долин с системами их
притоков или разработанные верховья.
Делювиально-пролювиальный покров представлен желтоватыми
суглинками с прослоями щебнистых накоплений (особенно в нижней
части) и включением неокатанных обломков щебня, имеющих местное
происхождение. Мощность отложений невелика, обычно не более 5—6 м.
Таким образом, эти очень обширные поверхности прикрыты тонким чех-
лом отложений, что является чрезвычайно характерным для строения
манджильских террас. Также невелика обычно и мощность аллювиаль-
ных отложений.
В связи со всем изложенным невольно возникает предположение,
что выработка широких плоских долин, представляющих ложе для опи-
сываемых отложений, занимала очень большой отрезок времени, а на-
копление покрывающих их отложений было очень кратковременным.
Сходное строение имеют манджильские террасы и на южном склоне
Крымских гор. В районе Судака (см. рис. 61) речная терраса, останцы
которой сохранились в самом городе, снижена до высоты 20 м и пред-
ЧЕТВЕРТИЧНАЯ СИСТЕМА
281
ставлена довольно мощным (12 м) галечником. Прилегающие. к ней
обширные делювиально-пролювиальные поверхности, впервые как раз
здесь и описанные Н. И. Андрусовым под названием манджильской тер-
расы \ поднимаются до высоты 140 м и прикрыты, как и всюду, неболь-
шим слоем суглинков с щебенкой и галькой, вымытой из юрских кон-
гломератов. Хорошо развиты делювиально-пролювиальные отложения
этой террасы также на Карадаге и близ Планерского. Западнее они
прослеживаются почти по всем долинам Южного берега вплоть до
Алушты. В Алуштинском амфитеатре присутствует речная терраса,
сильно снижающаяся к морю. Останец речной террасы высотой до 60 ж
над рекой, сложенный галечниками, имеется на р. Учан-Су, километрах
в трех выше Ялты. Здесь же хорошо выражены мощные глыбовые на-
валы у подножия Ай-Петринской яйлы, которые по своему положению
могут быть отнесены к образованиям манджильского уровня.
По периферии описанных террасовых уровней во всех долинах гор-
ной части Крыма хорошо выделяются окаймляющие их склоны возвы-
шенностей, отделенные от них перегибом в рельефе. Эти склоны тоже
прикрыты небольшим слоем суглинистого делювия и элювия, имеющих
тот же возраст, что и суглинки поверхности террасы.
Отложения, связанные с третьим, судакским,
террасовым уровнем
Отложения, покрывающие террасы третьего, судакского уровня
часто бывают прислонены к эрозионным уступам четвертой (манджиль-
ской) террасы (см. рис. 58), что указывает на значительный перерыв
между формированием манджильских и судакских отложений. Во время
•этого перерыва происходил интенсивный процесс развития рельефа,
в результате чего были созданы все основные элементы эрозионных до-
лин горной части Крыма.
Отложения судакского уровня отличаются более значительной мощ-
ностью, чем отложения предыдущих уровней. Среди них выделяются
аллювиальные, делювиальные, склоновые фации и фации конусов вы-
носа.
Аллювиальные отложения, слагающие поверхность третьей терра-
сы, широко развиты по всем речным долинам северного склона и неко-
торым долинам южного побережья (Алуштинская долина, р. Дерекойка
у Ялты, Козская речка, Отузка и др.). Террасы эти имеют высоту 12—
15 и 20 м относительно уровня реки и образуют довольно значительные
по площади участки и останцы. Мощность слагающего их аллювия до-
стигает 10—12 м. Из-под аллювия в основании террасы выступает ко-
ренной цоколь. Аллювий состоит из песков, галечников и суглинков;
последние играют особенно существенную роль. Нередко, в особенности
в низовьях рек, террасовые отложения состоят целиком из бурых су-
глинков с прослоями галечника.
Поверхность речных террас северного склона почти не снижается
к низовьям рек, чем они сильно отличаются от террас более высоких
уровней. Так, третья терраса на р. Альме у слияния ее с Бодраком
имеет высоту 15 м, а у устья реки (на левом склоне долины там имеется
останец террасы) высота ее поверхности 10—12 м, причем терраса обла-
дает цоколем высотой около 1 м (см. рис. 62). На южном склоне гор-
ного Крыма у Алушты наблюдается более сильное снижение третьей
террасы — от 20 м в верховьях до 6—7 я у устья.
1 По названию горы Манджил близ Судака.
282
СТРАТИГРАФИЯ
Более широко распространены в горной части Крыма делювиаль-
ные образования, связанные с описываемым судакским уровнем и до-
стигающие местами значительной мощности. Это очень типичные жел-
товато-бурые и бурые лёссовидные суглинки, иногда с включением
щебенки, с нередко характерным коричневым или иногда розоватым
оттенком. При размыве они образуют на склонах своеобразные формы
в виде мелких конусов выноса, разделенных частыми промоинами, что
свойственно только им.
Обычно эти суглинки заполняют овраги, перекрывая более древний
рельеф, сформировавшийся до их отложения. Поэтому мощность их
крайне неравномерна: увеличивается над промоинами и уменьшается
над выступами коренных пород. Иногда они целиком заполняют овраги
(мощность их в этих случаях составляет 15—20 м), иногда, что чаще,—
только верховья оврагов и долин. При’ этом в свою очередь эти суглинки
всегда прорезаны более молодыми оврагами.
Очень распространены описываемые отложения на поверхности
многих пологих горных склонов, седловин и горных перевалов. В пре-
делах последних они залегают в виде широких шлейфов (например, на
перевале Синор между Щебетовкой и Судаком, на многих перевалах
Главной гряды, к западу от Старого Крыма и др.) и достигают значи-
тельных мощностей (15—20 до 30 м). Присутствуют они и на многих
нагорьях Яйлы, покрывая их склоны и поверхности. Даже северный
склон наибольшей вершины Крыма — горы Роман-Кош — одет неболь-
шим покровом описываемых суглинков, изрезанных системой более мо-
лодых овражков.
В тех местах, где судакские суглинки достигают мощности более
10—15 м, в оврагах или на водоразделах, в них можно наблюдать ряд
горизонтов погребенных почв в виде наклонных вдоль склона прослоев
более темного цвета (перевал у горы Быщих-Тау близ Бахчисарая, пе-
ревал Синор, карьер кирпичного завода у Керчи и др.).
На горных склонах, прилегающих к описанным делювиальным на-
коплениям, развит более тонкий покров делювия и элювия, одновозра-
стного с мощными накоплениями. Это так называемые склоновые
фации.
Совершенно другой тип отложений того же возраста развит у под-
ножия многих массивов, сложенных верхнеюрскими известняками.
Здесь в низовьях глубоких промоин, при выходе их из горного массива
к подножию, в ложбинах стока накапливались своеобразные конусы
выноса, состоящие из мелкой известняковой щебенки, совершенно неока-
танной, но несколько отсортированной, благодаря чему в конусах вы-
носа наблюдаются элементы слоистости. Кроме щебенки в строении
конусов участвуют отдельные крупные глыбы известняков, указываю-
щие, что перенос материала иногда осуществлялся мощными потоками,
может быть, типа селей. Конусы такого рода состоят из ряда уступов
и плоских участков, спускающихся вниз по долине, и достигают в длину
3—4 км (рис. 63). Они присутствуют у подножия Главной гряды в рай-
оне Симеиза, Кореиза, близ Ялты, Запрудного и во многих других ме-
стах. Небольшие конусы такого рода есть и близ более мелких извест-
няковых массивов, например под горой Сокол у Судака, а также под
обрывами Предгорной гряды, сложенными меловыми и эоценовыми
известняками, в районе Бахчисарая, Скалистого, Инкермана и в других
местах.
В пределах равнинной части Крыма судакские суглинки слагают
поверхность террас по речным долинам, прорезающим предгорные гря-
ды. Ниже по течению, после погружения более высоких наклонных тер-
ЧЕТВЕРТИЧНАЯ СИСТЕМА
283
рас, описываемые суглинки выходят на предгорную равнину, одевая ее
сплошным чехлом и слагая невысокие водораздельные плато между
долинами равнинных рек. Поверхность этих плато поднята над дном
долин на 10—12 лг, заканчиваются они крутым уступом, обрывающимся
или непосредственно к Сивашам или иногда несколько отступя от него.
В обнажениях или в искусственных траншеях в этих суглинках хорошо
видны горизонты погребенных почв.
В районе Судака, у совхоза «Новый Свет», на берегу моря суглинки
судакского уровня непосредственно перекрывают морские карангатские
отложения. Этот факт, описанный еще Н. И. Андрусовым (1912), ука-
зывает на близость времени их формирования и очень важен для уста-
новления стратиграфии четвертичных отложений Крыма.
Внизу — продольный разрез, вверху — поперечный разрез. I—II—III стадии накопле-
ния конуса; IV — поверхность, покрытая делювием, соответствующим четвертому
уровню
Поскольку судакские суглинки мощностью 6—7 м лежат прямо на
морских песках карангатской террасы (Копсель, Новый Свет), и притом
те и другие обрезаны береговым обрывом (см. рис. 57,58), можно заклю-
чить, что они до размыва покрывали карангатские отложения и южнее,
где сейчас простирается море, но были уничтожены абразией. То есть,
по-видимому, они отложились на поверхности морских отложений дна
карангатского бассейна, когда последний регрессировал и имел сокра-
щенные размеры.
Таким образом, указанные соотношения позволяют сделать вывод,
что карангатские слои и судакские суглинки образуют два последова-
тельных горизонта, очень близких по времени образования.
Следует еще отметить, что в суглинках и одновременных с ними
образованиях во многих местах Крыма найдены остатки орудий древ-
него человека — культуры среднего и позднего мустье. Так, в отложе-
ниях оврага Канлы близ Бахчисарая, соответствующих судакским су-
глинкам, найдена стоянка древнего человека, относящаяся к культуре
позднего мустье. А. А. Формозов (1958) обнаружил мустьерские орудия
в судакских суглинках р. Альмы (стоянка Кабази) и в Холодной балке.
Вместе с тем из верхней части карангатских морских песков близ Но-
вого Света М. Д. Гвоздовер и Е. Н. Невесским (1961) описан найденный
ими на месте мустьерский остроконечник. Его особенности позволяют
указанным авторам относить его к раннему палеолиту (концу ашеля —
началу мустье). Таким образом, эта единственная находка палеонтоло-
284
СТРАТИГРАФИЯ
гического орудия на Южном берегу Крыма связана с культурой более
древней, чем распространенные в предгорьях остатки среднего и позд-
него мустье.
Особенности условий залегания, строения и состава судакских отло-
жений позволяют прийти к выводу, что они образовались в результате
сноса материала и его накопления дождевыми водами. По-видимому,
время их отложения соответствует времени выпадения сильных дожде-
вых осадков и обильного накопления снегов на поверхности Крымских
нагорий, которые давали в изобилии талые воды. Только влажным плю-
виальным климатом можно объяснить смыв и накопление такой мощной
толщи суглинков повсюду, вплоть до седловин хребтов. Эти условия мо-
гут объяснить и одновременное формирование у подножия известняко-
вых массивов конусов выносов из известняковой щебенки, в образова-
нии которых участвовали ливневые потоки. Несомненно, что и на пред-
горную равнину материал выносился в виде глинистой «грязи» водными
потоками, из которой постепенно формировалась толща лёссовидных
суглинков. При периодическом подсыхании их поверхности, вероятно,
какую-то роль играли и процессы эолового переноса материала. С этими
временными более сухими периодами, когда отложение делювия и про-
лювия было более ограниченным, связано формирование почвенных го-
ризонтов, образовавшихся как в пределах равнинного, так и горного
Крыма.
Во время, предшествовавшее судакскому и соответствующее каран-
гатской морской трансгрессии, а также и до нее происходил интенсив-
ный размыв и интенсивно формировалась речная сеть. Затем наступил
период господства процессов глубокого выветривания горных склонов,
что подготовило материал для последующего размыва его и сноса
в судакское время.
Отложения, связанные со вторым и первым (садовым)
террасовыми уровнями
Эпоха формирования судакских отложений сменилась эпохой интен-
сивного вреза речной сети, что было связано с резким падением уровня
Черного моря в новоэвксинское время, вызвавшим понижение базиса
эрозии.
В начальный этап развития процесса падения уровня моря, видимо,
была значительная остановка, которая привела к образованию второй
надпойменной террасы в речных долинах. Терраса эта плохо выражена
и обычно представлена небольшими останцами высотой 5—7 м, покры-
тыми серыми и бурыми аллювиальными суглинками и галечниками,
с цоколем из коренных пород. Иногда их цоколем являются судакские
суглинки. Терраса эта не играет существенной роли в строении речных
долин, хотя отдельные останцы ее встречаются во многих долинах и
иногда образуют довольно большие площади (Бабак, 1961). Соответ-
ствующие ей делювиальные и пролювиальные накопления не выявлены.
Значительно лучше выражена присутствующая во всех речных до-
линах и их крупных притоках первая надпойменная терраса — садовая1,
приподнятая на высоту 2—4 м над поймой (рис. 64). Поверхность этой
террасы, особенно в больших долинах, широкая, плоская, сложена тем-
ными серыми гумусированными суглинками.
Бурением в низовьях речных долин установлено, что коренное ложе
всех речных долин Крыма у впадения их в море сильно переуглублено
1 Многие такие долины в Крыму покрыты садами. Фруктовые деревья питаются
подземными водами из отложений этой террасы.
ЧЕТВЕРТИЧНАЯ СИСТЕМА
285
(оно лежит на 20—30 м ниже уровня моря). Это переуглубление запол-
нено аллювиальными отложениями (галечники, пески, суглинки) и обу-
словлено очень значительным (до 60—80 м) понижением уровня моря
в первой половине новоэвксинского времени. Во вторую половину ново-
эвксинского времени уровень моря стал подниматься и достиг макси-
мальной высоты (на 2—3 м выше современного уровня Черного моря)
в древнечерноморское время. С этим наиболее высоким уровнем и свя-
зано образование поверхности садовой террасы.
Речные отложения в пе-
реуглубленных ложах на-
капливались постепенно, за-
полняя их при повышении
уровня моря в конце ново-
эвксинского и в течение
древнечерноморского вре-
мени.
В тех долинах Крыма,
в которых переуглубленное
ложе не успело заполниться
аллювиальными осадками,
повышение уровня моря во
время древнечерноморской
трансгрессии привело к об-
разованию заливов или ли-
манов. Многие из них были
затем отделены от моря пе-
ресыпями и превратились
Рис. 64. Типичная схема строения речной долины
близ устья в восточной части Южного берега
Крыма. По В. И. Бабаку
/ — коренные породы( таврическая серия); 2 — суглинки
третьей террасы; 3 — суглинки и пески второй террасы;
4 — аллювиальные отложения, заполняющие переуглуб-
ления дна долин; 5 — суглинки первой террасы; 6 — су-
глинки и галечники поймы. Цифры на схеме: I, II, 1П—
соответственно первая, вторая и третья речные террасы
в соляные озера, дно которых заполнено лиманными и озерными осад-
ками, соответствующими по времени образования аллювию садовой тер-
расы и современным речным отложениям. Другие заливы и лиманы
(например, устье р. Черной и ряд впадающих в нее балок, образующих
Севастопольскую и ряд соседних с ней бухт) сохранили черты морских
заливов и заполняются осадками типа лиманных.
СОПОСТАВЛЕНИЕ ОТДЕЛЬНЫХ ГОРИЗОНТОВ ЧЕТВЕРТИЧНЫХ
ОТЛОЖЕНИЙ КРЫМА И ИХ ВОЗРАСТ С УЧЕТОМ ДАННЫХ
РАДИОМЕТРИЧЕСКОЙ ГЕОХРОНОЛОГИИ
Приведенные выше данные по стратиграфии морских отложений
Черного моря и континентальных отложений на побережье Крыма по-
зволяют взять их за основу для построения общей схемы расчленения
четвертичных отложений Крыма.
Наиболее четко сопоставляется древнечерноморская терраса с садо-
вой террасой ррчных долин. В устьях многих рек они сливаются и пред-
ставляют, несомненно, одновозрастное образование.
Отчетливо устанавливаются также соотношения карангатских мор-
ских отложений с непосредственно налегающими на них судакскими
суглинками; последние немного моложе карангатских отложений или
соответствуют их регрессивным тарханкутским слоям.
Соотношения более высоких террасовых уровней с морскими отло-
жениями не так ясно выражены. Эвксинско-узунларский горизонт на
побережье Тобечикского озера и Азовского моря сопоставляется с- эле-
ментами рельефа, прикрытыми делювием, соответствующим четвертому
(манджильскому) уровню. Чаудинским морским отложениям, по дан-
ным Г. И. Попова, В. И. Бабака и других, соответствуют на Керченском
286
СТРАТИГРАФИЯ
полуострове формы рельефа, отвечающие пятому (булганакскому) тер-
расовому уровню.
Таким же образом увязываются и эпохи размыва, отделяющие вре-
мя накопления отложений на поверхности террасовых уровней от вре-
мени падения уровня моря. Эпохе размыва, которая была между накоп-
лением отложений пятого и четвертого уровней, соответствовала регрес-
сия моря между чаудинской и эвксино-узунларской трансгрессиями,
эпоха размыва между накоплением отложений четвертого (манджиль-
ского) и третьего (судакского) уровней совпадает с регрессией между
эвксино-узунларской и карангатской трансгрессиями. Наконец, 'эпохе
размыва, которая была между временем накопления судакских отложе-
ний и отложений второй и первой террас, соответствует новоэвксинская
регрессия Черного моря (табл. 15).
Таблица 15
Морские отложения дна Черного моря Континентальные отложения Крыма и разделяющие их перерывы
Современные осадки дна и побережий
(пляжи)
Древнечерноморские отложения
Новоэвксинский горизонт
Тарханкутские слои
Карайгатский горизонт
Предкарангатские (среднеэвксинские) от-
ложения
Узунларские слои
Древнеэвксинские слои
Переходные слои между древнеэвксин-
ским и чаудинским горизонтами
Чаудинский горизонт
Отложения современного аллювия пойм
Отложения садовой террасы
Отложения, заполняющие переуглублен-
ные долины
Размыв
Отложения второй террасы
Размыв
Суглинки судакской террасы
Аллювий судакской террасы
Глубокий размыв
Суглинки манджильской террасы
Аллювий манджильской террасы
Размыв
Отложения булганакской террасы
Для оценки абсолютного возраста отдельных горизонтов нами
были использованы и данные радиометрической геохронологии, разрабо-
танные для отдельных горизонтов и слоев в областях, подвергшихся оле-
денению, в частности для предгорий Альп (Woldstedt, 1962; Fink, 1962;
Иванова, 1965). Путем сравнения их возраста была намечена длитель-
ность отдельных этапов развития Черноморского бассейна и Крыма.
Относительно надежны данные только для установления возраста
горизонтов четвертичных отложений, начиная с карангатских. Более
древние слои сопоставляются и оцениваются по абсолютному возрасту
лишь приблизительно и отчасти гипотетично.
Согласно всем имеющимся данным, древнечерноморские отложения
должны быть отнесены к голоцену и, следовательно, садовая терраса
также является голоценовой. Возраст голоцена оценивается сейчас
в 10 тыс. лет. В течение этого времени Черноморский бассейн приобрел
свойственную ему сейчас соленость и был заселен современной фауной,
а также, судя по изотопному составу серы, глубокие его части были
заражены сероводородом (Виноградов, Гриненко, Устинов, 1962). До
ЧЕТВЕРТИЧНАЯ СИСТЕМА
287
этого Черноморский бассейн представлял собой опресненный водоем,
в котором отлагались осадки новоэвксинского горизонта, относящиеся,
по-видимому, к верхней и средней частям вюрма (W3 и W2). Следова-
тельно, соответствующие по времени образования новоэвксинскому го-
ризонту процессы размыва в речных долинах, процессы образования
второго террасового уровня и покрывающих его суглинков, процессы
последующего глубокого размыва и переуглубления устьевой части
долины также должны быть отнесены к вюрму.
К началу вюрма (Wi), по-видимому, относится формирование су-
дакских суглинков. Время их образования определяется прежде всего
возрастом связанных с ними культур среднего и позднего мустье, кото-
рые многие исследователи относят сейчас к раннему вюрму. Кроме
того, судакские суглинки непосредственно перекрывают карангатские
отложения. Их и соответствующую им морскую трансгрессию давно
уже относят по времени к рисс-вюрмскому межледниковью, что хорошо
подтверждается сопоставлением карангатских отложений с тирренскими
по берегам Средиземного моря.
Верхняя граница рисс-вюрма соответствует, по данным радиоугле-
родного метода, 65—70 тыс. лет, а нижняя граница рисс-вюрма и рисса,
более приблизительно установленная, около 100 тыс. лет. Таким обра-
зом, карангат занимает интервал 70—100 тыс. лет (табл. 16).
Стратиграфическое положение судакских суглинков, следовательно,
подтверждает их ранневюрмский возраст, установленный по времени
развития палеолитических культур.
В пределах Крыма карангатскому горизонту соответствуют нижние
слои аллювия третьей речной террасы, которые, вероятно, несколько
древнее судакских суглинков.
Предшествовавший карангату глубокий размыв речных долин сов-
падает, очевидно, с регрессией Черного моря — среднеэвксинской регрес-
сивной стадией его существования, отвечающей эпохе максимального
рисского и днепровского оледенения на севере Европы.
Эвксино-узунларский горизонт и соответствующие ему аллювиаль-
ные отложения речной террасы могут быть сопоставлены с большей
среднечетвертичной межледниковой эпохой (миндель-рисской, по аль-
пийской терминологии). Подобно тому как судакские суглинки связаны
по времени формирования с регрессивной фазой карангатского бассей-
на, точно так же манджильские суглинки, покрывающие обширные
поверхности четвертого уровня, надо считать производными регрессив-
ной фазы эвксино-узунларского бассейна. Таким образом, возможно, их
по возрасту следует отнести к началу рисса.
Перед развитием трансгрессивной фазы эвксино-узунларского бас-
сейна, проявившейся в миндель-рисское время, была фаза его весьма
сокращенного существования — регрессивная. Вряд ли можно предпо-
лагать в Черноморском бассейне в это время перерыв в отложении
осадков. Регрессивная фаза по времени проявления соответствует про-
цессам размыва в Крыму и формированию эрозионного рельефа перед
образованием отложений четвертой (манджильской) террасы. Время
господства процессов размыва и регрессивная фаза эвксино-узунлар-
ского бассейна соответствуют раннечетвертичному оледенению — мин-
дельской ледниковой эпохе.
Как видно, надо полагать, что эвксино-узунларский бассейн и соот-
ветствующие ему по времени отложения формировались значительно
дольше, чем карангатские отложения, даже если последние рассматри-
вать как единое целое с предкарангатскими.
Таблица 16
Геохронологическая таблица истории формирования морских отложений
Черного моря и континентальных отложений Крыма
Г еохронология (возрастные границы), тыс. лет Эпохи Ледниковые подразделения Черное море Крым Этапы развития
1 п Современная Голоцен Древнечерноморские слои Аллювий садовой террасы Новоэвксино-черномор- ский (IV)
70 Позднечетвертичная Qs Вюрм W3 W2 Wj Новоэвксинский горизонт Заполнение ложбин Размыв Аллювий второй террасы Размыв
Тарханкутские слои | Судакские суглинки Эвксино-карангатский (П1)
1 АП Рисс-вюрм Карангатский горизонт Аллювий третьей террасы
200 300 о ел Среднечетвертичная Q2 Рисе Предкарангатские или сред- неэвксинские слои Глубокий размыв Манджильские суглинки
Миндель-рисс Эвксино-узун- ларский гори- зонт Узунларские слои Древнеэвксин- ские слои Аллювий четвертой тер- расы Эвксино-узунларский (И)
uUU клп Раннечетвертичная Qi Миндель Переходные слои между эвк- сино-узунларским и чаудин- ским горизонтами Глубокий размыв
uUU 600 Гюнц-миндель Чаудинский горизонт Делювий „Больших столов" Аллювий пятой (булганак- ской) террасы Чаудинский (I)
ПАЛЕОЛИТ
289
Согласно имеющейся сейчас шкале радиометрической геохронологии
четвертичного периода, эвксино-узунларским слоям отвечает интервал от
200 до 500 тыс. лет, т. е. в 300 тыс. лет. В то же время карангатский
горизонт вместе С предкарангатским занимает промежуток от 200 до
70 тыс. лет, т. е. интервал в 130 тыс. лет. При этом надо иметь в виду,
что нам знакомы отложения только части этих промежутков времени.
Это особенно касается эвксино-узунларского горизонта, слои которого,
сохранившиеся на морских террасах по берегам Черного моря, состав-
ляют, очевидно, лишь ничтожную верхнюю, трансгрессивную, часть пол-
ного его разреза.
Для оценки возраста чаудинского горизонта данных еще очень
мало. Скорее всего ему отвечает интервал между 500—600 тыс. лет1.
В заключение следует отметить следующее. Как видно из разбора
стратиграфии морских отложений Черного моря, которая является осно-
вой для построения стратиграфии континентальных отложений его бе-
регов, в его пределах в течение всего четвертичного периода происхо-
дило непрерывное накопление осадков. В колонке этих осадков можно
установить четыре комплекса, соответствующих четырем этапам суще-
ствования Черноморского бассейна. В трех из этих комплексов выделя-
ются две фазы — эвксинская, нижняя, регрессивная и морская, верхняя,
трансгрессивная. Только в самом древнем комплексе — чаудинском —
эти фазы не выявляются.
Каждый из комплексов соответствует естественному этапу развития
бассейна с характерными для трех из них двумя фазами.
Если первым этапом считать чаудинский, то вторым будет эвксино-
узунларский с эвксинской (лагунной) и узунларской (морской)
фазой, третьим—эвксино-карангатский и четвертым, последним, — но-
воэвксино-древнечерноморский (см. табл. 16).
ПАЛЕОЛИТ КРЫМА
В системе исторических и естественноисторических знаний крым-
ский палеолит занимает одно из видных мест. На Крымском полуост-
рове, этом небольшом участке континента, сосредоточены остатки наи-
более важных культур палеолитического и мезолитического человека.
Особую ценность представляют крымские пещерные убежища, так как
остатки древнейших культур залегают здесь в стратифицированных ус-
ловиях, что дает широкую возможность изучить процессы эволюции
животного и растительного мира, физического типа и культуры человека
с древнего палеолита до мезолита включительно.
История изучения палеолита Крыма тесным образом связана с име-
нем К. С. Мережковского. В 1879 и 1880 гг. им были открыты и -ча-
стично раскопаны Волчий грот на р. Бештерек, навесы Сюрень I и II
в долине р. Бельбек, а также обследованы мезолитическая стоянка
в отрогах Долгоруковской Яйлы, в окрестностях пещеры Кизил-Коба,
и пещеры в районе Эски-Кермен. В 1924 г. Г. А. Бонч-Осмоловским был
открыт известный древнепалеолитический грот Киик-Коба. Скалистые
палеолитические убежища в Крыму изучали также Н. Л. Эрнст (1934),
Б. С. Жуков, С. А. Трусова (1940), О. Н. Бадер (1940), Д. А. Крайнов,
Е. А. Векилова (1959—1961). С. Н. Бибиков (1940—1961) и др. В после-
военные годы удачные работы по изучению палеолитических памятников
произвел А. А. Формозов (1958).
1 В старых границах четвертичной системы этот горизонт лежит в ее основании,
в новых же границах к четвертичному периоду должен быть отнесен весь гурийский
ЯруС — аналог апшеронского и акчагыльского ярусов Каспийского бассейна.
19 Зак. 911
290
СТРАТИГРАФИЯ
Вместе с археологами исследованиями палеолита Крыма занима-
лись и занимаются представители естественных дисциплин: антропологи
Е. В. Жиров, М. М. Герасимов, В. В. Бунак; геологи П. А. Двойченко,
А. С. Моисеев, Г. Ф. Мирчинк, В. И. Громов, М. В., Муратов, Н. И. Ни-
колаев, Г. И. Молявко; палеонтологи В. И. Громова, В. И. Бибикова,
Н. К. Верещагин, И. М. Громов, В. Д. Лебедев; палеоботаник А. Ф. Гам-
мерман и др. Крым уже долгое время является своего рода лаборато-
рией комплексных методов исследования палеолита. Этим в значитель-
ной степени и объясняется относительная полнота изученности крым-
ского древнего палеолита и мезолита.
ДРЕВНИЙ ПАЛЕОЛИТ
Несмотря на то что Крымский полуостров находится рядом с Кав-
казом, где открыто множество древнепалеолитических поселений шелль-
ского и ашельского типов, в Крыму такие древние памятники не обна-
ружены. Видимо, это объясняется долгой изоляцией Крыма от мате-
рика, в том числе и от Черноморского побережья Кавказа. Наиболее
ранним памятником палеолита в Крыму является грот Киик-Коба, рас-
положенный в 25 км к востоку от Симферополя в бассейне р. Зуи, на
высоте около 150 м над уровнем этой реки под известняковым карнизом
плато. Он представляет собой высокую карстовую полость, по форме
напоминающую оркестровую раковину. Грот выработался в толще ниж-
немелового известняка в результате выветривания и просачивания грун-
товых вод.
Напластования грота расчленены Г. А. Бонч-Осмоловским на шесть
слоев, составляющих свиту, мощность которой изменяется от 20—30 см
внутри грота до 1,5 м у склона к долине (в среднем она равна 80 см).
Древнепалеолитические остатки культуры приурочены к IV и VI
слоям, а V слой отложился в период, когда грот не был заселен чело-
веком. Оба культурных слоя представлены сильно щебнистыми, сугли-
нистыми отложениями — продуктом распада местной известняковой по-
роды и насыщены такими следами деятельности человека, как расщеп-
ленный кремень, кости животных, угольки из древних кострищ.
В скалистом полу грота в искусственно вырубленном углублении
были обнаружены остатки погребений — кости кистей рук, правая го-
лень и кости стоп взрослого человека и части скелета годовалого ребен-
ка. В культурно-хронологическом отношении эти два слоя отчетливо
различаются. Нижний слой, по Г. А. Бонч-Осмоловскому, датируется
ашельским временем и содержит своеобразный, аморфный, комплекс
кремневых орудий. Эти орудия не имеют устойчивых морфологических
черт и могут быть условно разделены на орудия с режущими и орудия
со скоблящими функциями. Техника обработки кремня и сами орудия
из верхнего слоя отличаются большим совершенством и представлены
так называемыми ручными рубильцами, остроконечниками и скреблами.
Некоторые, правда, малозначительные различия наблюдаются и
в составе фауны из двух древнепалеолитических слоев. Общий список
фауны содержит следующие виды: мамонт, зубр, баран, антилопа-сайга,
гигантский олень, благородный олень, дикий кабан, сибирский носорог,
дикая лошадь, дикий осел, волк, лисица обыкновенная, песец, лисица-
корсак, медведь бурый, пещерная гиена, заяц (русак) и другие грызуны.
Среди остатков птиц присутствуют кости альпийской галки и др.1
1 Обращает на себя внимание количественное соотношение костей из древне-
палеолитических слоев: в верхнем (IV) 'было найдено 639 костей, а в нижнем (VI) —
31 кость. При таком положении установление видовых соотношений несколько за-
труднено.
ПАЛЕОЛИТ
291
Видовой состав животных, особенно из верхнего слоя, где присут-
ствуют остатки песца, правда, оставшиеся для Г. А. Бонч-Осмоловского
сомнительными, свидетельствует о развитии в то время сухих травяни-
стых степей с суровым континентальным климатом. Примерно такого
же взгляда придерживаются А. А. Бяльницкий-Бируля (1930), Б. С. Ви-
ноградов (1937), А. Я. Тугаринов (1937). Остатки флоры в виде уголь-
ков, по определению А. Ф. Гаммерман (1934), представлены можже!-
вельником, крушиной и, возможно, кленом.
На основании антропологического анализа костей взрослого инди-
вида Г. А. Бонч-Осмоловский (1941) восстанавливает ярко выраженный
тип крымского неандертальца — Homo kiik-kobensis. Погребения неан-
дертальца в Киик-Коба пока являются наиболее ранним свидетельством
Рис. 65. Чокурчинский грот. Скопление костей мамонтов
существования религиозных, анимистических представлений, сопровож-
давшихся погребальным ритуалом.
Датировка Киик-Коба, особенно нижнего слоя, предложенная
Г. А. Бонч-Осмоловским, вызвала много споров, однако в последние
годы в связи с получением новых данных отнесение нижнего слоя край-
нему мустье, а верхнего — к расцвету мустье не встречает особых воз-
ражений. Что касается геологической датировки, то верхний слой, в ко-
тором содержатся элементы холодолюбивой фауны, возможно, относят-
ся к началу вюрма.
Другим памятником, рисующим быт древних охотников и природ-
ную среду в период расцвета мустьерской культуры, является Чокур-
чинский грот в окрестностях Симферополя, описанный Н. Л. Эрнстом
(1934). Грот находится в долине р. Малый Салгир и возвышается над
руслом на 8 м. Напластования грота состоят из разновозрастных отло-
жений. Мощность же собственно четвертичных отложений с культур-
ными остатками не превышает 1 м внутри грота и 4 м на склоне.
Н. Л. Эрнст выделил в этих отложениях три культурных слоя, зале-
гающих в однородном желтом суглинке со щебнем. Все три культурных
слоя представляют один этап наиболее развитой мустьерской культуры,
хотя грот и заселялся неоднократно. На стоянке хорошо прослежива-
лись места очагов, слоистость очажных прослоек, скопления костей
мамонтов, состоящие из остатков примерно 20 животных (рис. 65).
Большую и интересную коллекцию составляют кремневые орудия.
Некоторые из них по степени совершенства отделки напоминают солю-
19*
292
СТРАТИГРАФИЯ
трейские орудия. Ведущими формами являются остроконечники
(рис. 66) и скребла. Первые использовались, вероятно, и как рогатины,
вторые — как режущие орудия. Изредка встречаются орудия клювовид-
ных и сегментовидных очертаний. В Чокурчинском гроте найдены также
Рис. 66. Кремневые остроконечники
из Чокурчинского грота
фрагменты костяных орудий — ост-
рий, что свидетельствует о первых
попытках освоения кости для про-
изводственных надобностей. Фауна
из Чокурчинского грота представ-
лена обычными для мустье видами
и вполне идентична киик-кобин-
ской, исключением является отсут-
ствие песца. Впрочем, отсутствие
этого животного может быть и слу-
чайным. Обращает на себя внима-
ние большое промысловое значение
сайги и мамонта, а затем уже круп-
ных копытных.
К эпохе расцвета культуры
мустье может быть отнесено также
поселение Волчий грот (рис. 67), ис-
следованное К. С. Мережковским и
затем О. Н. Бадером (1940). В чет-
вертичных отложениях полуметро-
вой мощности на площадке перед
гротом О. Н. Бадер установил залегание двух слоев, принадлежащих
двум фациям мустьерской культуры. Нижний слой вполне соответствует
по своему культурному облику верхнему слою киик-кобинского, а также
Рис. 67. Волчий грот
чокурчинскому материалу. Верхний культурный слой Волчьего грота
содержит элементы, характеризующие позднее мустье. Фаунистический
комплекс, собранный в Волчьем гроте, подтверждает мустьерский воз-
раст данных образований.
Позднемустьерское время представлено пещерными памятниками
также в зоне Предгорной гряды, где сосредоточены основные палеоли-
ПАЛЕОЛИТ
293
тические стоянки. Наиболее исследованными позднемустьерскими сто-
янками являются грот Шайтан-Коба и навес Староселье.
Описанный Г. А. Бонч-Осмоловским (1930) грот Шайтан-Коба на-
ходится в долине р. Бодрак у с. Скалистое Бахчисарайского района. Он
образовался в толще известняка датского яруса и возвышается на 20 м
над уровнем речки. Грот очень небольшой, площадь его ед*?а достигает
20 м2. Сохранившиеся в гроте напластования состоят из щебнистого су-
глинка, в который включены остатки мустьерской культуры. Толщина
культурного слоя около 30 см. Разведочный раскоп, заложенный у под-
ножия склона, где находится навес, обнаружил мощный пласт галеч-
Рис. 68. Навес Староселье
ника с мустьерскими орудиями. В этих же аллювиальных и селевых от-
ложениях были встречены погребения скифского времени, что говорит
о недавней аккумуляции этого галечника *.
Кремневые орудия, собранные в культурном слое грота Шайтан-
Коба, сохраняют все черты мустьерской техники. Это остроконечники,
скребла, крупные рубящие орудия. Вместе с тем здесь появляются мате-
риалы, свидетельствующие о новых приемах обработки кремня и новые
формы орудий: на смену дисковидным нуклеусам (ядрищам), с которых
скалывались пластины треугольных очертаний, служившие для изготов-
ления орудий, приходит призматический нуклеус, дающий тонкие удли-
ненные пластины; в наборе кремневого инвентаря появляется специали-
зированное орудие — резец. Призматические нуклеусы и различного
рода резцы и составляют основу кремневых коллекций позднего палео-
лита. Фаунистический комплекс из Шайтан-Коба сравнительно невелик
и содержит обычные для мустье виды животных (Громов, 1948).
Значительно более подробные данные для характеристики позднего
мустье в Крыму были получены после раскопок А. А. Формозова (1958)
в навесе Староселье под Бахчисараем, расположенном в ущелье Кан-
дере на окраине города (рис. 68). Навес образовался в известняках
датского яруса на высоте 12—13 м над тальвегом. Остатки культуры
1 Ранее он был- ошибочно отнесен к четвертичным плейстоценовым отложениям
(А. С. Моисеев).
294
СТРАТИГРАФИЯ
были встречены в четырехметровой толще щебнисто-суглинистых отло-
жений, включающих крупные блоки известняка. Периодические подтап-
ливания горизонтов обитания в навесе, особенно талыми водами, не спо-
собствовали сохранению археологического материала in situ, поэтому
остатки кострищ и другие следы жизни там плохо сохранились, а архе-
ологический материал в толще отложений находится как бы во «взве-
шенном» состоянии. Тем не менее однородность этого материала из раз-
ных горизонтов залегания позволяет относить его к одному хронологи-
ческому этапу — позднему мустье. Стоянка в Староселье была
долговременным убежищем для больших групп охотников, периодиче-
ски посещавших это скрытое и удобное для жилья место. Кремневый
инвентарь, собранный в Староселье, составляет исключительную по чис-
ленности и многообразию коллекцию, дающую возможность восстано-
вить все процессы обработки кремня от получения нужной заготовки до
изготовления законченного орудия. В отложениях навеса собрано более
800 орудий и нуклеусов, а фрагменты орудий, отщепы, обломки и другие
отбросы кремнеобрабатывающего производства составляют многотысяч-
ную коллекцию.
Нуклеусы из Староселья представлены двумя основными форма-
ми— дисковидными и призматическими. Из орудий должны быть отме-
чены миниатюрные ручные рубильца, известные и по другим мустьер-
ским стоянкам, остроконечники, скребла, крупные рубящие орудия и
другие менее выразительные формы.
Очень богато представлены остатки фауны: мамонт, бык, сайга,
гигантский олень, благородный олень, северный олень, косуля, дикий
кабан, шерстистый носорог, дикая лошадь, дикий осел, волк, лисица,
песец, пещерный медведь, пещерная гиена, степной хорь, заяц-русак и
птицы (воробьиные и куриные). Все перечисленные виды характерны
для климата „предгорий и открытых степей, испытывающих гляциальные
влияния.
Количественное соотношение костей дает представление об охот-
ничье-промысловой деятельности мустьерцев. Охота на мамонта, быка
и сайгу занимала одно из главных мест. Однако основным промысло-
вым животным являлся осел. Всего в Староселье найдены кости 92 осо-
бей различных промысловых животных. Остатки осла принадлежат по
меньшей мере 287 особям. Кстати, много костей сайги встречено в Чо-
курчинском гроте, в гроте Шайтан-Коба, навесе Сюрень I (рис. 69) и
в пещере Аджи-Коба. Сайга, этот типичный представитель открытых
пространств, заходила в Крыму до Главной гряды Крымских гор. Ос-
татки ее встречены, например, в Скельской пещере и навесе Шан-Коба,
расположенных в Байдарской долине. Основной же зоной обитания сай-
ги была степь, предгорья и открытое плато Предгорной и Внешней гряд
Крымских гор. Что касается стаций осла, то, видимо, они совпадали со
стациями сайги. Обитатели навеса в Староселье охотились на осла на
взгорьях, на плато Предгорной гряды и в зоне Внешней гряды Крым-
ских гор.
Большим событием явилось открытие в Староселье погребения не-
андертальского ребенка примерно двухлетнего возраста с антропологи-
ческими чертами Homo sapiens. Благоприятно сложившиеся для захоро-
нения условия, завал его крупными камнями и изоляция от действия
водных потоков способствовали удовлетворительной сохранности кост-
ного вещества. На стоянке были найдены также разрозненные кости
взрослого индивида и среди них обломок нижней челюсти с ярко выра-
женными сапиентными чертами. Находки эти сделаны, несомненно, в IV
слое мустье.
ПАЛЕОЛИТ
295
Датировка стоянки Староселье не вызывает затруднений. Это ти-
пичный для позднего мустье археологический комплекс, вполне анало-
гичный шайтан-кобинскому. Оба памятника относятся к границе сред-
него и верхнего палеолита. Это время характеризовалось огромными
изменениями, происшедшими в природной среде, что было вызвано
наступлением похолодания (конец рисс-вюрма — начало вюрма).
Рис. 69. Навесы Сюрень I и II
ПОЗДНИЙ ПАЛЕОЛИТ
Хорошо выраженных позднепалеолитических памятников в Крыму
насчитывается сейчас только два — Сюрень I и Аджи-Коба. Неясным
остается возраст позднепалеолитического слоя в Качинском навесе.
Слева от шоссе Бахчисарай — Ялта, в долине р. Бельбек, возвыша-
ются крутые обнажения известняков мелового возраста, изобилующие
карстовыми полостями, карманами, кавернами, пещерками и навесами.
Здесь на окраине с. Танковое в толще известняка датского яруса и на-
ходятся два смежнорасположенных навеса Сюрень I и II. К. С. Мереж-
ковский, заложив в Сюрени I глубокий раскоп, собрал здесь много
кремневых изделий и костей животных, залегавших в двух слоях. Более
подробные исследования в навесе Сюрень I провел Г. А. Бонч-Осмолов-
ский (1934). Он расчленил отложения навеса на семь слоев, из которых
II, III и IV, содержащие верхнепалеолитические остатки, литологически
неразличимы. Это опавшие сверху плиты, иногда очень больших разме-
ров, перемешанные с серым известняковым песком. По возрасту эта
толща была отнесена им к ориньяку, иногда в ней хорошо прослежи-
ваются очажные прослойки со следами обитания. V слой тоже состоит
из плит и рыхлого песка, VI слой, кроме плит, содержит значительную
примесь глины, а VII состоит из глины и окатанного известнякового
щебня.
В процессе раскопок в слоях хорошо выделялись очажные, пятна,
скопления культурных остатков и костей животных. В одном случае за-
легание костей сайги, возможно, имело ритуальный характер, так как
некоторые позвонки и другие кости этого животного находились в поло-
жении естественного сочленения. Во всех трех культурных слоях обна-
ружено множество кремневых изделий, а также орудий из кости и укра-
шения. Обращает на себя внимание обломок рога благородного оленя,
орнаментированный гравированным замысловатым узором. Кремневые
296
СТРАТИГРАФИЯ
орудия, собранные из этих слоев, очень разнообразны, что свидетель-
ствует о значительном расширении по сравнению с мустьерским време-
нем .производственных процессов. В нижнем слое найдены орудия типа
остроконечников или рубилец, сохраняющих черты мустьерской техни-
ки, что подтверждает генетическую преемственность мустьерской и
ориньякской культуры в Крыму. Очень широко представлены в Сюрени
I призматические нуклеусы, различные резцы (многофасеточные, боко-
вые, срединные и др.), скребки (концевые, высокие и др.), проколки,
микропластинки с ретушью и т. п. Кроме того, собрано несколько десят-
ков костяных орудий, преимущественно шильев. Особенно много нахо-
док было сделано в нижнем (IV) культурном слое. Сопоставляя мате-
риалы из трех культурных слоев, можно установить в направлении от
нижнего к верхнему слою усовершенствования в технике обработки
кремня, появление новых изделий, новых форм и т. п.
Палеонтологический материал, собранный при раскопках Сюрени I,
очень велик и разнообразен. Здесь были найдены остатки 37 видов мле-
копитающих, 40 видов птиц и 4 вида рыб. Из числа промысловых жи-
вотных определены зубр, сайга, гигантский олень, благородный олень,
северный олень, кабан, лошадь, волки, лисица, песец, корсак, медведь
бурый, пещерная гиена, заяц-беляк, заяц-русак, бобр. Особенно велико
число особей сайги и гигантского оленя, несколько менее многочисленны
грызуны и мелкие хищники, попавшие в культурный слой при различ-
ных обстоятельствах в виде погадок и пр. Птицы представлены такими
видами, как кряква, лунь, серая куропатка, тетерев, белая куропатка,
альпийская галка, голубиные и т. п., рыбы — такими, как вырезуб, ло-
сось морской, форель речная, голавль.
По данным А. Ф. Гаммерман, изучавшей остатки флоры в виде
угольков, в окрестностях Сюрени I произрастали осина, крушина, ряби-
на обыкновенная, береза, можжевельник и ива.
Присутствие северных форм животного (северный олень, песец, за-
яц-беляк, альпийская и белая куропатка, полярный жаворонок) и рас-
тительного (береза и рябина) мира говорит о довольно суровых клима-
тических условиях, сложившихся в лесостепном и степном ландшафтах
Крыма в позднепалеолитическое время. Анализ фаунистических остат-
ков указывает на смягчение климата лишь в период отложения верхнего
культурного слоя: в нем отсутствуют холодолюбивые формы животных,
зато появляются теплолюбивые виды рыб (вырезуб и голавль).
Другое позднепалеолитическое поселение в пещере Аджи-Коба, об,-
наруженное А. С. Моисеевым на западном склоне Караби-Яйлы и иссле-
дованное затем Г. А. Бонч-Осмоловским и С. А. Трусовой (1940), под-
тверждает установленную по материалам из Сюрени I картину быта
позднепалеолитического человека и природную обстановку того време-
ни. Дополнительно к сюреньской в фауне Аджи-Коба были встречены
муфлон, рысь и тюлень. Последний попал сюда в качестве добычи при-
морского собирательства.
Остатков позднепалеолитического человека в Крыму пока не обна**
ружено, если не считать зуба человека, найденного в Сюреньском на-
весе.
Датировка культурных остатков из Сюрени I в смысле принадлеж-
ности их к позднему (верхнему) палеолиту не вызывает возражений.
Но вопрос о том, к каким эпохам относится каждый из культурных сло-
ев, вызвал дискуссию. Так, Г. А. Бонч-Осмоловский, будучи убежден-
ным и последовательным эволюционистом, признававшим единство
форм развития человеческой культуры, предполагал найти в Крыму
классические солютрейские и мадленские памятники, однако находками
ПАЛЕОЛИТ
297
в Сюрени I это не было подтверждено. Поэтому, правильно определив
нижний слой ориньякским временем, он, опираясь на стратиграфиче-
скую последовательность двух вышележащих слоев, отнес их к среднему
и верхнему ориньяку. Сейчас точка зрения Г. А. Бонч-Осмоловского на
этот вопрос достаточно устарела, и культурные слои Сюрени I обычно
относятся к периоду всего верхнего палеолита, иллюстрируя своеобраз-
ный, южный, вариант развития позднепалеолитических культур в вюрм-
ское время.
МЕЗОЛИТ
Еще недостаточно ясно, в каких формах произошел переход от по-
зднего палеолита к позднейшей его фации — мезолиту или эпипалео-
литу. Мезолитическая эпоха представлена в Крыму многочисленными
памятниками пещерного и открыто-
го типов. Пещерные памятники со-
средоточены как в Главной гряде
Крымских гор, например на Чатыр-
даге, так и в зоне Предгорной гря-
ды. Открытые же стоянки известны
на Яйлах, а также в степной части
Крыма — на Керченском полуост-
рове и в районе Сиваша.
Наибольшую ценность пред-
ставляют пещерные стоянки, сохра-
нившие остатки мезолитической
культуры в стратифицированном по-
рядке: Шан-Коба и Фатьма-Коба
в Б-айдарской долине, грот Мурзак-
Рис. 70. Грот М\рзак-Коба
1 — кремневые микролиты; 2 — наконечни-
ки дротиков из рога оленя
Коба на р. Черной, Таш-Аир на
р. Кача, Сюрень II на Бельбеке,
Змеиный грот на р. Альме и др.
Особенно интересен из них скали-
стый навес Шан-Коба, обнар\женный в балке Кубалар-дере, впадаю-
щей в северную часть Байдарской долины, на правом берегу пересыха-
ющего ручья, на высоте 5 и над руслом. Образование навеса связано
с подмывом скалистого берегового уступа водами ручья с последующим
выветриванием мягкого пласта известняка, слагающего уступ. Среди
отложений в навесе общей мощностью 2 м выделяют семь
слоев, из которых три содержат остатки мезолитической культуры.
Все слои состоят из суглинков с большой примесью щебня. Только
в нижнем слое имеются аллювиальные признаки в виде слоистой, зеле-
новатой, стерильной в археологическом отношении глины. На срезе
культурные слои хорошо выделяются темной, очажной окраской, при-
сутствием очажных камней, кремня, костей животных, ямок для запека-
ния улиток Helix, кусочков красной охры и т. п. Остатки культуры,
представленные в отложениях навеса, относятся к двум мезолитическим
фазам — азилю и тарденуазу, по Г. А. Бонч-Осмоловскому. Кремневый
инвентарь состоит из очень типичных для мезолита изделий. Особенно
выразительны среди них так называемые микролиты (рис. 70) — ма-
ленькие кремневые изделия геометрических очертаний в виде сегментов,
трапеций, ромбов и др., являющиеся деталями сложных составных, пре-
имущественно охотничьих, орудий и приспособлений для лова рыбы.
В слоях встречено много угловых резцов, скребков, нуклеусов и т. п.
Собраны интересные костяные орудия, в том числе костяные острия
с пазами для вставки кремневых вкладышей. Техника обработки кремня
298
СТРАТИГРАФИЯ
достигла в это время высшего развития и приблизилась даже к стан-
дартизованным приемам раскалывания кремня и получения нужных за-
готовок, вызванным применением сложных охотничьих орудий — лука
со стрелами и др.
Постепенное совершенствование орудий труда и появление новых
форм очень заметно при сопоставлении кремневого инвентаря из разных
слоев. Так, тонкости и изяществу кремневых изделий из верхнего, тар-
денуазского, слоя противостоит относительная несовершенность орудий
из нижнего слоя. То же можно сказать и о костяных материалах —
шильях, проколках, наконечниках, метательных приспособлениях и т. п.
Обращает на себя внимание присутствие кремневых иволистных нако-
нечников с плоской подретушовкой на концах. Они хорошо сопоставля-
ются с кремневыми наконечниками свидерского типа.
Фаунистические остатки в навесе Шан-Коба представлены единич-
ными реликтовыми формами (например, гигантский олень) и видами,
характеризующими голоцен (благородный олень, косуля, сайга, кабан,
волк, лисица, камышовый кот и др.). Надо заметить, что в мезолитиче-
ских слоях крымских пещер постоянно встречаются кости собаки, а воз-
можно, и свиньи с первыми признаками одомашнения. В тарденуазских
слоях стоянок во множестве встречаются улитки Helix, а в Шан-Коба
обнаружена кладовая таких улиток в виде естественной камеры на краю
навеса, заполненной улитками. Исследование угольков из Шан-Коба
показывает присутствие дуба (как и в стоянке Кукрек).
Открытых стоянок, где можно наблюдать стратиграфию мезолит-
.ных отложений и органические остатки, известно очень немного. Наибо-
лее изученным из них (1951) является поселение Кукрек на р. Зуе
в восточном Крыму, в районе Киик-Коба (Великова, 1951). Здесь на
.террасообразной площадке, возвышающейся примерно на 30 м над рус-
лом реки, на глубине до 1,5 м был обнаружен культурный слой с вели-
колепным набором кремневых орудий, отличающихся тем, что среди них
геометрические микролиты встречены в единичных экземплярах. Зато
резцы представлены коллекцией, насчитывающей более 200 экземпля-
ров. Техника обработки кремня, а также голоценовый состав фауны и
флоры не оставляют сомнений в позднемезолитическом возрасте стоянки
Кукрек. Вместе с тем культурный облик стоянки отражает один из ва-
риантов мезолитической культуры.
Большой интерес представляют мезолитические погребения, впер-
вые обнаруженные в СССР Г. А. Бонч-Осмоловским (1934) в навесе
-Фатьма-Коба, расположенном рядом с Шан-Коба, и С. Н. Бибиковым
(1940)—в гроте Мурзак-Коба. Погребение в Фатьма-Коба приурочено
к культурному слою. Костяк лежал там в ямке в сильно скорченном
состоянии и частично был покрыт камнями. Погребение в гроте Мур-
зак-Коба состояло из захоронения двух взрослых индивидов, находя-,
щихся в вытянутом положении, на спине. На обеих кистях рук женщины '
последние фаланги мизинцев были ампутированы при жизни. Этот же-
-стокий ритуальный обряд, судя по оттискам рук в пещерах Франции и
Испании, был широко распространен в древности.
По антропологическому типу все трое погребенных принадлежат
к Homo sapiens. Однако мужской скелет из Мурзак-Коба сохраняет
ярко выраженные черты кроманьенца.
Время мезолита совпадает с установлением почти современного
климатического режима с соответствующей фауной и флорой.
Итак, палеолит Крыма представлен сейчас главнейшими звеньями
развития природы и общества, начиная с раннемустьерского времени и до
мезолита включительно. Естественная история этого края прослежива-
ется с рисс-вюрмского периода и до установления голоцена. За этот
ПАЛЕОЛИТ
299
очень длительный отрезок времени Крымский полуостров претерпел
воздействие различных природных факторов: климатические колебания,
тектонические и эпейрогенические явления, эрозионные процессы ит. д.
и т. п. Однако общий рельеф горного района и его равнинной части так
же, как и гидрография полуострова, видимо, не слишком изменились.
Об этом говорят: топография палеолитических памятников, условия за-
легания их на разных высотных отметках рельефа, приуроченность
к древней гидрографической сети, сохранность памятников, незначитель-
ное изменение внутренней конфигурации палеолитических пещер, в ко-
торых культурные остатки обрисовывают внутренние древние контуры
убежищ и т. д. (Бибиков, 1957). Вместе с тем нельзя не отметить и не-
которых изменений в рельефе Крыма за период антропогена. И прежде
всего, разработку речных долин, процессы террасообразования, возмож-
ные тектонические явления, связанные с поднятием орографической си-
стемы, может быть и вызвавшие, как предполагает М. В. Муратов
(1961), местные перераспределения ландшафтных участков. Есть осно-
вания полагать, что имели место и климатические колебания большего
или меньшего масштаба. Б. Н. Ивановым и Г. А. Багинской (1963)
устанавливается, например, что в раннем поствюрме произошло значи-
тельное увлажнение климата, вызвавшее усиление процессов закарсто-
вания, обрушения сводов в полостях и т. п. Возможно, что активная
аккумуляция щебнистого материала на мезолитических стоянках, напри-
мер в Фатьма-Коба и Шан-Коба, явилась результатом этих явлений.
На протяжении антропогена произошли значительные изменения
в составе фауны. В общих чертах хазарская фауна эпохи мустье сме-
няется фауной, сохраняющей хазарский комплекс, но дополненный хо-
лодолюбивыми формами в эпоху ориньяка. В мезолите устанавливается
В. И. Громовой (1937) современный состав фауны.
Изучение крымского палеолита как исторического этапа в развитии
культуры человека открыло перед исследователями возможность не
только всесторонне характеризовать содержание палеолитических куль-
тур, но и проследить динамику развития хозяйственных и общественных
форм, изучить внедрение положительных знаний, эволюцию мышления
и, наконец, физическое развитие самого человека.
Долгое время крымский палеолит рассматривался как несколько
изолированное, локальное явление в истории первобытной культуры,
-Хотя и подчиненное стадиальным закономерностям, нивелирующим фор-
мы развития человеческой культуры. Позднее крымский палеолит был
отнесен к средиземноморско-африканской провинции, имеющей свои от-
личия в путях развития культуры от приледниковой, атлантической про-
винции. Как показывают современные исследования, палеолит Крыма,
занимая промежуточное положение между приледниковой зоной и юж-
ной, тяготеющей к средиземноморско-африканскому ареалу, носит на
себе черты культурно-исторического синкретизма, смешанности элемен-
тов культуры двух этих зон (Бибиков, 1959). Уже с известных в Крыму
ранних этапов палеолита устанавливаются связи между мустье Крыма,
Кавказа и Надпорожья, а возможно, и Поднестровья (Бибиков, 1961).
Поздний палеолит Крыма и в особенности верхний слой Сюрени I во
многом сходен с материалами степного северного Причерноморья, где
недавно выявлены П. И. Борисковским (1961) своеобразные памятники
степного позднего палеолита типа Аккаржа под Одессой, родство кото-
рых с кавказскими и переднеазиатскими устанавливается П. П. Ефи-
менко (1960). Впрочем, намечаются также связи позднего палеолита
Крыма с Подопьем (с. Костенки).
Мезолитические памятники Крыма открывают возможности просле-
дить контакты мезолитического населения Крыма с северным, степным,
300
СТРАТИГРАФИЯ
Причерноморьем, Приазовьем и Кавказом, может быть, даже в направ-
лении обмена населением, передвижения отдельных групп и т. п. Ощу-
щаются связи крымского мезолита с западным Причерноморьем. Боль-
ше того, как указывает Е. А. Векилова (1961), проникновение в Крым
элементов свидерской культуры (иволистные наконечники с плоской
подретушовкой) ведет к их истокам — в Северо-Восточную Европу. Ска-
занным вовсе не исключаются и другие связи в пределах более обшир-
ного распространения палеолитических культур, в том числе с Цент-
ральной и Западной Европой.
Сейчас наступила пора некоторого переосмысливания закономер-
ностей развития крымского палеолита. Вместе с изучением ста-
диальных черт в его развитии и региональных особенностей следует
искать контакты и взаимодействия крымского палеолита на широком
фоне развития палеолитических и мезолитических культур Старого
света.
Глава V
МАГМАТИЗМ КРЫМА
F
ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ РАЗВИТИЯ ПРЕДСТАВЛЕНИЙ
О МАГМАТИЗМЕ ГОРНОГО КРЫМА
Геологическое изучение горного Крыма ведется уже более полутора
веков, за это время проведено большое число геологических исследова-
ний, особенно возросшее в советский период. Не останавливаясь на ха-
рактеристике отдельных исследований, охарактеризуем главные черты
развития знаний о магматизме горного Крыма. Первый этап связан
с деятельностью ранних исследователей — В. Зуева, К- Габлицля,
» П. С. Палласа, Вернейля и Дюбуа де Монпере. Эти исследователи дали
первые сведения о распространении магматических пород в Крыму и
1 установили их разнообразие.
Второй этап связан с работами Г. Романовского, А. Штукенберга,
• А. Яковлева, Р. Пренделя, А. Е. Лагорио, А. М. Зайцева и дру-
1 гих, изучавших Крым до составления первой геологической
карты (вторая половина XIX — начало XX веков). Для петрографиче-
ской характеристики начинают применяться точные методы (микроско-
пический, химический), на основе отдельных систематических исследо-
ваний создаются первые обобщения. Г. Романовский устанавливает на-
личие согласных интрузий, а также активное механическое влияние
интрузий на вмещающие породы. А. Е. Лагорио приходит к выводу о
многообразии форм залегания магматических тел, выделяет ряд новых
I видов горных пород, пытается найти закономерности распространения
изверженных пород в пространстве.
Третий этап охватывает исследования, проводившиеся Геологиче-
ским комитетом в связи с составлением десятиверстной геологической
карты Крыма (1898 г. — второе десятилетие XX в.). В это время была
‘ установлена А. К. Мейстером генетическая связь между различными
изверженными породами, входящими в состав одной петрографической
формации. В это же время Н. И. Андрусов отметил особенности зале-
гания Аю-Дага, не согласующиеся с представлением о лакколите,
‘ Д. И. Щербаков дал первое описание вулканических пород с. Лемен
к востоку от Симеиза, В. В. Аршинов установил наличие пирокластиче-
ских пород в окрестностях Балаклавы.
Последний этап охватывает период детальных геологических иссле-
1 дований, проводившихся за время после Октябрьской социалистической
революции. Он является периодом создания крупных обобщающих ра-
бот по петрографии изверженных пород. В середине 30-х годов были
опубликованы выдающиеся сводные монографии «Петрография Крыма»
В. И. Лучицкого и «Вулканическая группа Карадаг в Крыму» Ф. Ю. Ле-
винсона-Лессинга и Е. Н. Дьяконовой-Савельевой.
В последней работе впервые было дано монографическое описание
интрузивных и вулканических пород Карадага и дана их классифи-
кация.
302
МАГМАТИЗМ
В. И. Лебединским в книге «Вулканизм горного Крыма» и ряде
статей охарактеризована геология разнообразных разновозрастных маг-
матических тел, их петрография и генезис.
До недавнего времени магматизм в горном Крыму рассматривался
как геологически кратковременный процесс, приуроченный к среднеюр-
ской и началу верхнеюрской эпох. Исследования последнего времени
показали (Пустовалов, 1959; Лебединский и Шалимов, 1960—1961 и др.;
Лебединский и Добровольская, 1961), что возрастные границы магма-
тической деятельности гораздо шире, что это длительный и прерывистый
процесс, который на разных этапах своего развития имел специфические
особенности. Магматизм в Крыму проявился в эффузивной (преимуще-
ственно вулканической) и интрузивной формах, причем первая выра-
жена особенно ярко.
ВУЛКАНИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ
Известные в настоящее время данные дают возможность выделить
в горном Крыму следующие этапы вулканической деятельности: 1) верх-
нетриасовый, 2) нижнеюрский, 3) среднеюрский, 4) верхнеюрский и
5) нижнемеловой.
ВЕР ХНЕ ТРИА СОВЫЙ ВУЛКА НИЗМ
Проявления верхнетриасового вулканизма установлены в окрестно-
стях Симферополя (села Украинка и Петропавловка), где вулканиче-
ские породы слагают полосу длиной около 2 км (Лебединский и Шали-
мов, I960).
Стратиграфическое положение вулканогенного комплекса опреде-
ляется тем, что он залегает на породах низов таврической серии, оха-
рактеризованных фауной карнийского и норийского ярусов и несогласно
перекрывается эскиординской свитой лейаса. Схема геологического
строения верхнетриасовой вулканогенной толщи видна из рис. 71.
Обычно она представлена переслаиванием потоков кератоспилитов,
спилитов, кератофиров, порфиритов и диабазовых порфиритрв с пла-
стами туфов этих пород, туффитов, туффогенных песчаников и алевро-
литов. Мощность потоков от единиц до десятков метров, пачек пирокла-
стов и туфогенных пород — от нескольких до первых десятков метров.
В нижней части разреза находится интрузивная залежь альбитизиро-
ванного диабаза, в верхней — несколько мелких пластовых интрузий
диабаза. Местами в лавах хорошо выражено подушечное строение.
Мощность вулканогенного комплекса достигает 200—250 м, местами она
уменьшается. Залегание на подстилающих породах нижнетаврической
свиты согласное.
Как уже указывалось, на вулканогенных породах залегает эскиор-
динская свита (фация верхнего лейаса — по Шалимову, 1960), в осно-
вании которой лежит базальный горизонт известняковых глыб, содержа-
щих фауну норийского яруса и лейаса, заключенных в светло-серых
среднезернистых песчаниках, гравелитах и аргиллитах.
Глыбовый характер известняков в основании эскиординской толщи
и наличие среди глыб не только лейасовых, но и верхнетриасовых изве-
стняков показывают, что с конца верхнего триаса и на протяжении
большей части лейаса в этом районе существовал биогерм. Вероятнее
всего, он был сформирован на уже погасшем подводном вулкане, впо-
следствии погребенном под обломками биогерма. Следовательно, воз-
раст пород самого вулканогенного комплекса приходится ограничивать
только верхнетриасовым временем, точнее—норийским веком; при этом
вулканическая деятельность
303
можно предполагать, что подводные извержения в основном закончи-
лись до начала лейаса.
В структурном отношении вулканогенный комплекс в районе Пет-
ропавловки залегает на северо-восточном погружении крупной антикли-
Рис. 71. Схематическая геологическая карта района сел Лозовое — Укра-
инка. По А. И. Шалимову, '1958
1 — известняки готерив-баррема (СпЛ—Ь); 2 — конгломераты и песчаники верхней
юры; 3 —> песчаники, гравелиты и конгломераты верхней подсвиты эскиординской
свиты (J[-2 es2); 4 — песчаники, сланцы и гравелиты нижней подсвиты эскиординской
свиты (J1_2es1); 5 —спилиты; кератОспилиты и порфириты верхней подавиты нижне-
таврической свиты (Т3/&У2); 6 — песчаники, алевролиты верхней подсвиты таврической
свиты ‘(Тз^аУг); 7 —1 аргиллиты, алевролиты и песчаники нижней подсвиты нижнетав-
рической свиты (T3tai); 8— глыбы известняков верхнетриасового и лейасового воз-
раста; 9 — глыбовый горизонт в основании лейаса; 10 — надвиги, прослеженные (сле-
ва) и предполагаемые (справа); 11—сбросы; 12—границы согласного налегания; 13—
границы несогласного налегания; 14 — элементы залегания
нальной складки (Курцовская антиклиналь), которая, по-видимому,,
начала формироваться с лейаса. Фрагменты складки хорошо прослежи-
ваются юго-восточнее Предгорной гряды Крымских гор, от Бодрак-
Альминского междуречья до р. Салгир. Ядро сложено породами нижне-
таврической свиты, крылья, и периклинали — эскиординской свитой.
Существование названной структуры впервые было отмечено еще
304
МАГМАТИЗМ
К. К- Фохтом, который считал ее элементом выделенного им «мезотав-
рического кряжа», а позднее она была описана М. В. Муратовым (1949).
Верхнетриасовый вулканизм характеризует начальный этап разви-
тия Крымской геосинклинали. В это время была сформирована спилито-
кератофировая формация, в которой лавы господствуют над пирокла-
стами.
НИЖНЕЮРСКИЙ ВУЛКАНИЗМ
Продукты нижнеюрского вулканизма выявлены в последние годы
В. И. Лебединским и А. И. Шалимовым (1961) в долине р. Салгир
Рис. 72. Тектоническая схема Салгир-
Альминского междуречья в районе
Предгорной гряды Крымских гор.
По В. И. Лебединскому и А. И. Ша-
лимову
Комплекс отложений верхнего структурно-
го этажа (меловые и более молодые обра-
зования) удален. 1 — стратиграфическая
граница между отложениями таврической
и эскиординской свит ((сплошная линия —
прослеженная граница, пунктирная пред-
полагаемая) ; 2 — отложения (нижнетавриче-
ской свиты .(Тз<№), залегающие в ядрах
антиклинальных структур домелового воз-
раста и образующие отдельные блоки, ог-
раниченные разрывами; 3 — отложения эс-
киординской свиты i(Jj_2) и более моло-
дые отложения среднеюрского возраста
(J2), слагающие .домеловые синклинали; 4—
районы развития туфов и лав нижнеюрско-
го возраста; 5 — зона наиболее интенсив-
ного развития пластовых интрузий в от-
ложениях таврической свиты; б — осевые
линии домеловых антиклиналей; 7 — осе-
вые линии предполагаемых домеловых
синклиналей; S — разрывные нарушения;
9 — уступ Предгорной гряды
(окрестности с. Лозовое) и на Бодрак-Альминском междуречье (северо-
западнее с. Дровянка). В первом случае вулканические образования
представлены лавами (микродиабазовые и спилитовые порфириты, ке-
ратофиры) и пирокластами, во втором — пирокластами, заключенными
в толще нормальноосадочных пород эскиординской свиты.
Участки распространения вулканогенных образований пространст-
венно тяготеют к двум разным центрам вулканических проявлений ниж-
неюрского времени. Однако в структурном отношении они тесно связа-
ны, ибо располагаются на периклиналях крупной антиклинальной струк-
туры (Курцовской), обособившейся как поднятие в конце верхнетриасо-
вого времени и развивавшейся по крайней мере до конца средней юры.
В ядре Курцовской антиклинали (рис. 72), сложенном породами
таврической серии, в большом количестве содержатся мелкие гипабис-
сальные интрузии диабазов (главным образом пластовые, реже — секу-
щие тела), в совокупности образующие зону северо-восточного прости-
рания, приуроченную к осевой линии структуры. Часть этих тел имеет,
вероятно, нижнеюрский возраст и может быть непосредственно связана
-с центрами излияний нижнеюрского времени или возрождением магмо-
подводящих каналов верхнетриасового времени.
ВУЛКАНИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ
305
Нижнеюрские вулканогенные образования сравнительно хорошо
вскрыты долиной р. Салгир непосредственно выше с. Лозовое, где про-
слеживается следующий разрез стратифицированных нижнеюрских об-
разований (снизу вверх):
1. Пачка* светлых средне- -и мелкозернистых «сахаро-
видных» песчаников, переслаивающихся с темно-серыми и
черными сланцеватыми аргиллитами. Пачка отвечает ниж-
ним горизонтам эскиординской толщи и, по-видимому, мо-
жет быть датирована средним лейасом..................... 20—30 м
2. Флишоидная пачка ритмично чередующихся мелко-
зернистых песчаников, алевролитов и аргиллитов . . . 60—70 „
3. Ритмичное переслаивание светлых серовато-желтых
средне- и крупнозернистых песчаников и гравелитов с
алевролитами и зеленоватыми тонкоплитчатыми сланцева-
тыми аргиллитами.................................... 150—200 „
4. Переслаивание мелко- и грубообломочных туфов,
туффитов, рассланцованных туфогенных песчаников, квар-
цевых гравелитов, зеленовато-серых сланцевых аргиллитов.
Пирокластические породы подчинены терригенным ... 40 „
5. Переслаивание грубо- и среднезернистых светлых
песчаников, зеленоватых аргиллитов, алевролитов и квар-
цевых гравелитов, прослои голубовато-зеленых пятнистых
грубообломочных туффитов и туфов........................... 60 „
6. Лавовая пачка *, в нижней части сложенная микро-
диабазовыми порфиритами, в верхней—спилитовыми пор-
фиритами и кератофирами. В нижней части подушечное
строение потоков слабо выражено, в верхней — хорошо,
местами резко выражена волнистая поверхность лавового
потока типа «пахоехое».............................. 100—120 „
В большом действующем карьере на правом борту долины р. Сал-
гир у с. Лозовое видно два потока диабазовой лавы (рис. 73): а) ниж-
ний, сложенный альбитизированным диабазом и б) верхний, состоящий
из альбитизированного миндалекаменного порфирового микродиабаза
и спилита.
В нижнем потоке выделяются три зоны: нижняя, промежуточная и верхняя,
переходы между ними постепенные. Нижняя зона сложена порфировым микродиаба-
зом, переходящим в мелкозернистый диабаз; отдельность глыбовая. Промежуточная
зона состоит из среднезернистого диабаза, отдельность столбчатая. Верхняя зона сло-
жена мелкозернистым диабазом, отдельность также столбчатая, но с меньшим попе-
речником столбов (0,3—0,5 м). Мощность нижнего потока 100—120 м.
Нижний поток с хорошо выраженной зоной закалки лежит на зоне будиниро-
ванных гравелитов, песчаников и туфогенных пород.
Верхний поток по мощности (20 м) значительно уступает нижнему. Он недо-
статочно хорошо обнажен и поэтому возможно, что здесь находится больше, чем
один поток. В заброшенном карьере на берегу Симферопольского водохранилища в
кровле этого потока наблюдается прекрасно выраженная поверхность «пахоехое»,
местами переходящая в лавовые сфероиды и подушечные тела (см. рис. 73).
В рассмотренном разрезе в долине р. Салгир, несмотря на много-
численные разрывные нарушения сбросового типа, породы залегают
моноклинально с падением на запад и северо-запад (260—300°) под
углом 35—50°. Общая мощность прослеженной части разреза состав-
ляет около 500 м. На долю вулканических и пирокластических пород
приходится менее одной трети этой мощности. Отсутствие руководящей
фауны (брахиоподы лейаса встречены лишь в самых низах разреза) не
позволяет точно датировать возраст вулканических образований. Судя
по составу терригенных пород разреза, все они относятся к эскиордин-
ской толще. Таким образом, возраст вулканогенных образований может
быть определен как лейасовый (вероятнее всего, средне-верхнелейасо-
вый).
1 Ранее принималась за интрузивное тело, известное в литературе как Тотай-
койский массив.
20 Зак. 911
306
МАГМАТИЗМ
На Бодрак-Альминском междуречье (в 2,5 км северо-западнее-
c. Дровянка) плохая обнаженность не позволяет детально проследить
разрез, но в общих чертах он сходен с салгирским.
В основании эскиординской (верхнетаврической) свиты здесь также залегает
пачка песчаников, гравелитов и аргиллитов с глыбами известняков. Однако, помимо
глыб лейасовых известняков в этом разрезе встречены глыбы известняков верхнего
триаса и перми. Базальная пачка вверх по разрезу сменяется пачкой флишоидного
ритмичного переслаивания мелкозернистых песчаников, алевролитов и аргиллитов.
В этой пачке также встречаются линзы гравелитов, конгломератов и отдельные экзо-
тические глыбы известняков, тяготеющие к конгломератовым линзам. Мощность фли-
шоидной пачки не менее 200 м. Выше она постепенно сменяется мощной песчаниковой
толщей, в пределах которой залегает основной горизонт пирокластических пород, пред-
ставленный переслаиванием светлых зеленовато-серых туффитов, туфов и туфогенных;
аргиллитов и алевролитов. Мощность существенно пирокластической пачки 70—80 м.
В целом по разрезу количество пирокластического материала увеличивается в направ-
лении кверху.
В пределах Бодрак-Альминского междуречья породы эскиордин-
ской свиты и подстилающие их породы нижнетаврической свиты дисло-
цированы сильнее, чем в долине р. Салгир; фиксируется большое коли-
чество мелких складок и
разрывов, осложняющих пе-
риклиналь основной струк-
туры.
По простиранию вулка-
нические образования Бод-
рак-Альминского между-
речья прослеживаются с пе-
рерывами на протяжении
2,5—3 км, в целом образуя
дугу, обращенную выпукло-
стью на запад. При этом
светлые туфы и туффитьг
к северу постепенно сменя-
ются более темными туфами1
порфиритов и сильно разло-
женными порфиритами (по-
следние, по-видимому, эффузивного происхождения). Эта пачка пиро-
кластов участвует в строении небольшой синклинали северо-западного-
простирания, пересеченной рядом поперечных сбросов.
Петрографически нижнеюрские лавовые потоки довольно однооб-
разны (альбитовые микродиабазовые порфириты, спилитовые порфи-
риты и кератофиры). Пирокластические породы характеризуются зна-
чительной разложенностью, вследствие чего некоторые особенности их
строения и вещественного состава завуалированы. Обычно пирокласти-
ческий материал представлен обломками и целыми кристаллами аль-
бита и кварца, обломками основной массы эффузивов криптокристалли-
ческой структуры и тонкообломочным пепловым веществом. Перво-
источником пирокластического материала явилась, скорее всего, лава
кварцево-кератофирового состава.
Нижнеюрская вулканогенная толща по положению в истории раз-
вития Крымского геосинклинального прогиба, как и верхнетриасовая,,
соответствует спилито-кератофировой формации, хотя отличается не-
сколько большей кислотностью лав.
СРЕДНЕЮРСКИЙ ВУЛКАНИЗМ
Среднеюрская эпоха является временем наиболее активной вулка-
нической деятельности в Крымской геосинклинали. По своему харак-
теру это все еще вулканизм начальных и ранних этапов развития под-
Рис. 73. Разрез нижнеюрской вулканогенной тол-
щи в окрестностях с. Лозовое. По В. И. Лебедин-
скому
1 — разлинзованные осадочные породы в зоне наруше-
ния; 2 — порфировый мелкозернистый диабаз; 3 — диаба-
зовая лава с волнистым сложением; 4 — среднезерни-
стый диабаз; 5 —* разрывные нарушения
ВУЛКАНИЧЕСКАЯ деятельность
307
вижных зон земной коры, однако среднеюрская вулканогенная толща
отличается от в общем сходных с нею верхнетриасовой и нижнеюрской
не только большей мощностью, но и гораздо большим разнообразием
слагающих эффузивных пород.
Проявления среднеюрского вулканизма известны во многих местах
Крыма. Однако площади, занятые вулканогенными толщами, не превы-
шают 10 км2. В общем эти толщи представляют собой линзы, заклю-
ченные в терригенных среднеюрских отложениях. Такое залегание в виде
изолированных друг от друга линз обусловлено прежде всего централь-
ным типом вулканических извержений, происходивших под водой.
В современной тектонической структуре горного Крыма срёднеюр-
ские отложения с заключенными в них линзами вулканогенных пброд
занимают четыре полосы северо-восточного простирания.
Они приурочены к крыльям и периклиналям Качинского, Южнобе-
режного и Туакского антиклинориев. На северо-западном крыле Качин-
ского антиклинория вулканогенная толща обнажена в долинах Бодрака
и Альмы. К юго-западу она продолжается под покровом меловых и тре-
тичных отложений до берега моря у мыса Фиолент. На юго-восточном
крыле Качинского антиклинория вулканогенная толща выходит на по-
верхность в верховьях Бельбека, Качи и Альмы. Значительное число
выходов вулканогенной толщи связано с северным крылом Южнобереж-
ного антиклинория; довольно крупные участки их находятся в окрестно-
стях Фороса, Мшатки, Меласа, Кастрополя и Голубого Залива. На юж-
ном крыле Туакского антиклинория известен один небольшой выход
спилито-кератофировой толщи у с. Рыбачье, а на восточной перикли-
нали этой крупной структуры находится наиболее мощное проявление
среднеюрского вулканизма — Карадагская вулканическая группа.
В ряде участков распространения вулканогенной толщи встречена
разнообразная ископаемая фауна, на основании которой возраст ее был
отнесен к верхнему байосу-бату, а некоторые исследователи поднимали
ее верхнюю границу до келловея (Пчелинцев, 1927; Соколов,
1948). Однако представление о келловейском вулканизме дискуссионно.
Нужно иметь в виду, что данные В. Ф. Пчелинцева основаны на опре-
делении пелеципод и гастропод плохой сохранности и с широким вер-
тикальным распространением, а Д. В. Соколов пришел к этому выводу
на основании косвенных соображений. О взглядах М. В. Муратова на
келловейский вулканизм будет сказано при характеристике Карадага и
на стр. 321.
По мнению же О. В. Снегиревой, возраст среднеюрской вулкано-
генной толщи следует ограничивать исключительно верхним байосом —
зона Parkinsonia parkinsoni.
Среднеюрский вулканизм по сравнению с более древними этапами
(верхнетриасовым и нижнеюрским) проявился более мощно и на боль-
шей площади; вулканогенные толщи этого времени известны на крыльях
всех крупных антиклинальных структур Крымского складчатого соору-
жения. Значит, в среднеюрскую эпоху уже сформировались магмопод-
водящие пути, по которым расплав в значительном количестве поступал
в разные участки геосинклинального бассейна, в то время уже разде-
ленного на поднятия и прогибы.
Среднеюрский вулканизм проявился в образовании хорошо выра-
женной спилито-кератофировой формации, образование которой проис-
ходило большей частью в подводной обстановке, а в отдельные момен-
ты—‘В наземных условиях. Породы натриевого ряда возникли из ще-
лочноземельных лав соответствующей кислотности, метасоматически
изменившимися под влиянием летучих, заимствованных из внешней
среды и незастывшей части потоков лав.
20*
308
МАГМАТИЗМ
Ниже приводится характеристика главных участков распростране-
ния среднеюрской вулканогенной толщи. Особенно интересна вулкани-
ческая группа Карадага, в которой полнее всего нашел свое выражение
среднеюрский вулканизм.
Карадагская вулканическая группа
Вулканическая природа Карадага впервые была отвечена А. А. Про-
зоровским-Голицыным в 1891 г., рассматривавшим этот горный массив
как остаток слоистого вулкана. Позднее эта точка зрения была принята
также А. Е. Лагорио. Начало систематического исследования Карадага
связано с именем А. Ф. Слудского, опубликовавшего в 20-х годах теку-
щего столетия серию небольших статей, в которых он показал, что пред-
ставление о Карадаге как о простом слоистом вулкане ошибочно, и что
в действительности это сложная вулканическая группа, предполагаемый
центр которой покрыт водами Черного моря.
Выдающаяся роль в изучении геологии и петрографии Карадага
принадлежит Ф. Ю. Левинсону-Лессингу, совместно с Е. Н. Дьяконо-
вой-Савельевой исследовавшему этот район с 1924.no 1929 г. Они при-
шли к выводу, что вулканические породы Карадага по петрографиче-
скому составу и возрастным соотношениям разделяются на две серии —
палеотипную и кайнотипную, каждая из которых представлена разно-
образными породами. В' палеотипную серию входят спилиты, кератоспи-
литы, кератофиры, палеолипариты и пирокластические породы того же
состава; более молодая кайнотипная серия включает базальты, анде-
зиты, дациты, липарито-дациты и трассы.
Вулканическая деятельность протекала в два цикла — палеотипный
и кайнотипный, причем в каждый из них состав извергавшихся лав из-
менялся от основных к кислым. Общей особенностью химизма всех лав
является обогащенность Na2O и бедность MgO. Изменение кислотности
в породах каждой серии связывается не с дифференциацией, а со сме-
шением двух исходных магм (основной и кислой).
Работа Ф. Ю. Левинсона-Лессинга и Е. Н. Дьяконовой-Савельевой
оставила глубокий след в изучении петрологии Карадага, хотя ряд важ-
ных вопросов и не был рассмотрен (происхождение массива Хоба-Тепе,
условия образования кайнотипных и палеотипных пород, принадлежа-
щих к одному тектоно-магматическому циклу, и др.).
Геологическое изучение Карадага в 20-х и 30-х годах проводил
Д. В. Соколов. Одним из наиболее существенных выводов этого иссле-
дователя является утверждение об относительно продолжительной вул-
канической деятельности, начавшейся в байосе и закончившейся в про-
межутке между лузитанским и титонским временем. Но вывод этот сде-
лан на косвенном признаке — отсутствии гальки карадагских пород
в конгломератах Оксфорда и обилии ее в базальном конгломерате ти-
тона, без выяснения условий формирования конгломератов — и не под-
твержден прямыми доказательствами.
Существенный вклад в изучение Карадага внес М. В. Муратов
(1937, 1949, 1960 и др.). Он установил, что Карадагская вулканическая
группа вместе с окружающими осадочными комплексами меридиональ-
ными разломами обособлена в особый Карадагский блок. Сопоставляя
лавово-пирокластическую толщу Карадага с пирокластическими поро-
дами недалеко расположенной Янышарской бухты, М. В. Муратов оха-
рактеризовал северную часть Коктебельского залива как перифериче-
скую по отношению к Карадагской вулканической области, но связан-
ную с ней.
ВУЛКАНИЧЕСКАЯ деятельность
309
В 30-х годах в течение ряда лет Карадаг изучал И. Н. Ремизов.
Им в осадочной толще сделаны богатые палеонтологические сборы,
в том числе найдена верхнебайосская фауна в терригенных отложениях
ниже вулканогенной толщи.
В 1955 г. геологические исследования на Карадаге проводил
С. М. Кравченко. Им была составлена новая геологическая карта, на
которой отражена тектоническая структура рассматриваемой вулкани-
ческой группы.
В последние годы изучением Карадага занимался В. И. Лебедин-
ский (19621, 19622, 19631, 19632). Им совместно с А. И. Шалимовым
была дана новая схема геологического строения этого района, обнару-
жена вулканическая пробка и детально изучены лавовые потоки.
Морфологически Карадаг представляет собой сложно расчлененный
скалистый массив, находящийся в восточной части горного Крыма меж-
ду Судаком и Феодосией, непосредственно граничащий с Черным морем.
Массив имеет в плане форму сектора (рис. 74). Двумя основными сла-
гающими его элементами являются Береговой хребет, вытянутый вдоль
берега в северо-восточном направлении, круто обрывающийся к морю,
и куполообразный массив Святой горы, отделенный от Берегового хреб-
та седловиной. Наивысшую отметку имеет Святая гора, вершина кото-
рой поднимается на 574 м над уровнем моря. Северо-западный склон
Святой горы осложнен вершиной, называемой Малым Карадагом.
Скалистый массив Карадага резко выделяется на фоне двух пони-
женных участков побережья, сложенных преимущественно песчано-гли-
нистыми толщами средне- и верхнеюрского возраста: северо-восточного
амфитеатра, тяготеющего к Коктебельской бухте, и юго-западного, при-
легающего к устью р. Отузки.
Рельеф Берегового хребта, сформированный на мощной толще пи-
рокластов, переслаивающихся с потоками кератофировых и спилитовых
лав, отличается особенно сложной расчлененностью. В результате вы-
ветривания пирокластов там возникли скульптурные формы в виде ба-
шен, стен, карнизов и зубцов самых разнообразных очертаний.
Береговой хребет имеет удивительно симметричное строение, осо-
бенно четко улавливаемое при наблюдении с моря. Он состоит из двух
фланговых цепей (хребет Карагач на юго-западе, хребет Магнитный
и его продолжение гора Кок-Кая на северо-востоке) и расположенного
между ними более короткого, но и более высокого скалистого массива
Хоба-Тепе. Обе фланговые цепи сложены переслаиванием пирокластов
и лав, падающих на северо-запад (углы падения преимущественно 40—
60°).
Мощность лавово-пирокластической толщи Берегового хребта
уменьшается в обе стороны от массива Хоба-Тепе, причем близ северо-
восточной части Магнитного хребта и возле юго-западного окончания
хребта Карагач можно наблюдать глины верхнебайосского возраста,
подстилающие вулканогенные породы. Неполная мощность лавово-пи-
рокластической толщи Магнитного хребта над Сердоликовой бухтой
(основание разреза находится в море) составляет не менее 775 м.
Центральная часть Берегового хребта — Хоба-Тепе — внизу, у моря,
сложена кератофирами, образующими единый массив, а наверху — ла-
вово-пирокластической толщей, сходной с толщей остальной части Бере-
гового хребта. Лавово-пирокластическая толща, венчающая Хоба-Тепе,
пронизана рядом крутопадающих и вертикальных кератофировых даек
и других интрузивных тел. Интересно, что в отвесных обрывах Хоба-
Тепе, достигающих высоты 230 м, отчетливо видна система крупностолб-
чатой отдельности. Столбы залегают почти горизонтально, но - в цен-
310
МАГМАТИЗМ
тральной части кератофирового массива они образуют подобие поло-
гого свода, постепенно понижающегося к краевым частям массива.
Кератофировый массив Хоба-Тепе отделен на юго-западе щсеверо-
востоке от фланговых цепей Карагача и Магнитного хребта двумя па-
рами крупных кератофировых даек северо-западного простирания, за-
легающих почти вертикально и имеющих горизонтальную столбчатую
отдельность. Дайки отпрепарированы в виде гигантских стен, украшен-
ных высокими вертикальными столбами и башнями.
Рис. 74. Тектоническая схема вулканической группы Карадаг и ее бли-
жайших окрестностей. Составлена В. И. Лебединским и А. И. Шалимовым
с использованием материалов Д. С. Кизевальтера, С. М. Кравченко,
Ф. Ю. Левинсона-Лессинга и Е. Н. Дьяконовой-Савельевой, М. В. Мура-
това, И. Н. Ремизова и Д. В. Соколова
Легенерская синклиналь: 1 — известняки, конгломераты, песчаники верх-
него Оксфорда; 2 — флишоидная толща (аргиллиты, алевролиты, песчаники) средне-
и нижнеюрского возраста; 3 — осевая линия синклинали. Усть-Отузская
антиклиналь: 4 — флишоидная толща (перемятые аргиллиты, алевролиты и
песчаники) средне- и нижнеюрского возраста (?); 5 — осевая линия антиклинали.
Карадаг <с кая синклиналь: 6 — глины и аргиллиты с прослоями алевро-
литов, линзами мергелей и карбонатными конкрециями бат-келловейского возраста
и предположительно бат-келловейского возраста; 7'— трассы и оксикератофиры Святой
горы; 8 — смещенные массивы трассов и оксикератофиров на северных склонах Свя-
той горы; 9 — туфы и туфобрекчии, потоки спилитов, Кератоспилитов, андезитов и
андезито-базальтов верхнебайосского возраста; 10 — верхнебайосские сланцеватые
глины и конгломераты горы Кок-Кая (по М. В. Муратову — келловейские); И — ар-
гиллиты н сланцеватые глины с прослоями песчаников байосского возраста, подсти-
лающие вулканогенную толщу; 12 — субвулканические кератофиры жерлового аппа-
рата и кольцевых даек; ’13 — наиболее крупные дайки кератофиров. Структур-
ные элементы: 14 — наиболее крупные надвиги; 15 — сбросы, прослеженные
(внизу) и предполагаемые (вверху); 16 — стратиграфические контакты; 17 — элементы
залегания
вулканическая деятельность
311
На северо-востоке этими дайками являются Стена Лагорио и па-
раллельная ей вертикальная дайка, непосредственно ограничивающая
кератофировый массив Хоба-Тепе, а на юго-западе — внутренняя (при-
легающая к массиву) дайка Маяка и внешняя дайка Льва, продолже-
нием которой в море является, по-видимому, скала Ворота Карадага.
Пары даек, ограничивающие Хоба-Тепе, не строго прямолинейны,
а слегка дугообразны: северо-западные концы даек несколько сближены
друг с другом по сравнению с юго-восточными, поэтому контуры даек
в плане представляют как бы два вложенных друг в друга удлиненных
эллипса (см. рис. 74).
Морфология Святой горы более проста. Несколько сложнее морфо-
структура западного склона горы, сформировавшаяся на слоях пиро-
кластов и лав, весьма сходных с породами, слагающими хребет Кара-
гач. Северный, восточный и юго-восточный склоны Святой горы, сложен-
ные трассами и оксикератофирами (липаритами), характеризуются
выпуклыми профилями, придающими куполообразный облик всей вер-
шине в целом.
В ближайших окрестностях Карадага древнейшими фаунистически
охарактеризованными отложениями являются верхнебайосские. Фауну
верхнего байоса И. Н. Ремизов установил в глинах, подстилающих вул-
каногенную толщу близ северо-восточного окончания Магнитного хреб-
та и в юго-западной части Карадага. Стратиграфически ниже глин
залегает мощная толща аргиллитов с прослоями мелкозернистых песча-
ников и карбонатными стяжениями. Возможно, что эти древнейшие от-
ложения принадлежат байосским, а быть может, и более древним, на-
пример нижнеюрским или даже верхнетриасовым. Такого типа отложе-
ния'широко развиты к западу и северо-западу от Карадага, фаунисти-
чески не охарактеризованы и рядом исследователей (М. В. Муратов,
О. В. Снегирева) отнесены к таврической серии.
Выше терригенной толщи верхнебайосского возраста залегает мощ-
ная толща, состоящая преимущественно из переслаивающихся туфов,
туфобрекчий и лав, преимущественно среднего состава (кератофиров,
кератоспилитов, порфиритов). Мощность вулканогенной толщи, как
упоминалось ранее, превышает 775 м. Эта толща слагает Береговой
хребет, где имеет северо-восточное простирание и падает на северо-за-
пад под углами 40—65° и западную часть Святой горы, там она имеет
субмеридиональное простирание и крутое (70—80°) падение на восток,
а местами находится даже в опрокинутом залегании. В средней части
вулканогенной толщи на седловине между Малым Карадагом и Святой
горой А. К. Марков обнаружил в слоях туффитов и сланцеватых плот-
ных туфов Parkinsonia subarietis Wetzel, Parkinsonia sp. и другие
формы, позволяющие говорить о верхнебайосском возрасте вулканоген-
ной толщи. Как уже отмечалось, верхнюю часть разреза вулканогенной
толщи Святой горы слагают трассы и перекрывающие их оксикерато-
фиры (палеолипариты по номенклатуре Ф. Ю. Левинсона-Лессинга).
На породах вулканогенной толщи согласно залегают глины с ред-
кими прослоямиj мелкозернистых песчаников, глинистых известняков
и известковых глыб, содержащих фауну бата и нижнего келловея. Се-
веро-западнее Карадага широко развиты известняки, конгломераты и
песчаники келловея и Оксфорда, слагающие синклинальную складку
гор Балалы-Кая — Легенер.
Вулканогенная толща сформировалась в верхнебайосское время.
Она подстилается песчано-глинистыми отложениями с фауной верхнего
байоса. Перекрывающая толща баг-келловейского возраста местами
ложится с размывом на вулканогенные образования.
312
МАГМАТИЗМ
Соотношения вулканогенной толщи карадагского типа с подстилаю-
щими и перекрывающими породами хорошо наблюдается в обнажениях
Янышарской бухты. Здесь вскрыт непрерывный разрез среднеюрских
отложений, залегающих моноклинально с падением на северо-запад.
Вулканогенная толща представлена туфами, туффитами и туфогенными
песчаниками, находящимися на простирании лавово-пирокластической
толщи Карадага.
Пирокластический материал в Янышарской бухте появляется и ис-
чезает в пределах верхнебайосской части разреза и уже не улавливается
в вышележащих батских глинах. Близость Янышарской бухты к Кара-
дагу позволяет считать, что и на самом Карадаге, бывшем центре вул-
канической деятельности, извержения происходили в верхнебайосское
время, а в батское уже имели место локальные размывы вулканической
группы.
М. В. Муратов (1959) высказал мнение о существовании на Кара-
даге вулканических проявлений, более молодых, чем среднеюрские. Ос-
новой для этого вывода послужили проведенные им наблюдения в во-
сточной части Берегового хребта (Кок-Кая), где поверх круто залегаю-
щей спилито-кератофировой толщи байосского возраста «...с явным
угловым несогласием, значительно более полого, с размывом залегает
вторая свита» келловейского возраста, состоящая из туфобрекчий даци-
тового состава и венчающих их андезитов, слагающих вершину горы.
Однако В. И. Лебединский и А. И. Шалимов (1962), занимавшиеся
позже М. В. Муратова изучением Карадага, не разделяют представле-
ний о келловейском вулканизме.
Сравнительно мощная вулканогенная толща Карадага занимает
небольшую площадь, что объясняется центральным характером извер-
жений. Уменьшение мощности вулканогенной толщи намечается уже
в пределах Берегового хребта, к северо-востоку и юго-западу от мас-
сива Хоба-Тепе. А в 6 км севернее восточного окончания Карадага,
в районе Янышарской бухты, мощность вулканогенных образований,
представленных только пирокластическими породами, составляет всего
лишь около 170 м.
В структурном отношении Карадаг расположен на северо-восточной
оконечности Туакского антиклинория. В северо-восточной части шарнир
антиклинория испытывает погружение, здесь в строении складок наряду
с породами таврической серии принимают участие байосские, батские
и верхнеюрские отложения.
Особенности и происхождение складчатых структур восточной части
Туакского антиклинория охарактеризованы Д. С. Кизевальтером и
М. В. Муратовым (1959). Анализ фаций и мощностей средне- и верхне-
юрских отложений позволил этим исследователям высказать убедитель-
ные соображения о длительности развития крупных складчатых форм
восточной части горного Крыма, таких, как Туакский антиклинорий
и ограничивающие его с севера и юга синклинории (Восточно-Крым-
ский и Судакский), а также мелких линейных антиклинальных складок
в составе этих структур.
С этих позиций следует рассматривать и формирование структуры
Карадага. Признаки длительного развития фиксируются и в сложных
складчатых структурах вулканической группы. В среднеюрских отложе-
ниях размывы имеют локальное развитие, они приурочены к участкам,
где вулканогенные породы обладают максимальной мощностью. Это
позволяет предполагать, что такой участок в определенный момент
представлял собой вулканический остров в геосинклинальном бассейне
верхнебайосского, батского и нижнекелловейского времени. Таким обра-
зом, вулканогенная толща Карадага формировалась в присводовой ча-
вулканическая деятельность
313
сти медленно развивавшегося антиклинального поднятия среднеюрского
времени. Вероятно, это поднятие располагалось юго-восточнее антикли-
нальной структуры, которая на тектонической схеме Д. С. Кизевальтера
и М. В. Муратова фигурирует под названием Щебетовская антиклиналь.
Учитывая, что следы размыва приурочены к верхам разреза вулка-
ногенной толщи, можно предполагать, что остров на месте Карадага
возник лишь в заключительный этап вулканической деятельности, в са-
мом конце байосского времени. К этому моменту на месте современного
Карадага уже накопилась толща вулканогенных образований мощно-
стью во многие сотни метров. Насаженная на свод медленно поднимаю-
щейся антиклинали, эта вулканогенная «шапка» в виде вулканического
аппарата оказалась вблизи поверхности моря. Отдельные ее возвышен-
ности могли образовать несколько островков, на которых продолжались
вулканические извержения в наземных условиях.
Локализация вулканического аппарата на своде медленно подни-
мающейся антиклинальной структуры представляется естественной и
закономерной, ибо рост свода всегда сопровождается деформациями
растяжения и разрыва, открывающими путь магматическому материалу
на поверхность. (Изучение морфологии дна современных океанов пока-
зало, что подводные вулканы и цепи вулканов, как правило, также тяго-
теют к зонам сводовых поднятий океанического дна.).
Вулканическая группа Карадаг является крайним звеном в южной
субширотной полосе проявлений среднеюрского эффузивного и интру-
зивного магматизма. К западу от Карадага располагаются вулканиче-
ский центр у с. Рыбачье, интрузия Солнечногорска, диабазы Алупки,
крупная вулканическая группа у с. Голубой Залив и полоса лав и пиро-
кластов от Кастрополя до Фороса. По всей видимости, здесь была вул-
каническая островная дуга.
Первичная сводовая структура, существовавшая на месте Карадага,
в дальнейшем значительно усложнилась последующими движениями.
Современная структура Карадага явилась следствием всех этих движе-
ний, включая и самые молодые глыбовые перемещения.
В современной структуре Карадага отчетливо вырисовывается син-
клиналь северо-восточного простирания, пересеченная рядом попереч-
ных сбросов. Шарнир этой синклинали погружается на северо-восток
в сторону Коктебельского амфитеатра. Юго-восточное крыло синкли-
нали, представленное вулканогенной толщей Берегового хребта, падает
на северо-запад под углами 40—65°. Западное крыло, сложенное вулка-
ногенными образованиями Малого Карадага, круто падает на восток
(углы падения 70—80°), а вблизи вершины Малого Карадага опроки-
нуто. В ядре Карадагской синклинали 1 залегают трассы и оксикерато-
фиры Святой горы, а также глины с прослоями мелкозернистых песча-
ников, алевролитов и оолитовых мергелей батского и келловейского воз-
раста.
Оксикератофиры и трассы Святой горы и вулканогенные породы
западного крыла синклинали надвинуты на бат-келловейские отложения
(см. рис. 74). Этот надвиг, линия которого пересекается и смещается
поперечными сбросами, является крупным разрывным нарушением; он
отчетливо наблюдается на местности и прослеживается далеко на юго-
запад. По-видимому, Карадагский надвиг сопрягается в своей западной
части с Эчкидагским надвигом (Кизевальтер и Муратов, 1959) и про-
слеживается до меридиана мыса Меганом. На северном склоне Святой
1 Синклиналь эта разорвана сбросом вдоль оси, и у нее выражено-лишь юго-
восточное крыло, а западное представляет систему блоков, ограниченных разло-
мами.— Прим. ред.
314
МАГМАТИЗМ
горы Карадагский надвиг обрезан поперечным сбросом субширотного
простирания и далеко на северо-восток проследить его не удается.
В заключение остановимся на положении жерлового аппарата Ка-
радага. Уже отмеченная выше удивительная симметрия строения Бере-
гового хребта и симметричное расположение двух пар крупных керато-
фировых даек, окаймляющих с северо-востока и юго-запада массив
Хоба-Тепе, позволяет предположить, что именно в районе Хоба-Тепе
следует искать остатки жерлового аппарата древнего вулкана. Нельзя,
конечно, безаппеляционно утверждать, что именно здесь находилось
главное жерло, через которое была выброшена главная масса пирокла-
ОИЙ/ |£W
Рис. 75. Схема строения жерлового
аппарата (до дислокации вулкано-
генной толщи) в обрыве Берегового
хребта (массив Хоба-Тепе). По
В. И. Лебединскому и А. И. Шали-
мову
/ — субвулканическая кератофировая проб-
ка: 2 — туфобрекчии кератофиров; 3 — по-
токи кератофиров
стического материала и излиты лавы.
Ведь некоторая часть Карадагской
вулканической группы и, может быть
не такая малая, находится под водами
Черного моря. Однако в пользу вы-
сказанного предположения свидетель-
ствует постепенное уменьшение мощ-
ности вулканогенной толщи на северо-
восток и юго-запад от Хоба-Тепе.
Современный эрозионный срез об-
нажает в береговых обрывах Хоба-Те-
пе в скошенном сечении мощную кера-
тофировую пробку, внедренную в тол-
щу грубообломочных пирокластов и
лав, не вышедшую на , поверхность
(рис. 75). По-видимому, с этой проб-
кой сопряжены две кольцевые керато-
фировые дайки, которые в современ-
ном срезе выражены описанными вы-
ше двумя парами крупных даек. В ци-
линдрическом пространстве, ограни-
ченном кольцевыми кератофировыми
дайками, от тела кератофировой проб-
ки наподобие щупальцев отходили
вверх во вмещающуюся лавово-пиро-
кластическую толщу многочисленные
мелкие дайки. Многие из них прево-
сходно видны в ущельях и обрывах верхней части Хоба-Тепе. Часть этих
мелких тел, а возможно, и сами кольцевые дайки доходили до поверх-
ности и служили каналами локальных выбросов и излияний.
Хотя в составе вулканической группы Карадаг потоки лав и под-
чинены пирокластам, тем не менее они обнаруживают ряд особенностей,
знание которых имеет важное значение для расшифровки хода средне-
юрского вулканизма. Так, по характеру сложения потоки лав разделя-
ются на две группы: 1) потоки пассивного сложения и 2) потоки шаро-
вого сложения.
Лавовые потоки массивного сложения представляют собой морфо-
логически вытянутые линзообразные тела длиной от нескольких десят-
ков до 400—500 м и мощностью от 40—50 см до 40—50 м. Закономер-
ное изменение по вертикали таких текстурных особенностей, как форма
блоков отдельности и их размеры, форма и количество миндалин сооб-
щают потокам зональное строение.
Лавовые потоки шарового сложения состоят из уплощенных, не-
сколько вытянутых в одном направлении тел подушкообразной формы,
иногда напоминающей баллоны (рис. 76). Реже встречаются тела пра-
ВУЛКАНИЧЕСКАЯ деятельность
315
вильной сферической формы, обычно они сравнительно небольшого раз-
мера. Подушечные тела расположены плотно, но изолированно друг от
друга; нигде не встречены перемычки между соседними лавовыми обо-
соблениями. Межподушечные пространства заполнены пирокластическим
материалом или яшмовидной породой. По структурно-текстурным свой-
ствам в подушечных телах выделяются три зоны.
Детальными петрографическими исследованиями массивных пото-
ков и отдельных шаровых тел выявлена их неоднородность. Причем в
одних случаях она настолько явно выражена, что устанавливается не
только микроскопически, но и визуально. В других же случаях она
Рис. 76. Баллонообразное тело кератофиров в подушечной
лаве горы Шапка Мономаха. Фото В. И. Лебединского
улавливается только путем химических анализов. По петрографическим
признакам лавовые образования классифицируются следующим обра-
зом:
1. Двухкомпонентные лавовые потоки и подушечные тела:
а) внешне однородные;
б) внешне неоднородные.
2. Многокомпонентные лавовые потоки.
Внешне однородные двухкомпонентные лавы состоят из макроско-
пически одинаковых пород, но которые заметно отличаются по содер-
жанию кремнезема (спилит и кератоспилит; эпибазальт и эпиандезито-
базальт); а иногда и по степени альбитизации плагиоклаза (например,
кератофир и частично альбитизированный эпиандезито-базальт) *.
Внешне неоднородные двухкомпонентные лавы состоят из пород,
четко различающихся даже в полевых условиях (например, спилит и
эпибазальт).
Особенно широко распространены многокомпонентные потоки. Сре-
ди них в зависимости от соотношения между породами различной сте-
пени изменения выделяются два типа. В одних случаях от подошвы
к кровле потоков имеет место переход от сильно измененных пород че-
рез умеренно преобразованные до полустекловых (например, от керато-
’ Приставку «эпи-» автор применяет для уточнения петрографической характе-
ристики вулканических пород. Она отражает изменение первичных особенностей со-
става, структуры и текстуры вулканической породы в обстановке эпигенеза.
316
МАГМАТИЗМ
фиров через эпиандезит к андезиту и гиалоандезиту). Потоки с таким
строением выделяются в тип А.
В других случаях смена пород по вертикали имеет грубо симмет-
ричный характер: к подошве и кровле приурочены тонкие зоны умерен-
но измененных пород, а по направлению к середине потока степень
изменения пород возрастает (например, эпиандезит в краях и керато-
спилит в центральной части). Это многокомпонентные потоки типа Б.
Неоднородность потоков в разных случаях обусловлена разными
причинами. В массивных потоках, в строении которых существенная
роль принадлежит стекловатым породам, неоднородность вещественного
состава в значительной мере первичного характера: она возникла входе
превращения огненно-жидкой лавы в горные породы. В шаровых лавах,
всегда более или менее значительно измененных, трудно достоверно
установить первичный их состав. Однако, учитывая небольшой объем
лавовых сфероидов и большую скорость их затвердевания, исключаю-
щую явления дифференциации, а также однородность шаров андезито-
базальта, описанных В. П. Петровым из Приморья (1960), можно допу-
стить, что шаровые лавы в момент образования были однородными.
Различия в петрографическом составе разных зон одного и того же
шарового тела вызваны постмагматическими изменениями.
Преобразование лав в значительной мере обусловлено их взаимо-
действием с окружающей морской водой, а в случае наземных извер-
жений— с поровыми и иловыми растворами, содержащимися в еще не
полностью окаменевших породах и осадках. При излиянии лав в мор-
ской бассейн возникали максимально благополучные условия для мета-
соматоза под влиянием компонентов, заимствованных в основном из ок-
ружающей среды. Во многих случаях этот процесс завершался обра-
зованием однородных тел, сложенных полностью преобразованными
породами — спилитами, кератоспилитами и кератофирами.
В потоках лав, для которых характерно быстрое убывание призна-
ков альбитизации и других сопутствующих явлений в направлении
кровли, вплоть до образования полустекловатых пород (многокомпо-
нентные потоки типа А), неполное изменение лав следует связывать
с ограниченным притоком натрия, воды и других компонентов. Это было
обусловлено, по-видимому, тем, что лава изливалась в наземных усло-
виях на рыхлые осадки, еще не успевшие полностью литифицироваться.
В многокомпонентных мощных потоках типа Б, в краях которых
находятся относительно слабо измененные, а в центре — сильно преоб-
разованные породы, пространственное распределение последних свиде-
тельствует об отсутствии сколько-нибудь заметного влияния летучих
внешнего происхождения на лаву. Это можно объяснить излиянием
лавы на сухой субстракт, состоящий из сформировавшихся горных по-
род, в основном уже лишившихся поровых растворов. Приуроченность
сильной альбитизации к средним частям таких потоков обусловлена, по
всей видимости, летучими внутреннего происхождения, о наличии кото-
рых свидетельствуют миндалины в прикровельной части потоков.
Периферические части потоков этих лав автометасоматически из-
менены больше, чем центральные. Аналогичные явления наблюдаются
и в подушечных телах, центральная часть которых сложена сравнитель-
но мало измененными породами, а периферия — преобразованными.
Наличие многокомпонентных потоков со стекловатой верхней ча-
стью (тип А) дает основание считать, что некоторые порции лавы были
«сухими». Это можно объяснить тем, что при отсутствии значительных
количеств сверхплавких компонентов внешнего происхождения, верхние
части потоков испытали только простое быстрое охлаждение, без суще-
ственного метасоматического преобразования.
ВУЛКАНИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ
317
Таким образом, среднеюрские лавовые потоки формировались не
только в разных физико-географических условиях и на разном субстра-
те, но и отличались исходным содержанием летучих.
По петрографическому составу породы, слагающие лавовые потоки
Карадага, отвечают андезитам и андезито-базальтам, эпибазальтам,
эпиандезитам и эпиоксиандезитам, спилитам и кератоспилитам, керато-
фирам и оксикератофирам.
Пирокластические породы на Карадаге распространены очень ши-
роко, они составляют в среднем 3/4 разреза и преобладают над лавами
во всех участках вулканической группы. При этом отмечается возраста-
ние роли пирокластического материала над лавовым к обоим концам
Берегового хребта. Вместе с тем в вулканогенной толще очень мало нор-
мальноосадочных пород, что указывает на интенсивное накопление
пирокластического материала, совершенно подавившее поступление тер-
ригенного. Характерной особенностью пирокластов является довольно
крупный размер составляющих их обломков: преобладают туфобрекчии,
бомбовые туфы, часто встречаются лапиллиевые и литокластические
туфы. Более всего распространены туфобрекчии кератофиров, андези-
тов, андезито-базальтов, бомбовые туфы кератофиро-эпиандезитового
состава и особенно трассы. Они образуют мощные пачки до нескольких
десятков метров. В то же время плотные туфы, слагающие немногочис-
ленные пласты, имеют мощность не более 1 м.
Главная масса крупно- и грубообломочных пирокластических пород
сосредоточена в районе Хоба-Тепе. Так, в верхней части Магнитного
хребта, примыкающего к Хоба-Тепе, залегает пачка кератофирового
туфа мощностью 205 м, расслоенная несколькими потоками порфири-
тов. В средней части склона Карадага над Разбойничьей бухтой наблю-
дается туфобрекчия порфиритов и андезитов мощностью 90 м.
Под названием трассы на Карадаге описаны своеобразные породы
зеленоватого цвета литоидного или брекчиевидного сложения, обладаю-
щие большой крепостью. Они слагают значительную часть Святой горы,
а также маломощные пласты-линзы в лавово-пирокластической толще
Малого Карадага и в нижней части южного склона Святой горы.
Изучение трассов Святой горы показало, что их толща неодно-
родна, в ней по петрографическим признакам выделяется ряд разновид-
ностей, которые протягиваются в северо-восточном направлении, парал-
лельно контакту с лавово-пирокластической толщей Малого Карадага.
Природа трассов окончательно не выяснена. Первые исследователи
Карадага (Прозоровский-Голицын, 1892; Лагорио, 1897) считали их пи-
рокластическими образованиями. Ф. Ю. Левинсон-Лессинг (1933) отнес
эти породы к лавам особого рода, возникшим при внедрении пластич-
ной, почти твердой массы, которая в краевой части дробилась и тотчас
цементировалась лавой. В. И. Лебединский рассматривает трассы как
своеобразные пирокластические образования типа сваренных туфов.
Л вменений блок
На южном склоне Главной гряды между с. Оползневое и курортом
Симеиз залегает комплекс среднеюрских вулканогенных образований,
представленный туфами, лавами и вулканогенно-осадочными породами
(рис. 77). Он слагает сильно залесенный скалистый массив гор Хыр и
Пиляки, поднимающийся над с. Голубой Залив (Лемены) и оврагом,
площадью свыше 5 км2. На западе полоса вулканогенных образований
резко обрывается, сменяясь интенсивно дислоцированным терригенным
флишем таврической серии, а на севере и востоке они перекрыты верх-
неюрскими известняками яйлы и глыбовым навалом хребта Кошки.
318
МАГМАТИЗМ
Сложность тектоники этого района явилась причиной многообразия
геологических схем, выдвигавшихся различными авторами. К. К. Фохт
(1903) и Д. И. Щербаков (1923) рассматривали этот участок как запад-
Рис. 77. Схематическая геологическая карта района Леменского блока.
По В. И, Лебединскому и А. И. Шалимову
Нижний структурный этаж: 1 — тонкоритмичный флиш нижнетаврической
свиты (Т3); 2 — флишоидное переслаивание песчаников, алевролитов, аргиллитов,
линзы гравелитов (эскиординская свита (Ji ?). Средний структурный
этаж: 3 — существенно вулканогенная толща байосского возраста (Jibj"), пред-
ставленная переслаиванием туфов, туфобрекчий, лав кератофиро-спилитовояо соста-
ва; отдельные прослои туфопесчаников и туфосланцев; 4 — существенно терригенная
толща байосского возраста (Ja bj") — переслаивание песчаников, туфопесчаников, ту-
фоконтломератов, аргиллитов; отдельные прослои туфов, линзовидные прослои тем-
ных мергелистых известняков. Верхний структурный этаж: 5 — массив-
ные и слоистые известняки верхней юры (преимущественно оксфордский ярус).
Структурные элементы: 6 — осевые линии крупных антиклиналей; 7 —
осевые линии крупных синклиналей; 3 — надвиги (а — прослеженные, б — предпола-
гаемые); 9— сбросы и сбросо-сдвиги; 10—геологические границы (а — согласные,
б — несогласные, в — невыясненного характера); 11— элементы залегания
ное продолжение опрокинутой антиклинали Беденекыра. Также и
С. Н. Михайловский (1925) считал, что среднеюрские вулканогенные
породы участвуют в строении несимметричной антиклинали северо-вос-
точного простирания.
вулканическая деятельность
319
Породы вулканогенного комплекса отчетливо расчленяются здесь
на две толщи — нижнюю и верхнюю. Нижняя толща сложена преиму-
щественно вулканогенными породами и представляет собой переслаи-
вание потоков спилитовых и керато-спилитовых лав с пачками разнооб-
разных туфов и туфобрекчий; реже встречаются слои туфопесчаников,
аргиллитов, тонкие прослойки мергелистых известняков. Мощность этой
толщи составляет не менее 400 м и несколько уменьшается к северу.
В основании юго-восточного склона гор Хыр нижние горизонты вулка-
ногенной толщи срезаны надвигом (рис. 78).
Верхняя толща имеет существенно терригенный состав и связана
с нижней постепенным переходом. Она представлена переслаиванием
Рис. 78. Схематизированный геологический разрез Леменского блока. По
В. И. Лебединскому и А. И. Шалимову
Нижний структурный этаж: 1 — тонкоритмичный флиш нижнетаврической
свиты (Тз); 2 — флишоидное переслаивание песчаников, алевролитов, аргиллитов,
линзы гравелитов (эокиординская свита—Ji ?). Средний структурный
этаж: 3 — существенно вулканогенная нижняя толща байосского возраста (Jibj');
4 — существенно терригенная верхняя толща байосского возраста (Ъ bj") 5 — аргил-
литы, алевролиты, линзы мергелистых известняков батского возраста (J2 bt). Верх-
ний структурный этаж: 6 — известняки верхней юры; 7 — разрывы
песчаников, аргиллитов, туфопесчаников, туфов, туфоконгломератов,
изредка в ней встречаются линзовидные прослои темных мергелистых
известняков. Эта толща установлена внутри южной полосы вулкано-
генных пород, где она слагает ядро опрокинутой синклинали, прослежи-
вающейся на северо-восток от горы Хыр. Она же согласно перекрывает
вулканогенную толщу на вершине горы Пиляки. Мощность верхней
(терригенной) толщи не менее 130 м, и увеличивается в северо-восточ-
ном направлении.
Возраст пород вулканогенного комплекса по аналогии с другими
частями горного Крыма считают байосским, на что указывает и соглас-
ное перекрывание верхней (терригенной) толщи толщей аргиллитов
и алевролитов, содержащей фауну аммонитов бата (батские аммониты
собраны в окне Беш-Текне к северу от горы Пиляки, промытом среди
известнякрв верхней юры, слагающих поверхность яйлы).
Вулканогенные породы, участвующие в строении Леменского комп-
лекса, представляют собой типичную ассоциацию, характерную для
спилито-кератофировой формации. Состоит она из лав основного и сред-
него состава, подвергшихся частичной или полной альбитизации и хло-
ритизации.
Структура Леменского вулканогенного комплекса отличается свое-
образием и сложностью. Среднеюрский комплекс в силу своей относи-
тельной жесткости образует несколько крупных складок северо-восточ-
ного простирания, опрокинутых на юго-восток. Таким образом, пред-
ставления К. К. Фохта (1905) и Д. И. Щербакова (1293) о наличии
в районе с. Лемены опрокинутой антиклинали в основе своей подтвер-
320
МАГМАТИЗМ
ждаются, однако, с той поправкой, что там имеется не одна, а несколько
опрокинутых складок, разорванных надвигами северо-восточного про-
стирания и сбросами и сбросо-сдвигами субмеридионального и северо-
западного простирания (см. рис. 77). Кроме того, внутри вулканоген-
ного комплекса наблюдаются межпластовые срывы и сдвиги1.
В целом смятые в складки породы вулканогенного комплекса обра-
зуют изолированный блок, обрезанный с запада крупным субмеридио-
нальным сбросом и как бы Погруженный в породы таврической серии.
Восточное ограничение Леменского блока, по-видимому, также тектони-
ческое, но здесь проследить разломы не удалось, ибо они перекрыты
более молодыми смещенными навалами верхнеюрских известняков,
нагромождения которых образуют хребет Кошку.
Геологическая история рассматриваемого района представляется
достаточно сложной. Более грубозернистый состав отложений, отнесен-
ных к эскиординской свите, заставляет считать, что в нижнеюрское
время в этой части Крымского флишевого прогиба возникло поднятие.
В средней юре оно было увенчано вулканом — одним из многих, отно-
сящихся к вулканической дуге, по-видимому, существовавшей в байосе
на месте современного Южного берега. Судя по наличию, с одной сто-
роны, спилитов, а с другой—-своеобразных туфоконгломератов, извер-
жения имели как подводный, так и наземный характер. Временами под-
нятие, видимо, превращалось в вулканический остров, на подводных
склонах которого формировались известняковые биогермы (крупные их
обломки сейчас встречаются среди гидротермально измененных и выве-
трелых спилитов в северо-западном крыле южной синклинали Лемен-
ского блока). В период верхнеюрской регрессии значительная часть вул-
каногенной толщи сохранилась от размыва за счет опусканий по субме-
ридиональным разломам и захоронения в возникшем грабене. В после-
верхнеюрское время Леменский блок, по-видимому, был приподнят по
-той же системе разломов и превратился в горст, после общего поднятия
горного Крыма выведенный на поверхность и вскрытый эрозией.
Вулканогенная толща северо-западного крыла
Качинского антиклинория
Вулканогенная толща этого района существенно лавовая. Она пре-
имущественно сложена потоками спилитов, реже андезито-базальтов,
порфировых базальтов и кварцевых микродиабазов. Кислые лавы от-
сутствуют. По р. Бодрак распространены своеобразные полифировые
двупироксеновые микродиабазы; в них так много вкрапленников пирок-
сенов, что местами эти породы близки к криптовым габбро-норитам.
Наличие полифировых пород свидетельствует о том, что кристаллизация
в одном из периферических магматических очагов зашла дальше, чем
в соседних.
Пирокластические породы представлены главным образом литокла-
стическими и кристаллокластическими туфами, сравнительно небольшая
роль принадлежит лапиллиевым и бомбовым туфам и туфобрекчиям.
По составу пирокластический материал отвечает спилитам и кератофи-
рам.
В вулканогенной толще этого района часто встречаются дайки, осо-
бенно характерные для окрестностей с. Карагач. Здесь известны дайки
порфирового базальта с палагонитом, порфирового микродиабаза и
1 Все эти нарушения осложняют общую структуру Леменского вулканогенного
комплекса. В целом же - он залегает в северном крыле Ялтинской антиклинали.—
Прим. ред.
ВУЛКАНИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ
321
роговообманкового эпиандезита. Значительная часть пород даек испы-
тала неполную альбитизацию, а в некоторых из них плагиоклаз заме-
щен калишпатом.
Мощность вулканогенной толщи увеличивается в северном направ-
лении. В долине Бодрака ее видимая мощность составляет 70—80 м,
а на Альме у с. Карагач достигает 400 м. По всей видимости, на р. Альме
находился один из центров вулканической деятельности.
Верхнебайосский возраст вулканогенной толщи среднего течения
Альмы и Бодрака доказан находками в ней Parkinsonia parkinsoni
Sow. (Муратов, 1959) и Parkinsonia cf. orbigniata Wetzel (Миклухо-
Маклай и Поршняков. 1954). Еще раньше Б. А. Федорович (1927)
обнаружил здесь Belemnites latesulcatus, Parkinsonia sp., Terebratula sp.
ВЕРХНЕЮРСКИЙ (КЕЛЛОВЕЙСКИЙ) ВУЛКАНИЗМ
Выше уже было отмечено, что наличие проявлений верхнеюрского
вулканизма в Крыму признается не всеми исследователями. В частно-
сти, В. И. Лебединский отмечает, что данные о верхнеюрском (келло-
вейском) вулканизме Карадага, приведенные М. В. Муратовым (1959),
являются дискуссионными, и этот вопрос требует дальнейшего изучения.
Именно поэтому имеющиеся, хотя и немногочисленные данные о
верхнеюрском вулканизме заслуживают специального рассмотрения.
Высказывания о верхнеюрском возрасте некоторых изверженных
пород Крыма в литературе были сделаны уже давно. Так, Д. В. Соко-
лов относил вулканические толщи Карадага частично к келловею-окс-
форду, основываясь на наличии галек эффузивных пород типа карадаг-
ских в толще конгломератов титона. Но, конечно, этот факт сам по себе
не является доказательством верхнеюрского возраста эффузивов, а объ-
ясняется тем, что перед титоном среднеюрские эффузивные породы были
глубоко размыты и попали в виде галек в конгломераты.
А. Е. Лагорио (1896) ошибочно относил карадагскую туфолавовую
серию к отложениям моложе верхней юры. Сейчас нет сомнения, что
туфолавовые породы Берегового хребта и Святой горы Карадага отно-
сятся к верхнему байосу, что, в частности, подтверждается находкой
байосского белемнита Megateuthis longa Volz, в туфах побережья
Янышарской бухты (Муратов, 1937).
Спилито-кераТофировая свита Берегового хребта, подробно описан-
ная в разделе о среднеюрском вулканизме, залегает круто падая на се-
веро-запад. Однако на северной оконечности этого хребта, который за-
канчивается горой Кок-Кая, поверх этой верхнебайосской свиты с ясным
угловым несогласием, значительно более полого, с размывом залегает
вторая вулканогенная свита, как показано на рис. 79.
В основании этой второй свиты залегают туфобрекчий дацитового
состава, а выше — андезиты, слагающие вершину горы Кок-Кая. Туфо-
брекчии по простиранию и падению выклиниваются и замещаются ар-
гиллитами с прослоями туфопесчаников, туфобрекчий и конгломератов.
В этих слоях Е. А. Успенской и С. М. Кравченко собрана фауна аммо-
нитов, что привело Е. А. Успенскую к выводу об их келловейском возра-
сте. Следовательно, туфобрекчий и вышележащие андезиты, образую-
щие вулканогенную толщу общей мощностью 80—100 м, должны быть
отнесены также к келловею. Толща аргиллитов и туфопесчаников, под-
стилающая андезиты, по простиранию хорошо прослеживается к юго-
западу вдоль склона Берегового хребта. В них также было найдено
несколько форм келловейской фауны (А. П. Павлов, затем А. Ф. Слуд-
ский, И. Н. Ремизов и др.). К ней же относятся вулканические брекчии
21 Зак. 911
322
МАГМАТИЗМ
и андезиты горки Шапка Мономаха, расположенной недалеко от Кара-
дагской биологической станции.
Как видно, Ф. Ю. Левинсон-Лессинг и Е. Н. Дьяконова-Савельева
(1933) были совершенно правы, выделяя на горе Кок-Кая андезиты и
дациты кайнотипной серии. Эти породы действительно относятся к зна-
чительно более молодым вулканогенным образованиям, чем спилито-ке-
ратофировая свита, и выводы, сделанные указанными авторами по пет-
рографическим признакам, получили стратиграфическое обоснование.
Очень возможно, что дайковые фации кайнотипной серии действительно-
связаны с этими андезитами и дацитами и отражают келловейскую фазу
А вулканизма Карадага. Ко-
[уТУ РЯг ЕЗ* Е2-* 3-3
Рис. 79. Условия залегания келловейских
осадочных отложений и вулканических
толщ на горе Кок-Кая в Карадагской гор-
ной группе (в плане и в разрезе)
1 — верхние андезиты; 2 — глинистые породы
С прослоями конгломератов; 3 — линзы туфобрек-
чий; 4 — байосская туфолавовая серия; 5 — гли-
нистые отложения средней юры; 6 — оползни
нечно, андезиты залегают не
в виде силлов, а представ-
ляют останец типичного ла-
вового покрова, сопровож-
даемого туфобрекчиями.
Келловейский возраст
имеют и небольшие интру-
зивные тела у горы Хабурга
западнее пос. ‘Планерское.
Они внедрены в бат-келло-
вейские глинистые породы.
Прослои вулканических ту-
фов присутствуют в келло-
вейских породах побережья
Янышарского залива.
Очевидно, многие осо-
бенности вулканизма Кара-
дага, в частности столь
большое разнообразие из-
верженных и пирокластиче-
ских пород, объясняется
проявлением там двух эта-
пов вулканизма, которые
были разделены значительным перерывом. При этом состав магмы, пи-
тавшей очаги вулканической деятельности, был существенно различ-
ным в верхнем байосе и в келловее и поэтому по-разному шли процессы
автометаморфизма, что и привело к образованию палеотипной и кайно-
типной серий изверженных пород.
Кроме Карадага, в Крыму нигде пока не известны верхнеюрские
вулканические породы. Он представляет, таким образом, исключение,
что, по-видимому, объясняется особенностями его тектонического поло-
жения: расположение по периферии Туакского антиклинального подня-
тия, погружающегося в восточном направлении на меридиане Карадага.
К югу от него располагался глубокий Судакский синклинальный
прогиб, с непрерывным разрезом отложений бата !, келловея, Оксфорда,
кимериджа и титона, которые достигают мощности 2600—3000 м.
Таким образом, Карадагский центр среднеюрского и келловейского
вулканизма располагался на границе области длительного погружения
Судакской геосинклинали и длительного, но прерывистого поднятия
Туакской геоантиклинали. Здесь локализовались глубокие разломы, раз-
делявшие область поднятий от области погружения. Именно сеть этих
разломов обусловливает чрезвычайную сложность тектоники Карадаг-
1 Байос здесь не вскрыт эрозией, в ядрах антиклиналей обнажаются только бат-
ские глинистые сланцы.
вулканическая деятельность
323
ской горной группы. Вместе с тем некоторые из этих разломов явились
путями для проникновения магмы и служили подводящими каналами
при среднеюрском и келловейском вулканизме.
НИЖНЕМЕЛОВОЙ ВУЛКАНИЗМ
Проявления нижнемелового вулканизма изучены гораздо слабее,
чем среднеюрского. Пирокластические породы, приуроченные к отложе-
ниям, ныне отнесенным к альбским, впервые установил В. В. Аршинов
(1907, 1908, 1910 и др.) в начале текущего столетия в окрестностях Ба-
лаклавы. Затем краткие сведения о них были приведены В. И. Лучиц-
ким (1939) и А. Ф. Слудским (1953), подтвердившими пирокластиче-
скую природу этих пород. Позже работавшие В. И. Лебединский и
Г. И. Добровольская (1961) установили более широкое распространение
этих образований не только в горном Крыму, но и в равнинной части
Крымского полуострова.
Повсюду в Крыму проявления нижнемелового вулканизма устанав-
ливаются только по пирокластическим породам, которые образуют слои
и линзы в толще осадочных пород альбского возраста. Наиболее пока-
зательные обнажения альбских пирокластов находятся в окрестностях
Балаклавы и на горе Кубалач в восточной части Предгорной гряды.
В окрестностях Балаклавы на глины нижнего альба, а в ряде мест
на абрадированную поверхность титонских известняков со следами раз-
мыва налегает пачка пирокластических пород. По данным В. М. Цейс-
лера (1959), возраст ее среднеальбский, однако нами в ней встречена
верхнеальбская форма Mortoniceras inf latum S о w., поэтому возраст
пирокластической толщи скорее всего средний — верхний альб. Состоит
она. из чередующихся пластов кристалло-литокластических и витрокла-
стических «туфов, туффитов и туфогенных песчаников с подчиненными
пластами нормально-осадочных алевритов и глин. В туфах в небольшом
количестве встречаются лапилли андезитового состава. Мощность пиро-
кластической пачки 80—100 м.
Выше по разрезу следуют черные песчанистые глины мощностью
около 25 м с руководящими ископаемыми верхнего альба, сменяющиеся
грубозернистыми песчаниками и гравелитами сеноманского яруса.
Петрографическим изучением балаклавских пирокластических по-
род выявлено большое их разнообразие, среди них установлены мелко-
обломочные кристалло-литокластические и витрокристаллокластйческие
туфы авгито-роговообманково-лабрадорового состава, мелкообломочные
и плотные туффиты, туфогенные песчаники и аргиллиты. Таким обра-
зом, имеется серия постепенных переходов от чисто пирокластических
пород через разности с господствующим (туффиты) и подчиненным (ту-
фогенные породы) содержанием пирокластического материала до нор-
мально-осадочных пород.
В любой породе пирокластического ряда пирокластический мате-
риал отличается от нормально-осадочного по составу и морфологическим
особенностям. Пёрвый представлен обломками и целыми кристаллами
плагиоклаза (лабрадор, реже андезин), авгита, зеленой, бурой и ба-
зальтической роговой обманки, обломками эффузивов с микролитовой
и криптокристаллической структурой основной массы; нормальнооса-
дочный материал представлен кальцитом, глауконитом и незначитель-
ным количеством высокодвупреломляющего слюдистого минерала, раз-
вивавшегося по контакту между обломками эффузивных пород.
Характерной чертой целых кристаллов является их прекрасно со-
хранившаяся кристаллографическая форма, позволяющая определить
грани. Так, в призматических кристаллах плагиоклаза, вытянутых по
21*
324
МАГМАТИЗМ
(100), хорошо развиты грани (010), (001), (201) и (ПО). В коротко-
столбчатых кристаллах авгита четкб выражены грани (НО), (100),
(010), (001), (102). Углы и ребра кристаллов не закруглены, что сви-
детельствует об отсутствии сколько-нибудь существенной механической
обработки пирокластического материала (рис. 80).
Оптические константы минералов из пирокластических пород Ба-
лаклавы, горы Кубалач и равнинного Крыма практически одинаковы,
что свидетельствует о едином питающем источнике.
Рис. 80. Кристаллы плагиоклаза, авгита и роговой обманки, выде-
ленные из балаклавского туфа (Х25). Фото В. И. Лебединского
В туфах рассматриваемых пород содержится большое количество
пироксена и роговой обманки, состав которых дает основание полагать,
что туфы возникли не из базальтовой лавы, а из более кислой, скорее
всего андезитовой, что находит свое подтверждение в наличии в этих
породах лапиллей авгит-роговообманкового андезита.
Другим характерным местом распространения альбской пирокла-
стической толщи является гора Кубалач, в восточной части Предгорной
гряды. Здесь на верхнеальбских темно-серых глинах с Aucelina grypha-
eoides S о w. и Globigerina globigerinoides Subb. залегает пачка туфо-
генных пород мощностью около ЗС м, состоящая из переслаивания пла-
стов туфогенных песчаников, отличающихся главным образом по зер-
нистости. Возраст пачки верхнеальбский, судя по находкам Aucelina
gryphaeoides Sow. (определение В. В. Друщица) и Ticinella aff. gaul-
tina Morosova, Rota lipora sp. и др. (определение H. И. Мас-
лаковой). Туфогенные породы вверх по разрезу сменяются сеноман-
скими песчаниками, мергелями с Neohibolites ultimus Orb. Пирокласти-
ИНТРУЗИВНЫЕ МАССИВЫ
325
ческий материал в туфогенных песчаниках составляет 20—40%, пред-
ставлен кристаллами андезина и зеленой роговой обманки без следов
окатывания, часто кристаллографически правильной формы. Цемент
песчаника глауконито-кальцитовый.
Альбские туфогенные породы на территории равнинного Крыма из-
вестны из разреза Тарханкутской скважины 38 и Новоселовской
скважины 152, в первой — это туфогенный алеврит, во второй — туфо-
генный известняк. Пирокластический материал представлен там целыми
кристаллами и обломками кристаллов микротинового зонального лабра-
дору с многоступенчатым типом прямого зонального строения. Н. И. Чер-
няк и С. Ф. Бунич (1962) описали альбские пирокласты, вскрытые глу-
бокой скважиной на Тарханкутском полуострове.
Сопоставление минерального состава пирокластического материала
из разных пунктов показывает, что в направлении от Балаклавы до
Новоселовского поднятия разнообразие минералов и их количество убы-
вает, что связано с сортировкой и отложением пирокластического мате-
риала в ходе транспортировки и показывает на расположение вулкани-
ческих центров южнее современной береговой линии. Транспортировка
пирокластического материала происходила посредством воздушных те-
чений, ща что указывает отсутствие механической обработки кристаллов
в туфогенных породах, независимо от места их нахождения. Вулканиче-
ские извержения происходили в наземных условиях; об этом свидетель-
ствует не только расположение вулканов южнее современной береговой
линии, где в альбское время была суша (южное крыло мегантиклинория
горного Крыма), но и наличие бурой и особенно базальтической роговой
обманки, образующейся только при излиянии лавы, соприкасающейся
с воздухом. Следу'ет сказать, что размеры пирокластического материала
в балаклавских пирокластах, а также воздушный способ транспорти-
ровки дают основание предполагать, что вулканические центры находи-
лись южнее современной береговой линии не более чем на 100 км (Вло-
давец, 1959).
Верхнеальбский вулканизм в геологической истории отвечает воз-
никновению единого тектонического сооружения — мегантиклинория
горного Крыма — и поэтому может рассматриваться как первое прояв-
ление магматической деятельности послескладчатого этапа развития.
ИЗВЕРЖЕННЫЕ ПОРОДЫ ИНТРУЗИВНЫХ МАССИВОВ
/
В последнее десятилетие был получен ряд важных новых сведений
по магматизму Крыма, что позволило значительно изменить представ-
ления о нем. Так, был установлен базальтовый характер мезозойского
магматизма Крымской геосинклинали. Это фиксируется характером как
вулканических проявлений, объединяемых в спилито-кератофировую
формацию, так и интрузивных, представленных породами, возникшими
из основной магмы и продуктов ее дифференциации (Кравченко, 1955,
1958; Лебединский, 1962ь 19622). Ранее же господствовавшие представ-
ления о гетерогенном базальтово-гранитном характере мезозойского
магматизма Крыма (Лучицкий, 1939) не подтвердились.
Петрографические исследования показали, что в основе ошибочных
представлений о «гранодиоритовой и диоритовой» магме лежало тради-
ционно неверное определение номера плагиоклаза (25—35 вместо 80—
100) в меланократовых зернистых породах. Вместе с тем было установ-
лено, что плагиогранит-порфиры, пространственно связанные с секущи-
ми интрузивными телами, являются поздними дифференциатами базаль-
товой магмы (Кравченко, 1958).
326
МАГМАТИЗМ
В последние годы было начато изучение домезозойского магматиз-
ма методом исследования галек гранитов и других магматических пород'
в конгломератах горного Крыма (Лебединский и Добровольская, 1962,
1965; Юрк и Добровольская, 1965).
В настоящее время в истории развития Крыма можно выделить сле-
дующие интрузивные проявления: 1) домезозойские гранитоиды; 2) верх-
нетриасово-байосские пластовые интрузии габбро-диабазов; 3) байосские
несогласные интрузивные тела габбро-диабдзов и плагиогранит-пор-
фиров.
Особое место занимают гранитоиды, в виде валунов известные
в окрестностях Балаклавы.
ДОМЕЗОЗОЙСКИЕ ГРАНИТОИДЫ
Магматическая деятельность в палеозое устанавливается исключи-
тельно по крупнообломочному материалу изверженного происхождения
в наиболее древних конгломератах горного Крыма (триасовых и юр-
ских) ; он поступал с южной части складчатого сооружения, ныне затоп-
ленной водами Черного моря.
Конгломерат на склоне Массандровской горки близ Ялты образует
линзу в аргиллитовых породах таврической серии (Миклухо-Маклай и
Муратов, 1958; Лебединский, Добровольская, 1962). Галька и валуны
составляют около 20% всей породы и представлены главным образом
известняками и песчанистыми известняками. Изверженные породы вхо-
дят в состав галек и валунов, по составу отвечающих гравелитам, поли-
миктовым песчаникам и песчанистым известнякам, т. е. интересующие
нас породы дважды переотложены.
Комплекс фораминифер, установленный А. Д. Миклухо-Маклаем
в песчанистых известняках, указывает на верхнепалеозойский возраст
последних. Следовательно, пластический материал несомненно домезо-
зойский. Но учитывая отсутствие сколько-нибудь заметных проявлений
регионального метаморфизма в этих породах, надо полагать, что их воз-
раст несомненно древнее. По данным Ю. Ю. Юрка и Т. И. Доброволь-'
ской (1965), абсолютный возраст галек гранитов и конгломератов мыса
Меганом и горы Чатырдаг равен соответственно 210 и 281 млн. лет, что
отвечает триасовому и пермскому периодам, а галек из юрских конгло-
мератов с горы Демерджи 956—1100 млн. лет, что отвечает верхнему
протерозою.
По данным В. И. «Лебединского и Т. И. Добровольской, среди галек
и валунов средне- и верхнеюрских конгломератов в окрестностях сел
Рыбачье, Лучистое, Богатое встречены гранатсодержащие граниты.
Гальки и валуны средне- и верхнеюрских конгломератов состоят из по-
род палеозоя, верхнего триаса — лейаса, средней и верхней юры и пред-
ставлены большей частью осадочными породами. Магматические поро-
ды имеют подчиненное распространение, обычно это порфириты, диа-
базы, спилиты, альбититы, фельзиты, биотитовые порфиры, гранит-пор-
фиры, аплитоидные и катаклазированные граниты. Ограниченно распро-
странены и метаморфические породы — различные сланцы, яшмы, квар-
циты и роговики.
Привнос обломочного материала верхнеюрских конгломератов про-
исходил с юга, о чем свидетельствует фациальное замещение конгломе-
ратов в северо-восточном направлении песчано-карбонатной толщей (на-
пример, на горе Южная Демерджи). В пределах современного Черного
моря в средне- и верхнеюрское время располагались области размыва
(Кизевальтер, Муратов, 1959; Лебединский, Добровольская, 1962),
ИНТРУЗИВНЫЕ МАССИВЫ
327
в строении которых принимали участие изверженные породы домезозой-
ского возраста.
Собственно интрузивные породы в гальках верхнеюрских конгло-
мератов представлены аплитоидными гранитами. Это розовая мелкозер-
нистая порода с редкими кристаллами красного граната поперечником
до 2—5- мм. Структура ее гипидиоморфнозернистая. Порода состоит из
кварца, микроклина, олигоклаза, граната существенно альмандинового
состава и редких чешуек разрушенного биотита.
Как установлено Лебединским и Добровольской (1965), гранат
в граните Демерджи первичномагматического происхождения; Это сви-
детельствует о том, что кислая магма испытала значительную ассими-
ляцию на больших глубинах.
ВЕРХНЕТРИАСОВО-БАЙОССКИЕ ПЛАСТОВЫЕ ИНТРУЗИИ
ГАББРО-ДИАБАЗОВ
В течение верхнего триаса и юры (до байоса включительно) в пе-
риод геосинклинального этапа развития Крымского геосинклинального
прогиба происходило внедрение основной магмы с образованием пла-
стовых интрузий. Эти тела долгое время оставались почти неизвестными,
и только в последнее время они были исследованы В. И. Лебединским
(19621, 19622) и А. И. Шалимовым.
Пластовые интрузии залегают преимущественно среди флишевых
отложений таврической серии (верхний триас — лейас) и значительно
реже встречаются в более молодых образованиях, относимых к байос-
ским.
Поле наиболее широкого проявления силлов расположено в преде-
лах Качинского антиклинория, тяготея к северо-западному крылу по-
следнего. Здесь в верховьях Альмы, Салгира и Бодрака сосредоточено
несколько десятков пластовых интрузий разных размеров, протяженно-
сти и дислоцированности. Большинство их залегает среди пород верх-
него триаса. На Бодрак-Альминском междуречье, а также на правобе-
режье Салгира у с. Лозовое отдельные силлы встречаются среди песча-
ников, гравелитов и сланцев экскиординской толщи (средний — верхний
лейас). Пластовые интрузии среди терригенных среднеюрских отложе-
ний известны у с. Трудолюбовка (Кочурова, 1960).
Вещественный состав пластовых интрузий довольно однообразен,
они сложены габбро-диабазами и их порфировыми разностями, диаба-
зами, реже кварцевыми габбро-диабазами, альбитофирами и порфири-
тами.
Особенностью всех силлов является резко выраженное зональное
изменение структурно-текстурных типов слагающих их пород от контак-
тов к центру при наличии постепенных переходов между ними. Так,
в пластовой интрузии мощностью 5,2 м в истоках Бодрака имеет место
следующая смена пород: афанит — миндалекаменный порфирит — диа-
базовый порфирит — мелкозернистый габбро-диабаз — среднезернистый
габбро-диабаз. Оптические свойства породообразующих минералов этой
интрузии по ее разрезу практически не изменяются (рис. 81).
Мощность пластовых интрузий меняется от полуметра до несколь-
ких метров, в редких случаях достигает 10—15 м (рис. 82), но в преде-
лах одного тела мощность выдержанная, сколько-нибудь заметных пере-
жимов и раздувов не встречается. По простиранию пластовые интрузии
обычно удается проследить на десятки и сотни метров, в отдельных же
случаях в пределах слабо нарушенных блоков таврической серии они
прослеживаются на несколько километров. Так, например, уже в вер-
ховьях Бодрака силл габбро-диабаза мощностью 5,2 м располагается
328
МАГМАТИЗМ
в блоке моноклинально залегающих отложений таврической серии и
прослеживается по простиранию на 3,5 км. Элементы его залегания и
мощность на этом протяжении заметно не изменяются, а выклинивание
происходит на отрезке, не превышающем 20—25 м.
Небольшие расстояния, на которые прослеживаются большинство
интрузий, чаще обусловлены не малыми их размерами, а наличием мно-
гочисленных поперечных нарушений типа сбросов, смещающих и уводя-
щих смещенные блоки за пределы обнаженных участков. Мелкие попе-
речные нарушения с видимыми амплитудами перемещения в несколько
и десятки метров наблюдались во многих пластовых интрузиях.
Рис. 81. Диаграмма, показывающая зависимость оптических
свойств фемических минералов из габбро-диабазового силла
от расстояния от контакта в истоках р. Бодрак. По В. И. Ле-
бединскому
Приведенные данные о пластовых интрузиях позволяют утверждать,
что в Крымской геосинклинали в верхнетриасово-нижнеюрское время
вплоть до байосского века широко проявлялся магматизм. По разломам,
образовавшимся в связи с прогибанием бассейна, магма поднялась
в верхние горизонты земной коры и распространилась между еще не
дислоцированными отложениями таврической серии и байоса. Морфоло-
гия пластовых тел и отчетливо согласный характер их контактов по от-
ношению к вмещающим породам наряду с отсутствием признаков, сви-
детельствующих о механической активности магмы в момент внедрения,
убедительно свидетельствуют в пользу доскладчатого происхождения
этих интрузий. Только в нескладчатых, еще слабо консолидированных
отложейиях магма могла свободно проникать между слоями' и распро-
страняться на значительные расстояния. Наличие складчатых деформа-
ций в осадочных породах исключает возможность образования интру-
зий, подобных крымским силлам.
Образование пластовых интрузий представляло, по-видимому, дли-
тельный процесс и происходило в течение всего верхнетриасового и боль-
шей части нижнеюрского времени. Ему соответствуют фазы верхнетри-
асового и нижнеюрского вулканизма. Меньше распространены средне-
юрские пластовые интрузии. Несомненно байосскими пластовыми интру-
зиями являются силлы, заключенные в складчатых байосских отложе-
ПЕТРОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ
329
ниях (например, в окрестностях с. Трудолюбовка). Петрографически
они сложены хлоритизированными диабазовыми порфиритами, а по дан-
ным Р. Н. Кочуровой (1960), — мелафирами.
|уу~|/ tWk EBUk ESk ОН7 ЕЗ*

Рис. 82. Силлы различных районов горного Крыма (1—силл Бейшуй-
ский; 2 — силл Бодракский; 3 — силл Салгирский; 4 — силл Партенитский).
По В. И. Лебединскому
1 — внутренние зоны силлов; 2 — энщоконтактные зоны силлов; 3 — секущая дайка
диабаза; 4 — раздробленные диабазы; 5 — вмещающие флишевые образования тав-
рической серии; 6 — секущие жилы лампрофирового облика; 7 — элементы залега-
ния контактовой поверхности; 8 — сбросы и сдвиги прослеженные, предполагаемые;
3 — трещины отдельности (а — пластовые трещины, параллельные контактовой по-
верхности); 10 —• элементы залегания вмещающих пород; 11—элювиальные и делю-
виальные образования
Определение точных возрастных границ для отдельных интрузий
затруднительно, так как складчатые структуры в верхнетриасовом —
нижнеюрском бассейне росли постепенно. Точная датировка пластовых
интрузий может быть сделана при условии установления возраста вме-
330
МАГМАТИЗМ
щающих пород и локальных несогласий, развивавшихся на отдельных
растущих поднятиях.
Эти представления подтверждаются и данными абсолютной геохро-
нологии. Так, возраст пластовой интрузии кварцевого габбро-диабаза
«Куполок» в окрестностях с. Партизанское, определенный калий-арго-
новым методом в Лаборатории геологии докембрия АН СССР, равен
206 млн. лет (по данным А. И. Шалимова), а возраст пластовой интру-
зии габбро-диабаза в истоках р. Бодрак, по данным А. В. Фирсова
(1963), составляет 154 млн. лет. В последнем случае возраст, по-види-
мому, несколько омоложен, так как силл залегает в -породах тавриче-
ской серии и вместе с ними дислоцирован.
БАЙОССКИЕ НЕСОГЛАСНЫЕ ИНТРУЗИВНЫЕ ТЕЛА
ГАББРО-ДИАБАЗОВ И ПЛАГИОГРАНИТ-ПОРФИРОВ
Среди современных исследований нет единогласия о закономерно- а
стях размещения интрузивных тел в основных тектонических структу-
рах горного Крыма. По представлению М. В. Муратова (1949) и
С. М. Кравченко, первостепенную роль в локализации несогласных ин-
трузивных тел играют поперечные по отношению к простиранию Крым-
ского мегантиклинория структуры и связанные с ними разломы и также
важную, но подчиненную — продольные. С этой точки зрения централь-
ная часть Южного берега рассматривается как область сочленения
Туакского антиклинория и Юго-Западного синклинория.
В. И. Лебединский и А. И. Шалимов считают, что размещение маг-
матических проявлений определяется несколькими причинами и что осо-
бенности локализации магматических проявлений указывают на суще-
ствование продольной и поперечной зональности. Продольная зональ-
ность отражает господствующее простирание стратифицированных толщ
мезозоя. Проявляется она в том, что изверженные породы образуют
две прерывистые полосы северо-восточного (до субширотного) прости-
рания— северную и южную. Поперечная зональность выражается тем,
что магматические тела не распространены равномерно по простиранию,
а образуют сгущения в виде нескольких полос или зон, перпендикуляр-
ных простиранию складчатых структур. Эта зональность действительно
связана с крупными, длительно развивавшимися поперечными разло-
мами.
Несогласные интрузивные тела габбро-диабазов в Крыму выходят
на дневную поверхность в четырех районах:
1. В центральной части Южного берега, в пределах Алуштинской
антиклинали (рис. 83, 84). Суммарная площадь выходов интрузивных
пород составляет там около 90% общей площади выходов интрузивных
пород в горном Крыму (массивы Аю-Даг, Чамны-Бурун, Урага и др.).
2. В западной части Южного берега (окрестности Мухалатки, Фо-
рбса, Алупки и др.).
3. На севере Качинского антиклинального поднятия близ Предгор-
ной гряды (окрестности сел Прохладное, Трудолюбовка).
4. В пределах Туакского поднятия в восточной части горного Кры-
ма (Солнечногорск, долина р. Суук-Су севернее Судака).
Массивы плагиогранит-порфиров обнажаются почти исключительно
в пределах первого из названных районов (небольшой массив этих по-
род находится также в окрестностях с. Украинка близ Симферополя).
Габбро-диабазы и комагматичные им плагиограниты, не образующие
на поверхности массивов, установлены также в обломках верхнебайос-
ских туфобрекчий и конгломератов на Карадаге, Леменах, в Балаклаве.
ПЕТРОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ
331
Нижняя возрастная граница как основных, так и кислых интрузив-
ных тел определяется тем, что они секут и метаморфизуют верхнетриа-
совые — нижнеюрские отложения таврической серии.
Особенность морфологии несогласных интрузивных тел цент-
ральной части Южного берега состоит в том, что современный
Рис. 83. Схема геологи-
ческого строения юга
центральной части гор-
ного Крыма. По
С. М. Кравченко
1 — верхиетретичные-четвер-
тичные морские, аллювиаль-
ные отложения, оползни и
обвалы; 2 — отложения Окс-
форда, главным образом из-
вестняки; 3 — плагиограиит-
порфиры, плагиогранодио-
рит-оюрфиры кварцевые, ди-
орит-порфиры, часто альби-
тизированные; 4 — габбро-
диабазы. иногда альбитизи-
роваиные и корродирован-
ные кварцем; 5 — диабазо-
вые порфириты, миндалека-
менные, часто альбитизиро-
ванные; 6 — среднеюрские
отложения, песчаники и
сланцы; 7 — отложения тав-
рической серии
Рис. 84. Гора-лакколит Аю-Даг (Медведь), близ
Гурзуфа
эрозионный срез обнажает их естественную поверхность и хорошо
выявляет их форму. Они представляют собой слепые верти-
кальные дайки с более или менее раздутыми верхними частями и сход-
ны с описанной Гюо в горах Хайвуд (штат Монтана, США) «headed-
dake» — верхушечной дайкой (Ларсен и др., 1941). Изверженные породы
332
МАГМАТИЗМ
намного более устойчивы к выветриванию, чем породы таврической се-
рии, поэтому интрузивные тела эродированы на глубину не более 15—
20 м, а современный рельеф часто почти идеально совпадает с верхней
контактовой поверхностью массивов.
В структуре района господствуют два направления трещин и раз-
ломов: северо-восточное и северо-западное и поэтому все мелкие разду-
тые дайки центральной части Южного берега Крыма, а Дакже сводовые
формы верхней контактовой поверхности ориентированы в северо-во-
сточном и северо-западном направлениях.
Верхняя контактовая поверхность крупных габбро-диабазовых мас-
сивов представляет собой систему сопряженных сводов северо-восточ-
ного и северо-западного простирания. Вместе с тем сама форма назван-
ных массивов свидетельствует о том, что они являются мощными, вет-
вящимися под прямым углом верхушечными дайками. Так, по данным
С. М. Кравченко, верхняя контактовая поверхность Аю-Дага, распадаю-
щаяся на два свода, возникла в результате слияния двух верхушечных
даек; каждому своду на глубине соответствуют мощные дайки северо-
восточного и северо-западного направления, представляющие собой эле-
менты вертикального тела. Боковые контактовые поверхности габбро-
диабазовых массивов близки к вертикальным и нередко книзу подвора-
чиваются внутрь массива. , *
Близкие к изометричным тела, фиксирующие различные стадии
перехода от дайкообразных к куполовидным формам (Аю-Даг, Парте-
нит, Кастель и др.), встречаются только в южной части района на500—
1000 м ниже, чем интрузивные тела северной части, где наблюдаются
только удлиненные формы верхушечных даек. '
При прочих равных условиях переход от дайкообразных к штокооб-
разным формам интрузивных тел, связанный с увеличением вязкости
расплава, должен был бы происходить тем отчетливее, чем меньше рас-
стояние от уровня становления массива до дневной поверхности. Между
тем в данном районе наблюдаются обратные ‘соотношения. Возможно,
что несоответствие это обязано опусканию прибрежной зоны и подъему
Главной гряды и примыкающей к ней части. Следует заметить, что со-
ответствующее распределение знаков вертикальных движений существо-
вало не только в четвертичном периоде, но, возможно, и ранее.
Строение габбро-диабазовых несогласных массивов однотипно.
В периферических частях обязательно присутствуют миндалекаменная
оторочка, а иногда гибридизированные зоны, обогащенные интерстици-
онным кварцем, и зоны кварцево-натриевого метасоматоза. Миндалины
обычно ориентированы уплощенной стороной параллельно контакту.
Мощность периферической зоны у наиболее крупных массивов 10—20 м.
Внутренние части массивов сложены крупнокристаллическими, обычно
бескварцевыми габбро-диабазами. В них часто наблюдается полосча-
, тость за счет плоскостного распределения авгита и плагиоклаза или
позднемагматического и эпимагматического кварца (Аю-Даг, Урага,
Чамны-Бурун, Ай-Тодор и др.). В составе крупных массивов установ-
лены дайки диабазовых порфиритов, диорит-порфиритов и жилы мета-
сом атитов.
Строение плагиогранит-порфировых массивов проще. Несмотря на
значительные размеры, они полностью сложены порфировыми, почти
всегда альбитизированными породами. В телах линзовидной формы
(Сераус) установлена ориентировка вкрапленников и лейст плагио-
клаза. Встречаются полосчатые разности с плоскостным распределением
темноцветных компонентов.
Форма верхней контактовой поверхности гранит-порфировых мас-
сивов близка к куполообразной или сводообразной.
ПЕТРОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ
333
Контактовая поверхность массивов кислого и основного состава об-
разует своеобразные изгибы, которые могут рассматриваться как своего
рода складки волочения. Трещинная тектоника большинства интрузив-
ных тел конформна и обусловлена контракцией при остывании. Вблизи
контактовой поверхности отдельность плитчатая, в глубоких участках
приближается к параллелепипедальной.
По отношению к структурам вмещающей толщи интрузивные тела
резко несогласны.
По классификации А. А. Полканова крымские несогласные интру-
зивные тела принадлежат к вертикальным, реже наклонным трещинным
плутонам третьей величины, дискордантным, конформным, дисгармо-
ничным.
Габбро-диабазовые и плагиогранитные массивы прорывают верхне-
триасовые— лейасовые отложения таврической серии. При этом плагио-
гранит-порфиры моложе габбро-диабазов (в массиве горы Кастель
встречены ксенолиты габбро-диабазов). Верхняя возрастная граница
габбро-диабазов определяется тем, что их обломки встречаются в верх-
небайосских туфобрекчиях. Таким образом, геологические данные гово-
рят об одновременности образования байосской вулканогенной толщи
и интрузивных массивов основного и кислого состава.
По данным Л. В. Фирсова (1963), абсолютный возраст габбро-диа-
базов Аю-Дага, диабазовых порфиритов близ с. Прохладное и Алупки
и плагиогранит-порфиритов горы Сераус укладывается в пределы 152—
163 млн. лет при среднем значении 158 млн. лет, что соответствует бай-
осу. • .
В последнее время работами С. М. Кравченко и В. И. Лебе-
динского были значительно уточнены представления о петрографи-
ческом составе несогласных интрузивных тел. Было установлено,
что в строении массивов принимает участие небольшое число истинно
магматических пород основного и кислого состава. Это бескварцевые
и кварцевые габбро-диабазы, а также плагиограниты и плагиогранодио-
рит-порфиры и кварцевые диоритовые порфириты. Заметная роль при-
надлежит и метасоматическим породам среднего состава, которые ранее
характеризовались как магматические кварцевые диориты, банатиты и
гранодиориты (Лучицкий, 1939, 1948). Метасоматоз натрово-кремнезе-
мистого характера проявился в сильном преобразовании магматических
пород: альбитизации и новообразовании кварца с резкой коррозией ряда
первичных минералов.
Появление значительного количества магматического кварца в габ-
бро-диабазах, по представлению С. М. Кравченко, связано главным об-
разом с процессами гибридизма на глубине, протекавшими в ходе под-
нятия расплава. Об этом свидетельствуют неустойчивость петрографи-
ческого облика, появление необычных акцессорных минералов (ортита,
сфена) и развитие метасоматических процессов.
Следует указать на некоторые особенности минерального состава
несогласных интрузий, установление которых дало основание освобо-
диться от некоторых ошибочных данных, ставших уже традиционными.
Так, в габбро-диабазовых массивах плагиоклаз основного состава имеет
зональное строение; большая часть кристалла отвечает битовниту-анор-
титу, а периферическая кайма, составляющая обычно около 0,1 объема
кристалла, изменяется по составу в пределах нескольких десятков но-
меров. Моноклинный пироксен представлен авгитом пижонитового
характера (Лебединский, 1961). Присутствует также ромбический ли-
роксен в виде мелких кристаллов (прямое погасание, 2V = —58°, пр =
= 1,695, ng= 1,707, что отвечает гиперстену). Указываются и редкие
кристаллы оливина (2У=—84°, форстерит).
334
МАГМАТИЗМ
В кварцевых габбро-диабазах кварц выполняет интерстиции; ино-
гда это близко расположенные довольно крупные выделения, гаснущие
одновременно и отчасти цементирующие плагиоклаз. В метасоматиче-
ски измененных габбро-диабазах всегда встречается в большем или
меньшем количестве новообразованный (эпимагматический) кварц.
В отличие от магматического он развивается по кристаллам плагио-
клаза. При коррозии и одновременной альбитизации последнего возни-
кают срастания кварца и альбита, морфологически напоминающие
гранофировые и микропегматитовые. Раньше такие образования оши-
Рис. 85. Отпрепарированная верхняя часть куполовидной интрузии
у пос. Мухалатка ।
На заднем плане видны обрывы яйлы
бочно описывались как микропегматитовые срастания кварца и орто-
клаза (Лучицкий, 1939).
В массивах плагиогранит-порфиров вкрапленники плагиоклаза
зонального строения (от № 48 до № 34) в целом отвечают андезину,
довольно часто альбитизированному.
В западной части Южного берега известно небольшое число несо-
гласных мелких интрузивных тел основного состава: в Алупке,
Оползневом, Мухалатке, Форосе и их окрестностях. Лучше всего
обнажены массивы на территории дома отдыха в Мухалатке.
Куполообразные массивы там хорошо отпрепарированы и вместе
с тем не разрушены. В рельефе онй резко выделяются в виде куполов,
торчащих над сланцевым Южным берегом в виде гигантских каменных
ядер (рис. 85). Наличие припая аргиллитов на поверхности массивов,
сохранность краевой миндалекаменной оболочки, густая сеть мелких
трещин на поверхности, быстро угасающих с глубиной — все это свиде-
тельствует о том, что видимая куполообразная форма интрузивных тел
полностью отвечает истинной.
Морфологически верхняя часть Мухалатских массивов представля-
ет собой сочетание пологого свода с крутостенными боковыми поверх-
ностями (рис. 86), переходящими в вертикальные. Свод осложнен вало-
образными поднятиями, желобоподобными впадинами, в расположении
которых иногда улавливается тенденция к радиальному размещению.
ПЕТРОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ
335
Аргиллит-песчаниковые породы таврической серии в зоне контакта
брекчированы и сильно перемяты, вплоть до развальцевания. В этом
своеобразном тектоническом месиве встречаются сферической и эллип-
соидальной формы обособления аргиллитов с блестящей поверхно-
стью— уцелевшие от раздробления и затем сдавленные участки вме-
щающих пород.
Мощность зоны интенсивного механического преобразования оса-
дочных пород в контакте с массивом небольшая, не более 3—4 м. Кон-
тактовый метаморфизм очень слабый, проявляется в уплотнении аргил-
лит-песчаниковых пород на расстоянии нескольких десятков санти-
метров.
*50S Wjw
ргд? Iw|2 (7у ГТОЬ
Рис. 86. Структурная схема западного Мухалатского массива. По В. И. Ле-
бединскому
1 — диабазовый порфирит внутренней части массива; 2 — диабазовый порфирит
С редкими экрапленника.мил^промежуточной зоны; 3 — афанит краевой зоны; 4 —
аргиллит-песчаниковые породы таврической серии; 5 — сбросы; 6—изолинии контак-
товой поверхности массива через 2,5 м
Мухалатские массивы представляют собой простые недифференци-
рованные тела, образовавшиеся путем однократного поступления магмы
в камеру. Дифференциации на месте становления интрузивов не было,
но в связи с быстрым охлаждением в близповерхностных условиях воз-
никла концентрическая зональность. Микродиабазы на периферии мас-
сива с плохо выраженной порфировой структурой замещаются в более
глубоких участках, диабазовыми порфиритами.
В Алупке и ее окрестностях также известно несколько несогласных
интрузивных массивов основного состава. Сравнительно хорошо сохра-
нился массив горы Кара-Кая. В. нем хорошо выражено концентрическое
зональное строение: оболочка сложена диабазовым порфиритом, глу-
бокие части — равномернозернистым габбро-диабазом.
Так называемый алупкинский «Хаос», находящийся в парке курор-
та, представляет собой скопление огромных глыб альбитизированного-
диабаза. У большинства глыб форма близка к полиэдрической, неясно'
параллелепипедальной и пирамидальной. «Хаос» в целом по форме на-
поминает купол, вершина которого увенчана огромной глыбой пира-
мидальной формы (в основании ее размер 7X8 м, высота 6 м). Глыбо-
вый развал «Хаос» образовался путем механического разрушения на
месте интрузивного массива под влиянием оползней и, возможно, сейс-
мических толчков.
Между Главной и Предгорной грядами мелкие интрузивные тела
основного состава известны в окрестностях сел Трудолюбовка, Про-
336
МАГМАТИЗМ
хладное, Соколиное и в. некоторых других местах. В верхних частях
все эти тела имеют ясные признаки раздува (Павлинов, 1949). Сложены
они в периферической части диабазовыми порфиритами, к центру сме-
няющимися мелкозернистыми или неясно порфировидными диабазами.
Исключением является небольшой массив близ с. Прохладное, имею-
щий кислый состав (кварцевый диоритовый порфирит).
Интрузивные тела восточной части Южного берега известны у Сол-
нечногорска и в ядре антиклинали Суук-Су. Севернее Судака, у северо-
западной окраины Солнечногорска, эрозия успела вскрыть только сво-
довую часть интрузивного массива диабазового порфирита, переходя-
щую в боковые поверхности. Длина обнаженной части не превы-
шает 15—20 м.
В левом борту долины р. Суук-Су, севернее Судака, издавна изве-
стен выход порфиритов, представляющих собой пластовую интрузию.
Поблизости находится несогласная интрузия габбро-диабазового пор-
фирита (Макаров, 1964). Это асимметричное куполовидное хорошо от-
препарированное тело длиной около 200 м и шириной’ до 40 м. Хорошо
сохранился ямчато-бугристый характер контактовой поверхности. Вме-
щающие аргиллит-песчаниковые породы таврической серии на контакте
сильно перемяты, термальный метаморфизм слабый.
ВАЛУНЫ ГРАНИТОИДОВ В ОКРЕСТНОСТЯХ БАЛАКЛАВЫ
О гранитоидах в окрестностях Балаклавы известно еще со времен
работ А. Е. Лагорио (1887), который считал, что они находятся в корен-
ном залегании и прорывают юрский конгломерат. Позже А. Зайцев
уточнил геологическую позицию гранитоидов, указав, что они представ-
ляют собой валуны. В. В. Аршинов (1910) считал их эрратическими
образованиями, принесенными с суши, находившейся южнее современ-
ной береговой линии. М. В. Муратов (1960) также допускает, что эти
валуны были принесены с южной суши. Специально занимавшийся изу-
чением валунов балаклавских гранитоидов А. Ф.-'Слудский (1953) при-
шел к выводу, что эти породы принесены ледниками, спускавшимися
с высокого горного берега и отлагавшими валунный материал в при-
брежной зоне. Горная суша, скорее всего палеозойского возраста, нахо-
дилась к югу от современных берегов Крыма.
Таким образом, к настоящему времени у исследователей вырабо-
талось единое мнение о поступлении валунов гранитоидов с юга, с древ-
ней суши, ныне затопленной водами Черного моря.
О возрасте массивов гранитоидов, за счет ч разрушения которых
возникли валуны, можно высказать только предположения. Нужно
иметь в виду, что между временем внедрения гранитов на глубине и
выходом их на поверхность, когда они оказались в сфере экзогенных
процессов и начали разрушаться и переноситься, должен был пройти
значительный отрезок времени, не меньше геологического периода. Сле-
дует иметь в виду также, что валуны представлены не обычными ка-
лиевыми, а плагиоклазовыми гранитами, которые характерны для
начальных и ранних этапов развития геосинклинальных областей до
главной складчатости. По минеральному составу эти гранитоиды сход-
ны с плагиоклазовыми гранит-порфирами Южного берега.
Все эти данные позволяют считать, что массивы плагиоклазовых
гранитов, за счет разрушения которых возникли валуны Балаклавы,
представляют собой аналоги массивов плагиоклазовых гранит-порфи-
ров Южного берега. Резкое различие в зернистости тех и других обу-
словлено, по-видимому, разной глубиной их застывания. Южнобереж-
ные интрузии формировались в приповерхностных условиях, а породы
ПЕТРОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ
337
в ныне затопленной части Крымского складчатого сооружения — на зна-
чительных глубинах. Возможно, что последние отличались и более круп-
ными размерами.
Петрографическое изучение валунов показало, что в основном они
сложены разнозернистыми биотит-роговообманковыми плагиоклазовы-
ми гранитами, редко встречаются авгит-роговообманковые гранит-пор-
фиры. Главными минералами этих пород является кварц, плагиоклаз
(№ 22—32), зеленая роговая обманка (2V=—76°, cNg=V7—19°, пр =
= 1,665, /tg =1,683) и хлоритизированный биотит. При уменьшении со-
держания кварца и увеличении плагиоклаза и темноцветных минералов
гранитоиды представлены плагиогранодиоритами и плагиоклазовыми
кварцевыми диоритами. В породах гранит-порфировой структуры появ-
ляется авгит (2V= +52°, пр = 1,684, /2^=1,708).
ПЕТРОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ МАГМАТИЧЕСКИХ
ПОРОД КРЫМА И НЕКОТОРЫЕ ВОПРОСЫ ПЕТРОГЕНЕЗИСА
Верхнетриасовые кератоспилитовые лавы (№ 1—табл. 17) в об-
щем отвечают породам натриевого ряда. Нижнеюрская кератоспилито-
вая лава (№ 2) отличается от верхнетриасового кератоспилита боль-
шим количеством Na2O и возросшей ролью кальция в составе моно-
клинного пироксена. Особую группу составляют нижнеюрские лавовые
диабазы (№ 3) с низким содержанием SiO2 и Na2O.
Провинциальные петрохимические особенности среднеюрских спи-
литов (№ 6) состоят в низком содержании SiO2, повышенном MgO и
преобладании окисного железа над закисным. Карадагский кератофир
(№ 8) сильно отличается от кератофира Дэли, это порода существенно
натриевого ряда. В целом среднеюрские лавы характеризуются высоким
содержанием щелочей при преобладании Na2O над КгО, пониженным
TiO2 при преобладании Fe2O3 и суммарного железа над MgO. Основные
интрузивные породы горного Крыма также обнаруживают отличия по
сравнению со средними составами Дэли. Габбро-диабазы из внутренних
частей крупных массивов (№ 11) отличаются повышенным содержа-
нием кальциевого алюмосиликата и высокой железистостью темноцвет-
ных минералов. Диабазы мелких куполовидных интрузий (№ 13) по
химизму близки к породам крупных массивов.
Породы кислых куполовидных массивов — плагиогранит-порфиры
(№ 15), плагиогранодиорит-порфиры и кварцевые диоритовые порфи-
риты— характеризуются резким преобладанием Na2O над К2О при
величине суммы щелочей, характерной для гранитоидов. К плагиогра-
нитному ряду принадлежат также породы валунов в окрестностях Ба-
лаклавы (№ 16).
Общей петрохимической особенностью магматических пород гор-
ного Крыма является повышенное содержание суммы щелочей при
резко подчиненной роли КгО (табл. 17) по сравнению со средними со-
ставами пород щелочноземельного ряда. Эта петрохимическая особен-
ность присуща всем крымским изверженным породам в эффузивной и
интрузивной фации, начиная с верхнетриасовых и кончая среднеюр-
скими. Она отражает приуроченность магматической деятельности этого
времени к геосинклинальному этапу развития горного Крыма.
Крымские магматические породы обладают рядом общих особенно-
стей распределения микроэлементов. Определялись, но не установлены
гафний, золото, лантан, вольфрам, ниобий, молибден, висмут, уран, та-
лий, тантал, ртуть и сурьма. Во всех породах из разновозрастных маг-
матических комплексов постоянно присутствуют медь и ванадий. Полу-
постоянными элементами являются барий, цирконий, никель, хром,
22 Зак. 911
Средний химический состав изверженных пород горного Крыма
Таблица 17
№ обр. SiO3 тю2 А120з Fe3O3 FeO MnO MgO CaO Na3o K3O p2o5 so3 co3 H2O + H2O- Сумма
- 1 54,97 1,10 13,41 4,68 6,56 0,11 4,83 4,13 4,16 0,68 0,16 0,14 0,51 3,39 1,13 100,14
2 53,30 0,97 14,41 4,02 4,64 0,12 3,64 6,40 5,99 0,08 0,14 0,62 3,42 2,22 . 0,53 -100,50
3 47,62 0,83 12,87 2,58 6,49 0,13 3,67 10,47 2,89 0,16 0,13 0,19 8,12 1,61 0,78 99,55
4 55,46 0,49 17,26 3,14 4,04 0,18 2,14 8,32 2,01 0,26 0,25 0,06 6,57 100,26
5 59,47 0,62 16,31 3,06 3,31 0,16 1,62 6,19 3,24 0,84 0,23 0,11 5,31 100,47
6 - 43,77 0,80 14,78 4,11 5,18 0,22 6,01 9,33 4,16 0,96 0,20 0,12 10,29 99,93
7 53,96 1,01 17,46 5,61 3,23 0,15 3,26 3,71 5,43 0,91 0,35 0,12 4,57 99,77
8 58,69 0,83 16,29 4,25 3,16 0,16 2,98 3,15 5,55 0,73 0,30 0,08 4,36 100,53
9 66,14 ' 0,63 15,10 2,66 2,49 0,09 0,82 2,66 6,28 1,35 0,29 0,16 1,83 100,39
10 72,05 0,12 ' 9,54 0,46 0,90 0,02 0,27 2,14 2,87 2,24 0,03 0,05 * 9,29 99,98
11 47,53 0,69 1,67 9,31 0,20 4,31 10,24 2,37 2,37 0,94 0,17 0,70 0,92 2,62 0,38 100,70
12 55,92 0,74 16,76 0,78 8,38 0,23 2,05 7,43 3,52 0,82 0,16 0,22 0,77 2,07 0,38 100,23
13 47,92 0,82 15,79 2,80 7,19 0,14 4,08 8,45 2,62 0,55 0,15 0,13 9,98 99,76
14 63,16 0,38 17,34 1,67 3,09 0,20 2,27 3,78 3,17 2,23’ ’ 0,07 0,39 2,26 100,00
15 69,88 0,10 14,14 0,36 4,64 0,14 0,28 2,63 4,39 1,26 0,09 0,09 1,01 0,93 99,94
16 66,65 0,49 14,27 1,27 4,05 0,05 1,93 4,99 3,19 1,06 0,12 — 0,93 1;91 0,18 . 100,09
Характеристика по А. Н. Заварицкому Продолжение табл. 17
а с ь $ «1 Л т1 Ci п Q
1 10,4 4,0 20,2 65,4 — 52 42 6 90 +6,0
2 13,8 3,0 19,5 63,7 — 42 33 25 99 -гЗ,2
3 7,5 5,9 24,8 61,8 38 28 34 96 +2,7
4 5,4 10,4 12,6 71,6 — 59 33 8 91 +22,0
5 9,0 7,3 10,2 • 73,5 — 62 29 9 85 +21,7
6 11,6 5,0 28,1 55,3 — 34 40 26 86 —17,7
7 14,2 4,8 15,4 65,6 8 54 38 — 90 -2,0
8 13,8 3,9 12,9 69,4 6 53 41 — 92 -3,7
9 15,8 2,1 7,1 75,0 67 19 14 88 + 16,3
10 9,9 1,7 2,7 85,7 — 47 16 37 67 +49,9
11 7,2 10,1 23,0 59,7 — 50 35 15 79 -5,1
12 9,4 7,2 15,4 68,0 — 61 24 15 86 + 10,0*
13 7,3 8,4 22,0 62,3 — 48 36 16 89 +1,6
14 10,2 4,7 12,4 72,7 31 38 31 — — +20,3
15 11,5 3,2 6,3 79,0 15 77 8 — 83 + 31,8
16 8,8 5,2 9,2 76,8 — 54 36 10 81 +30,8
Условные обозначения: 1— верхнетриасовый кератоспилит (по 3 анализам), 2 — нижнеюрский кератоспилит (по 2 анализам), 3 — нижнеюр-
ская диабазовая лава (по 3 анализам), 4 — карадагский андезито-базальт (по 3 анализам), 5 — карадагский андезит (по 12 анализам), 6 — среДне-
юрский спилит (по 5 анализам), 7— карадагский кератоспилит (по 12 анализам), 8 — карадагский кератофир (по 9 анализам), 9 — карадагский
оксикератофир (по 6 анализам), 10 — карадагский трасс (по 6 анализам), //-габбро-диабаз из' внутренней зоны крупных основных массивов (по
3 анализам), 12 — габбро-диабаз с эпимагматическим кварцем из внутренней зоны крупных основных массивов (по 2 анализам), 13— диабаз, сла-
гающий мелкие куполовидные интрузии основного состава (по 3 анализам), 14 — кварцевый диоритовый порфир из массива близ с. Партизанское
(по 3 анализам), /5 — плагиогранит-порфир массива Кастель (по 4 анализам), 16 — плагиоклазовый гранодиорит валунов Балаклавы (по 2 анали-
340
МАГМАТИЗМ
мышьяк и некоторые другие. Спорадически появляются серебро, цинк,
свинец, олово.
.Вместе с тем намечаются и различия в поведении микроэлементов
в разновозрастных группах магматических пород. Так, в верхнетриасо-
вых эффузивах несколько повышенно содержание меди (0,01—0,001 %)
и бария (до 0,1—1,0%). В нижнеюрских эффузивах как будто бы отно-
сительно увеличено количество хрома (до 0,01—0,1%). В байосских '
вулканических породах медь присутствует в виде следов, а никель встре-
чается спорадически. Намечаются некоторые различия даже между
близкими по возрасту магматическими телами. Так, досреднеюрские
пластовые интрузии по отношению к верхнетриасовым эффузивам не
содержат цинка. По всей видимости, это обстоятельство объясняется
различиями в геологических условиях формирования интрузивных и эф-
фузивных тел.
Разнообразие магматических пород горного Крыма по условиям
залегания, вещественному составу, возрасту и положению в тектониче-
ских структурах само по себе закономерно и отражает закономерности .
развития эндогенных процессов. Это естественные ассоциации пород, от-
вечающие нескольким магматическим формациям. Определяй формаци-
онное положение магматических пород горного Крыма, следует иметь
в виду, что все известные проявления магматизма от верхнего триаса
до средней юры включительно происходили в течение геосинклиналь-
него этапа развития подвижной зоны. Согласно классификации магма- |
тических формаций Ю. А. Кузнецова лавово-пирокластические толщи :
верхнего триаса, нижней и средней юры вместе с сопутствующи- |
ми субвулканическими телами можно отнести к спилито-диабазовой и <
кварцево-кератофировой формациям.
Однако указанные формации Ю. А. Кузнецова несколько отлича- |
ются от спилито-кератофировой ассоциации магматических пород Кры- j
ма. Самое существенное различие заключается в том, что спилиты и ке- ।
ратофиры Крыма не разделены во времени и пространстве, а связаны '
между собой самым теснейшим образом. Поэтому напрашивается необ- ‘
ходимость несколько иного формационного разделения спилитов и
кератофиров, а именно: 1) спилитовые формации первичных геосинкли- •
налей, 2) спилито-кератофировые и 3) кератофировые (кварцево-кера*-
тофировые) формации вторичных геосинклиналей. Крымские спилиты и
кератофиры можно отнести к спилито-кератофировой формации геосин-
клиналей.
Габбро-диабазы и плагиограниты, слагающие две группы куполо-
видных интрузий диапирового характера, представляют собой отдель-
ную формацию. Этот естественный комплекс пород хорошо укладыва-
ется в габбро-плагиогранитную формацию Ю. А. Кузнецова, которая
является частью ряда интрузивных формаций того же геосинклиналь-
ного этапа развития подвижных зон. ।
И, наконец, последняя формация, охватывающая продукты альб- ’
ского вулканизма, по составу магмы должна быть названа андезитовой. |
В геологической истории Крыма она отвечает переломному моменту,
когда геосинклинальный режим сменился режимом устойчивых под-
нятий.
Глава VI
ТЕКТОНИКА КРЫМСКОГО ПОЛУОСТРОВА
КРАТКИЙ ОБЗОР ИСТОРИИ РАЗВИТИЯ ПРЕДСТАВЛЕНИЙ
О ТЕКТОНИКЕ КРЫМА
Сведения об общих чертах строения Крыма содержатся в работах
• первых исследователей его геологии. Так, еще С. Паллас отмечал
асимметрию Крымского горного сооружения, южная часть которого,
по его мнению, опустилась в Черное море, он же указал на отсутствие
там кристаллического ядра. Гюо и Дюбуа де Монпере, путешествовав-
шие в Крыму в 30—40-х годах прошлого столетия, также обращали
внимание на сложные дислокации в пределах Южного берега. Они были
представителями школы плутонистов и видели повсюду результаты
действия магматических масс, поднимавших осадочные породы. Позд-
нее условия залегания горных пород в Крыму изучали А. Н. Штукен-
берг, Г. Романовский, Э. Фавр, В. Д. Соколов и др. В частности,
В. Д. Соколов впервые вкратце охарактеризовал складки юрских отло-
жений Судакско-Карадагской системы. Н. А. Головкинский на
основе тщательных полевых наблюдений описал условия залегания
юрских отложений в окрестностях Балаклавы и их фациальные изме-
нения. И. Ф. Леваковский в начале 80-х годов подверг критике взгля-
ды плутонистов и впервые высказал мнение о влиянии внутреннего
давления (видимо, он имел в виду тангенциальное) на образование
складчатой структуры Крымских гор. Он же впервые сравнил строе-
ние горного Крыма и Балканского хребта.
Значительно более полный материал по тектонике Крыма дали
первые геологические съемки, проводившиеся К. К. Фохтом, А. А. Бо-
рисяком, Н. И. Андрусовым и др. В результате этих работ К. К. Фохт
установил, что горный Крым имеет в основном складчатое строение и
подтвердил вывод С. Палласа, что южная его часть опущена в Черное
море. Сбросам в Крыму он придавал второстепенную роль, считая, что
они лишь осложняют складчатые структуры. Наоборот, А. А. Борисяк
приписывал весьма важную роль в формировании структуры горного
Крыма разломам, в частности крупным сдвигам. Он считал, что сдвиги
рассекают общее сводообразное поднятие горного Крыма на ряд отдель-
ных относительно смещенных глыб на всем протяжении между Бала-
клавой и Феодосией.
К. К- Фохт выявил наличие древнего антиклинального поднятия
к юго-востоку от Симферополя, которое он назвал «Мезотаврическим
кряжем» и считал образовавшимся к началу поздней юры. По мнению
этого исследователя, данное поднятие представляет собой наиболее-
древний элемент структуры Крыма и сопоставляется по возрасту с
Добруджей. Остальные части горного Крыма он считал весьма моло-
дыми — верхнемиоценовыми.
К. К. Фохт (1889) дал также первое, хотя и очень краткое описа-
ние тектоники Тарханкутского полуострова, охарактеризовав ряд
осложняющих его строение антиклиналей, сложенных сарматскими.
342
ТЕКТОНИКА
отложениями. Им же был намечен и крупный Сарыбашский сброс.
В то же время Н. И. Андрусов (1893) дал первое тектоническое описа-
ние 'Керченского полуострова, в котором тщательно охарактеризована
морфология большинства его складок.
После Октябрьской социалистической революции в двадцатые —
тридцатые годы в горном Крыму А. С. Моисеевым (1930), В. Ф. Пче-
линцевым (1934), Д. В. Соколовым (1928), В. В. Меннером,
Г. Я. Крымгольцем, Г. А. Лычагиным и М. В. Муратовым (19371), а
на Керченском полуострове — А. Д. Архангельским, А. А. Блохиным,
В. В. Меннером, С. С. Осиповым, М. И. Соколовым и К. Р. Чепиковым
(1930) проводились более детальные геологические исследования,
которые уточнили тектоническое строение рассматриваемого региона
и выявили многие его детали.
Первая сводная работа по тектонике горного Крыма была опубли-
кована А. С. Моисеевым (1936), а по тектонике всего Крыма —
М. В. Муратовым (1937). Последний выделил главные структурные
элементы горного Крыма — антиклинории и синклинории, а в рав-
нинной части наметил существование Тарханкутского вала. Им же
•было высказано предположение б наличии палеозойского складчатого
основания в равнинной части Крыма. Позднее эта схема была не-
сколько видоизменена: было установлено, что в целом горный Крым
представляет собой мегантиклинорий, и намечена история его геоло-
гического развития (Муратов, 1949, 1960).
Исследованиями и геологическими съемками двух последних де-
сятилетий указанная схема тектонической структуры Крыма была
значительно уточнена и детализирована. Особенно много новых дан-
ных было получено после 1950 г. в результате обобщения материалов
опорного бурения, поисково-разведочных буровых работ и геофизиче-
ских исследований в пределах равнинной части Крыма.
Первая сводка полученных результатов по тектонике равнинного
Крыма в результате этих работ была сделана Г. X. Дикенштейном
(1957), а позднее также Г. X. Дикенштейном, Н. В. Безносовым,
Л. М. Голубничей, В. А. Загоруйко, А. Е. Каменецким, А. М. Максяко-
вой, А. П. Ослоповским, О. В. Снегиревой, В. Г. Хельквистом и
Е. К. Шуцкой (1958), Г. А. Лычагиным (1958), В. Г. Бондарчуком
(1959), Д. Е. Панченко (1959) и др.
В это же время буровыми работами был подтвержден палеозой-
ский возраст складчатого основания равнинного Крыма и была выде-
лена Скифская плита (Муратов, 1954, 1955). Много нового в понима*-
ние строения равнинного Крыма внесли обобщения геофизических
исследований (Чирвинская и Гуревич, 1959; Соллогуб, 1960).
В итоге последующих исследований, проводившихся на Ново-
•селовском поднятии и Тарханкутском валу (Бурштар и Каменецкий,
1962; Щерик, 1964), по Присивашью (Гуревич, 1959, 1961; Черняк,
1959; Соллогуб, Чекунов, Павленкова, Хилинский, Гаркаленко, Шпорт,
Никифорчук, Бородулин, 1963), на Перекопской перемычке (Чекунов,
1964), по Новоцарицынскому поднятию (Соллогуб, Чекунов, Павлен-
кова, Хилинский, 1964), в Альминской впадине (Лычагин, 1958),
-сведения о строении равнинного Крыма были значительно дополнены
и уточнены.
В результате была получена возможность новых обобщений по
тектонике этого региона и опубликованы более совершенные схемы
тектонической структуры равнинного Крыма (Черняк, 1963; Соллогуб,
1962; Каменецкий, 1963), которые и положены в основу описания строе-
ния этих районов в настоящей работе.
ГОРНЫЙ КРЫМ И КЕРЧЕНСКИЙ ПОЛУОСТРОВ 343
ТЕКТОНИКА ГОРНОГО КРЫМА
- И КЕРЧЕНСКОГО ПОЛУОСТРОВА
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ СТРОЕНИЯ МЕГАНТИКЛИНОРИЯ ГОРНОГО КРЫМА
И ЕГО ОГРАНИЧЕНИЯ
’Несмотря на сравнительно небольшие размеры, мегантиклинорий
горного Крыма имеет очень сложное строение. Он отличается от дру-
гих подобного рода крупных элементов структуры альпийской склад-
чатой системы отсутствием в его пределах кристаллического ядра,
хорошо выраженного в мегантиклинориях Большого Кавказа, Балкан-
ского хребта, Восточных Карпат и др. Можно лишь предполагать, что
подобное ядро погружено ныне под дно моря к югу от берегов Крыма,
но во всяком случае в сохранившейся части мегантиклинория в пре-
делах горного Крыма оно отсутствует.
В. пределах мегантиклинория горного'Крыма можно выделить две
основные его части — ядро, образованное породами таврической
серии, средней юры, верхней юры и нижнего мела, и северные крылья
и восточное погружение, сложенные породами верхов нижнего мела,
верхнего мела, палеогена и низов неогена.
В пределах ядра мегантиклинория слагающие его горные породы
образуют ряд крупных складчато-глыбовых структур — антиклинориев
и синклинориев. Таковы антиклинорий Качинский, западной части
Южного берега, Туакское и Балаклавское поднятия и синклинории
Юго-Западный, Восточно-Крымский и Судакский. Ядра антиклинориев
сложены породами таврической серии, смятыми в сложную систему
складок, крылья образованы породами средней юры, а в строении
синклинориев принимают участие породы верхней юры и нижнего мела
(рис. 87).
Северная граница мегантиклинория горного Крыма, отделяющая
его от эпигерцинской Скифской плиты, протягивается вдоль моно-
клинально залегающих слоев мела и палеогена, слагающих его север-
ное крыло; в географическом отношении она совпадает с Предгорной
грядой, которая идет от Севастополя к Бахчисараю и Симферополю и
далее через Зую к Белогорску. Далее на восток эта граница пере-
ходит к гряде моноклинально наклоненных к северу пород среднего
миоцена, слагающих Парпачский грабен, который разделяет в
продольном направлении с запада на восток Керченский полуостров.
В районе с. Марфовка слои среднего миоцена этого гребня резко
поворачивают к югу, вместе с ними к югу отходит и моноклинальный
гребень, а южная граница Скифской плиты тянется далее на восток
к Керчи вдоль края ряда антиклиналей Чистопольской, Восходовской,
Солдатской, отделяя их от Аршинцевской синклинали. Представляется,
что в тектоническом отношении моноклинальный гребень Предгорной
гряды и Парпачский гребень совпадают с линией глубинного разлома
на всем протяжении. Таким образом, границей мегантиклинория гор-
ного Крыма и Скифской плиты служит разделяющий их глубинный
разлом, вдоль которого следует моноклиналь. По своей исторической
роли разлом является очень древним, вероятно, он ограничивал в
свое время край Крымско-Кавказского геосинклинального прогиба.
Керченский полуостров разделяется упомянутым разломом, выра-
женным с поверхности моноклиналью Парпачского гребня, в продоль-
ном направлении на две части. Северная часть относится к области
Скифской плиты, на которой развивался Индоло-Кубанский краевой
прогиб. По северному побережью Керченского полуострова южный
край этого прогиба осложнен рядом складок.

ГОРНЫЙ КРЫМ И КЕРЧЕНСКИЙ ПОЛУОСТРОВ
345
Южная, точнее юго-западная, часть Кер-
ченского полуострова относится в структурном
отношении к мегантиклинорию горного Кры-
ма; она сложена майкопской серией, эоценом
и мелом (вскрытыми скважинами), образую-
щими ряд длинных узких складок. Это — по-
гружающаяся к востоку оконечность ядра ме-
гантиклинория горного Крыма, окаймленная
моноклинально залегающими слоями среднего
миоцена Парпачского гребня, образующими
крыло этого погружения.
К востоку от Марфовки Парпачский гре-
бень и слагающие его слои среднего миоцена
поворачивают к югу и затем с плавным изги-
бом тянутся до самого берега Черного моря
близ Кояшского озера. Слои среднего миоце-
на здесь оконтуривают восточное периклиналь-
ное погружение мегантиклинория горного
Крыма. Таким образом, к востоку от этого пе-
риклинального замыкания мегантиклинория
крайняя юго-восточная часть Керченского по-
луострова (вместе с южной половиной Таман-
ского) должна быть отнесена к области пери-
клинального поперечного прогиба, разделяю-
щего мегантиклинории горного Крыма и Боль-
шого Кавказа.
Южная часть ядра мегантиклинория гор-
ного Крыма и его западное окончание, как
правило, погружены под дно прилегающей ча-
сти Черного моря. Поэтому южная граница
мегантиклинория может быть намечена толь-
ко на основе интерпретации геофизических,
сейсмических и гравиметрических данных. Эти
данные показывают, что под дном моря к
югу от берегов Крыма, в области шельфа и
материкового склона, земная кора имеет строе-
ние, сходное со строением ее в пределах са-
мого горного Крыма. Здесь намечается до-
вольно мощный «осадочный» слой земной ко-
ры, представленный относительно уплотнен-
ными породами, который можно рассматри-
вать как продолжение части ядра Крымского
антиклинального сооружения, сложенного тав-
рической серией, средне- и верхнеюрскими об-
разованиями. Южнее, уже в области края глу-
боководной котловины, над этими более плот-
ными породами залегает мощная толща ме-
нее плотных осадочных пород, которые можно
рассматривать как меловые, палеогеновые, не-
огеновые и четвертичные, покрывающие тав-
рическую серию. По-видимому, меловые и
палеогеновые слои здесь заполняют относи-
тельно узкий прогиб, подобный кавказским
флишевым зонам и перекрытый выше неоген-
четвертичными осадками.
Еще далее на юг анализ сейсмических
346
ТЕКТОНИКА
данных, выполненный Ю. П. Непрочновым (1965), позволяет наметить
участок утонения этих менее плотных пород мела и палеогена, т. е. юж-
ный. край выполненного ими прогиба (см. рис. 8). Их ограничивает,
видимо, выступ к поверхности более плотных и древних образований.
Последние могут рассматриваться или как породы палеозойского склад-
чатого основания, ограничивающего с юга флишевый прогиб, или как
эффузивные породы, подобные среднеюрской порфиритовой свите Кав-
каза, протягивающиеся вдоль края этого прогиба. Еще южнее, в преде-
лах глубоководной котловины, согласно данным Ю. П. Непрочнова, гра-
нито-гнейсовый слой земной коры исчезает и вся она сильно утоняется.
Приведенные данные позволяют, хотя, конечно, очень гипотетично,
наметить южное ограничение мегантиклинория под дном моря и
предположительно нанести его контуры. Что касается западного
окончания мегантиклинория, то для показа его пока не хватает дан-
ных, и его можно наметить к западу от берегов Крыма пока лишь
совершенно условно.
ЯДРО МЕГАНТИКЛИНОРИЯ ГОРНОГО КРЫМА
Качинское поднятие
Качинское поднятие является крупнейшим структурным элемен-
том горного Крыма, имеющим длительную историю формирования.
Ядро этого поднятия, располагающееся на северном склоне Главной
гряды в верховьях бассейнов Альмы, Качи и Бельбека, сложено поро-
дами таврической серии; на северном и южном крыльях развиты
отложения средней юры, перекрытые на южном крыле верхней юрой,
слагающей Главную гряду Крымских гор, а на северном — меловыми .
и затем палеогеновыми отложениями Предгорных гряд (рис. 88).
На западе поднятие заканчивается в бассейне р. Бельбек, где
полоса выходов пород таврической серии суживается и они скры-
ваются под отложениями средней — верхней юры и нижнего мела,
слагающими периклинальную часть поднятия.
На востоке замыкания поднятия не наблюдается. Напротив, в
этом направлении поле таврического флиша сильно расширяется, и на
Альминско-Салгирском междуречье он резко несогласно перекры-
вается верхнеюрскими отложениями, образующими очень пологие
наложенные структуры. В этой зоне продолжение структур Качин-
ского поднятия наблюдается в отдельных эрозионных окнах, в частно-
сти в Курцовской балке и долинах Большого и Малого Салгира.
В Курцовской балке выходят на поверхность особенно сильно дисло-
цированные отложения триаса, лейаса и средней юры, сопровождаю-,
щиеся интрузиями и эффузивными комплексами. Как уже отмечалось,
эта зона известна под названием Мезотаврического кряжа
(К. К. Фохт), или Курцовской антиклинали (Муратов, 1949).
Флишевые и флишоидные отложения таврической серии, слагаю-
щие ядро Качинского поднятия, дислоцированы чрезвычайно сильно,
они смяты в мелкие складки, осложненные разрывами, и часто раз-
дроблены. Однако детальные исследования, проведенные на отдель-
ных участках, показали, что представление о повсеместной перемято-
сти таврического флиша не соответствует действительности. В ряде
мест, например в долине Альмы, в долине Бодрада, в бассейне
р. Марты, удается наблюдать отдельные очень крупные, сильно сжа-
тые синклинальные структуры, на крыльях которых пачки флиша
ГОРНЫЙ КРЫМ И КЕРЧЕНСКИЙ ПОЛУОСТРОВ
347
мощностью до 1000—1500 м, хотя и залега-
ют обычно очень круто, но не перемяты и
не раздроблены; в замках же синклиналей
и в антиклинальных зонах, их разделяю-
щих, породы смяты в мелкие складки и
частью совершенно раздроблены. Прости-
рание этих крупных структур не соответст-
вует общему простиранию Качинского под-
нятия и закономерно изменяется от запад-
северо-западного в бассейне р. Бельбек до
широтного на востоке, а еще восточнее — до
северо-восточного, которое характерно для
ядра Туакского поднятия. Это лишний раз
свидетельствует о былом единстве этих двух
структур.
Особенно сложно дислоцированы поро-
ды верхнего триаса и лейаса в северо-во-
сточной части поднятия в пределах Мезо-
таврического кряжа (Курцовской антикли-
нали). В западной части этого кряжа в до-
лине Бодрака и на междуречье Бодрака
и Альмы породы эскиординской фации ,
лейаса, вмещающие мелкие интрузии,
залегают несогласно на таврическом фли-
ше, а в долине Бодрака они очень круто
(70—90°) падают в сторону северных рум-
бов. Восточнее, в долине Альмы, тот же ком-
плекс пород также залегает очень круто,
но здесь он пронизан многочисленными ин-
трузиями и дайками, что крайне затрудня-
ет выяснение структуры.
Еще дальше на северо-восток, в доли-
нах Большого и Малого Салгира и в Кур-
цовской балке, в пределах Мезотаврическо-
го кряжа структура еще более усложняет-
ся. Здесь, в районе сел Украинка и Петро-
павловка хорошо видна крупная Курцовская
антиклинальная складка, сложенная аргил-
литами верхнего триаса, вмещающими круп-
ные массивы изверженных пород. Четко вы-
ражена восточная периклиналь этой струк-
туры в с. Петропавловка: она очерчена глы-
бовым горизонтом, состоящим из обломков
лейасовых известняков (см. рис. 71).
К северо-востоку от описанной антикли-
нали дислокации достигают максимума.
По-видимому, породы таврической серии,
вмещающие многочисленные магматические
тела, образуют здесь ряд чешуй, однако
удается их проследить на незначительном
протяжении и только в пачках жестких по-
род эскйординских песчаников (на двух
холмах: к северу от Петропавловки и к югу
от Лозовского карьера). В большинстве же
случаев песчаники и аргиллиты тавриче-
ской серии совершенно раздроблены и ча-
*
Рис. 88. Схематический геологический разрез через Качинский антиклинорий и Юго-Западный синклинорий в районе Ялты. Составил
И. В. Архипов
/—таврическая серия, 2 — средняя юра, 3 — Оксфорд (известняки), 4 — титон (известняки), 5 — валанжин и готерив, 6 — верхний .альб; 7 —верхний мел; 8 — па-
леоген, 9 — массандровские отложения .(плиоцен)
34b
ТЕКТОНИКА
сто превращены в брекчию. Одна из таких зон перемятых и раздроб-
ленных пород протягивается от пос. Марьино *в долине Салгира до
с. Строгановка в долине Малого Салгира. Пробуренная в этой зоне
структурная скважина глубиной около 900 м не вышла из перемятых
и раздробленных песчаников и аргиллитов. Только в отдельных интер-
валах отмечены мало раздробленные породы, по-видимому, пакеты.
На востоке, в долине Малого Салгира, структуры Мезотавриче-
ского кряжа скрываются под альбскими отложениями, залегающими
ингрессивно: на юге они перекрыты спокойно залегающими конгломе-
ратами верхней юры. С севера к перемятым породам триаса и лейаса
Мезотаврического кряжа примыкают, по-видимому, по разлому сред-
неюрские песчаники и конгломераты, залегающие почти вертикально
и простирающиеся почти широтно. Эти отложения выполняют глубо-
кий Битакский прогиб, в значительной мере скрытый под меловыми
и палеогеновыми отложениями Предгорных гряд.
В восточной части северо-западного крыла Качинского поднятия
в долинах Салгира и Альмы на абрадированной поверхности сложно
дислоцированных пород таврической серии и средней юры очень
спокойно, но трансгрессивно и несогласно залегают маломощные бар-
ремские известняки, сменяющиеся глинами баррема, апта, а затем и
залегающими несогласно породами верхнего мела и палеогена.
Весь комплекс нижнемеловых пород залегает моноклинально под
небольшими углами на северо-запад. То же наблюдается и далее при
движении на юго-запад; имеются лишь некоторые изменения разреза
толщи и очень редко незначительные нарушения. В частности, начиная
с долины Качи сильно возрастает мощность готеривских отложений,
а дальше появляются и отложения валанжина. На крайнем юго-за-
паде в зоне периклинального окончания структуры в строении крыла
участвуют отложения средней, верхней (пестроцветные конгломераты)
юры и весь нижний мел (села Путиловка, Богатое Ущелье). Здесь
имеются довольно многочисленные разрывные нарушения значитель-
ной амплитуды.
Как уже отмечалось, на южном крыле Качинского поднятия ши-
роко развиты отложения средней юры, которые, залегая на тавриче-
ской серии, в общем падают на юг и уходят под верхнеюрские извест1
няки и конгломераты, слагающие Главный хребет Крымских гор.
Южное крыло поднятия дислоцировано значительно сильнее, чем
северное.
На всем протяжении контакт между таврической серией ядра
поднятия и средней юрой имеет тектонический характер. При этом,
как правило, отложения таврической серии являются приподнятыми
по отношению к среднеюрским породам. Таким образом, можно
говорить о некотором надвигании Качинского поднятия на лежащий
южнее Юго-Западный синклинорий Главного хребта.
Другой особенностью южного крыла является то, что в полосе
среднеюрских отложений на фоне их общего погружения на юг наблю-
дается глыбовая складчатость, причем складки сильно размыты как
в предверхнеюрское время, так и позднее. Одна из неправильных син-
клинальных структур наблюдается к западу, вторая — к востоку от
с. Соколиное (массив Бойко). Явную синклиналь образуют средне-
и верхнеюрские отложения отрога Базман-Кермен. Наконец, имеется
оборванная синклиналь, сложенная среднеюрскими отложениями, рай-
она Бешуйского каменноугольного месторождения. Имеются и другие
синклинальные структуры, однако сильно размытые и разбитые сбро-
сами. Между ними среднеюрские и таврические отложения характери-
ГОРНЫЙ КРЫМ И КЕРЧЕНСКИЙ ПОЛУОСТРОВ
349
зуются антиклинальным строением, хотя антиклинальные структуры
еще более сильно размыты и раздроблены. К югу от полосы среднеюр-
ских отложений залегают отложения верхней юры, которые собственно
и слагают Яйлинский хребет.
Несмотря на казалось бы нормальную последовательность пород,
слагающих южное крыло Качинского поднятия (таврическая серия —
средняя юра — верхняя юра), нигде не удается наблюдать нормальное
залегание этих комплексов. Уже было отмечено, что породы тавриче-
ской серии ядра Качинского поднятия несколько приподняты по отно-
шению к среднеюрским, но особенно сильно приподнята средняя юра
по отношению к верхней юре Главного хребта. Высокие горизонты
известняков верхней юры повсюду контактируют с породами средней
юры. Они разделены взбросом большой протяженности, который про-
слежен от Балаклавы до Чатырдага. Амплитуда взброса не менее
1000 м.
Как уже было отмечено выше, естественного восточного замыка-
ния поднятия не наблюдается: лишь наложенные синклинальные
структуры гор Чучель, Черная, Чатырдаг и Северная Демерджи от-
деляют друг от друга Качинское и Туакское поднятия. Если бы эро-
зионный срез был больше, то структурное единство обоих поднятий
было бы очевидным.
Для полноты характеристики тектоники Качинского поднятия
необходимо еще раз (см. стр. 70) кратко остановиться на вопросе
о происхождении и условиях залегания «экзотических» глыб и скал
известняков в поде развития таврического флиша. Эти глыбы распро-
странены главным образом в северной части Качинского поднятия
(долина Салгира, Альмы, Бодрака, Марты). Условия их залегания
не ясны, так как они часто полностью отпрепарированы из сланцев
и песчаников и лежат на их поверхности. Размеры глыб очень раз-
личны, наиболее крупные достигают 80—100 м в поперечнике.
Относительно происхождения глыб существует несколько предполо-
жений. К. К. Фохт считал, что эти глыбы представляют собой своеобраз-
ные ядра протыкания — диапиры. Примерно такой же точки зрения
придерживался С. А. Ковалевский. А. С. Моисеев полагал, что извест-
няковые глыбы были сорваны с субстрата во время интенсивных дис-
локаций в таврических сланцах и вместе с ними испытали сложные
перемещения. Г. И. Сократов считает, что известняковые массивы
одновозрастны с вмещающими сланцами, т. е. представляют собой
рифовые образования. А. И. Шалимов и В. И. Лебединский рассматри-
вают скопление глыб как разрушенные на месте биогермы, развивав
шиеся в море на сводах кордильер.
По наблюдениям Г. А. Лычагина, большая часть глыб приурочена
здесь к глыбовым горизонтам, состоящим преимущественно из глыб
и обломков немых песчаников и вследствие этого трудно заметным
в толще перемятого флиша. В силу этого представляется наиболее
справедливым предположение М. В. Муратова, что эти глыбы опол-
зали с древней суши, падали в море и далее двигались по илистому
дну, как это наблюдается в настоящее время на Южном берегу
(скалы в районе Малого Маяка, Гурзуфа, Симеиза и т. д.). Что каса-
ется глыб и разорванных пластов триасовых и юрских известняков, то
в данном случае достаточно очевидно, что это разрушенные на месте
биогермы и биостромы, которые формировались на вершинах и на
склонах подводных антиклиналей.
Формирование Качинского поднятия происходило длительное
время. Первые признаки восходящих движений в описываемой части
флишевого бассейна южного Крыма наблюдаются в лейасе, поскольку
350
ТЕКТОНИКА
в области северного крыла современного Качинского поднятия отло-
жения лейаса ложатся несогласно на отложения триаса и представ-
лены известняками, песчаниками, мелкогалечными конгломератами и
эффузивными породами. Поднятие, по-видимому, было присоединено
к палеозойскому массиву равнинного Крыма.
Следующая фаза формирования поднятия имела место между
лейасом и средней юрой. В это время отложения триаса и лейаса
были смяты в складки и местами раздроблены. Особенно сильные
дислокации, сопровождавшиеся вулканической деятельностью, проис-
ходили в северной части поднятия, где возник Мезотаврический кряж,
подвергшийся в среднеюрское время интенсивному размыву. К северу
от этого поднятия на границе со Скифской плитой возник глубокий
Битакский прогиб, в котором в среднеюрское время происходило
отложение мощных конгломератов и песчаников. К югу от Качинского
поднятия на склоне Юго-Западного прогиба происходило отложе-
ние мощных песчаников и глин, местами с прослоями углей. На этом
этапе описываемое поднятие составляло единое целое с Туакским.
В начале поздней юры в связи с общим воздыманием Крымской
геосинклинальной области свод Качинского поднятия подвергся раз-
мыву. Битакский прогиб полностью замкнулся, вследствие чего Качин-
ское поднятие прочно соединилось со Скифской плитой, так что сле-
дующий, верхнеюрский, морской бассейн окаймлял поднятие только
с юга. Возникновение этого залива, раскрывающегося в западном
направлении, было началом формирования позднеюрского геосин-
клинального прогиба западного Крыма. Одновременно на востоке,
непосредственно к северу от Туакского поднятия, сформировался
наложенный позднеюрский геосинклинальный прогиб — Восточно-
Крымский. Он, видимо, сообщался с Западно-Крымским прогибом
«проливом», расположенным в районе современного Чатырдага. Бла-
годаря образованию этого «пролива» и произошло разделение ранее
единого поднятия на два: Туакское и Качинское. Оба геосинклиналь-
ных прогиба в титоне и валанжине продолжали усиленно прогибаться,
а Качинское поднятие, присоединенное к массиву равнинного Крыма,
оставалось относительно приподнятым.
После валанжина верхнеюрские геосинклинальные прогибы замкну-
лись, и все складчатое сооружение Крыма стало испытывать поднятие,
а древняя палеозойская суша равнинного Крыма начала погружаться
и покрылась, как и северный склон Качинского поднятия, водами моря.
При этом и произошло образование слоев, которые слагают северное
крыло Качинского поднятия.
Юго-Западный синклинорий
Синклинорий юго-западного Крыма занимает всю западную часть
Главной гряды Крымских гор от мыса Айя до массива Чатырдаг
включительно, зону Южного берега между заливом Мегало-Яло и
мысом Фиолент, а также районы Балаклавской, Варнаутской и Бай-
дарской долин с разделяющими и ограничивающими их водораздель-
ными хребтами.
Южным и юго-восточным ограничениями синклинория служат
антиклинальные структуры западной части Южного берега Крыма и
Алуштинская антиклиналь, сложенные породами таврической серий.
С севера и северо-запада синклинорий ограничен Качинским. антикли-
норием, и, по-видимому, его западным структурным продолжением —
Балаклавским поднятием, скрытым под меловыми отложениями к за-
паду от Коккозской долины. Северо-восточная оконечность синклино-
ГОРНЫЙ КРЫМ И КЕРЧЕНСКИЙ ПОЛУОСТРОВ
351
рия структурно выражена нечетко. К ней, по-видимому, следует отно-
сить часть массива Чатырдага, являющегося связующим звеном между
Юго-Западным и Восточно-Крымским синклинориями. На крайнем за-
паде синклинорий частично погружается под уровень моря (между
мысами Айя и Фиолент), а частично перекрывается неогеновыми отло-
жениями Геракл ейского полуострова.
Синклинорий образован в основном отложениями средней и верх-
ней юры. Лишь в западной его части, наряду с юрскими, присутствуют
также и нижнемеловые породы (рис. 89—I, II).
Толща пород, слагающих Юго-Западный синклинорий, характери-
зуется большим разнообразием состава и резкой изменчивостью фаций
и мощностей. Весьма непостоянен также и характер взаимоотношения
отдельных свит и стратиграфических комплексов в этой полифациаль-
ной толще: внутри нее выделяется несколько поверхностей несогласий и
перерывов.
Среднеюрские отложения, слагающие основание синклинория,
представлены песчано-глинистыми угленосными отложениями с гори-
зонтами лав и туфов среднего и основного состава (байос — бат), а
также преимущественно глинистыми осадками (бат — келловей). Сред-
неюрские отложения залегают трансгрессивно, перекрывая сложные
складчатые структуры таврической серии с резким угловым несогла-
сием. В восточной и центральной частях синклинория в основании
среднеюрского комплекса залегают отложения байоса, а в западной
его части на,породы таврической серии ложатся непосредственно бат-
келловейские отложения.
Верхнеюрские, оксфорд-титонские, отложения залегают на поро-
дах средней юры и бат-келловея резко трансгрессивно. Это несогла-
сие является главным внутренним перерывом в слагающей синклино-
рий мощной толще осадков. В составе верхнеюрских отложений
главная роль принадлежит разнообразным известнякам.
В восточной и центральной частях синклинория (Бабуган, Никит-
ская, Ялтинская и Ай-Петринская яйлы) это в основном слоистые
глинистые и пелитоморфные серые известняки с мощными линзами
рифогенных известняков. Яйлинские известняки, отвечающие по возра-
сту Оксфорду, нижнему кимериджу (верхний кимеридж, по-видимому,
отсутствует) и титону, образуют литологически и структурно единую
толщу, лишенную видимых внутренних несогласий. В крайней северо-
восточной оконечности синклинория оксфордские известняки трансгрес-
сивно переходят со среднеюрских отложений непосредственно на
породы таврической серии.
В западной части синклинория общая мощность верхнеюрских
известняков значительно сокращается. Титонские известняки представ-
лены здесь в основном красноватыми брекчиевидными разностями,
сменяющими одновозрастные серые глинистые яйлинские известняки
фациально. От подстилающих оксфордских известняков известняки
титона отделены поверхностью резкого перерыва со следами глубокого
размыва. Кроме известняков, в составе титонских отложений запад-
ной части синклинория выделяются флишевые отложения, фациально
замещающие брекчиевидные известняки в районе Байдарской и Вар-
наутской долин, а также конгломераты (восточнее Балаклавы) и
толща переслаивающихся глин, песчаников и известняков (водораз-
дел Байдарской и Коккозской долин), трансгрессивно переходящая
с оксфордских на среднеюрские отложения, а в западной части Кок-
козской долины — и на породы таврической серии. Таким образом,
возраст основания ложа синклинория в разных его частях неодина-
ков: на востоке синклинория он байосский и батский, на западе — бат-
352
ТЕКТОНИКА
келловейский, в крайней северо-восточной части синклинория — окс-
фордский и, наконец, в северо-западной его окраине — титонский.
Отложения нижнего мела, развитые лишь в западной части син-
клинория и представленные главным образом глинистыми, а также
песчано-карбонатными осадками, сохранились от размыва в наиболее
глубоких частях Байдарской, В арнаутской и Балаклавской долин, а
также в виде мелких изолированных выходов восточнее, севернее и
западнее Байдарской долины. На титонских породах нижнемеловые
отложения залегают резко несогласно, заполняя днища и покрывая
склоны глубоких древнеэрозионных впадин и ложбин, выработанных
в известняках титона в предсредневаланжинское время. Внутри ниж-
немелового осадочного комплекса в свою очередь выделяется два
внутренних перерыва: в основании верхнего баррема — апта, в осно-
вании среднего альба (см. рис. 89—I, II).
Синклинорий сильно изогнут в плане, его общее простирание
меняется от север-северо-западного, близкого к меридиональному на
востоке до широтного на западе. Синклинорий сужен в центральной
и восточной частях, где средняя его ширина составляет около 10—
12 км, на западе же расширяется до 15—20 км.
Юго-Западный синклинорий асимметричен как в поперечном, так
и в продольном направлениях. Продольная асимметрия предопреде-
ляется тем, что в его восточной и западной частях господствуют раз-
ные по возрасту и мощностям отложения: на востоке это преимущест-
венно более древние (байос, Оксфорд — кимеридж), а на западе более
молодые (бат — келловей, титон, нижний мел) части слагающего син-
клинорий сложного комплекса осадков среднеюрского — нижнемело-
вого возраста. Вследствие этого общая структура синклинория в
продольном сечении в целом представляется в виде системы последо-
вательно выклинивающихся или сильно сокращающихся по мощности
в западном направлении и полого перекрывающих друг друга толщ
и отдельных горизонтов. Продольная асимметрия синклинория обус-
ловлена, кроме того, также и различной приподнятостью восточной и
западной его частей. В западном направлении одновременно с расши-
рением синклинория происходит и его значительное погружение;
подошва верхнеюрской известняковой толщи, залегающая в ряде мест
Южного берега на абсолютных отметках до 1000 м, на западе, у
мыса Айя и Балаклавы, погружается под уровень моря.
Асимметрия поперечного сечения синклинория вызвана: 1) пер-
вичным сокращением мощностей юрских отложений в северном на-
правлении (в сторону Качинского поднятия) и последовательным
трансгрессивным переходом на породы- средней юры и таврической
серии все более высоких горизонтов верхнеюрских отложений; 2) в це-
лом значительно более крутыми залеганиями пород в южном крыле
синклинория по сравнению с его северным крылом. На юге углы паде-
ния обычно измеряются 20—30°, а на севере редко достигают 10—15°;
3) наличием нескольких крупных, продольных по отношению к общему
простиранию синклинория, разрывных нарушений, сильно искажаю-
щих его первичную синклинальную структуру.
Наиболее отчетливо поперечная асимметрия выражена в восточ-
ной и центральной частях синклинория (между Чатырдагом и Коккоз-
ской долиной), где по системе крупных сбросов северный борт синкли-
нория, прилегающий к Качинскому поднятию, сильно приподнят
относительно его осевой зоны, (рис. 89, III). Последняя представляет
собой здесь по существу моноклиналь, образованную мощной толщей
средне- и верхнеюрских пород, которая круто (с углами падения в
среднем около 30°) погружается в северо-западном и северном направ-
Н)г о -Золаднь'й
U м л /2 и * Q р и U
fvv \л^ Е±3/г
V

Рис. 89. Геологические разрезы горного Крыма: I — Юго-Западный синклинорий; II — Байдарская долина; III — Ялтинская
яйла; IV — Восточно-Крымский синклинорий; V— Караби-яйла; VI — район Старого Крыма — Судака
1 — глинистые породы, 2 — песчаники, 3 — конгломераты, 4 — песчано- глинистые породы, 5 — флиш, 6 — известняки, 7 — рифогенные Извест-
няки в —глинистые известняки и мергели, 5 — брекчиевидные известняки, 10 —।интрузии, преимущественно среднего состава, // — породы
’ таврической серии, 12 — палеозой
ГОРНЫЙ КРЫМ И КЕРЧЕНСКИЙ ПОЛУОСТРОВ
353
лениях, срезаясь южным сбросом, наиболее значительным по ампли-
туде и протяженности из упомянутой системы сбросов. Северный борт
синклинория здесь сильно размыт: верхнеюрская карбонатная толща
в его предела^ представлена лишь отдельными пологозалегающими
останцами*' (горы* Бойко, Сютюра, Биюк-Таушан, Басман, Базма),
непосредственно примыкающими по линии сброса к основному яйлин-
скому известняков, но отделенными друг от друга выходами
среднеюрских пород.
В западной, наиболее расширенной и опущенной части синклино-
рия полностью развиты оба, южное и северное его крылья. Однако
если граница южного крыла синклинория здесь четкая и определенная
(ею является западная часть антиклинория Южного берега), то огра-
ничение северного крыла, трансгрессивно перекрытого альбскими
отложениями, выражено значительно менее ясно. Структура западной
части синклинория осложнена антиклиналью Сухой речки, в ядре
которой обнажаются породы таврической серии, и системой разрыв-
ных нарушений субширотного и северо-западного направления со
сравнительно небольшими амплитудами перемещений.
Ложе синклинория очень неровное. На фоне общего погружения
в западном направлении оно неоднократно, более или менее сильно
воздымается и опускается, образуя несколько различных по величине
поперечных и реже продольных и косо расположенных поднятий и
прогибов. Самыми крупными из них являются поднятие между Чатыр-
дагом и массивом гор Чучель — Черная, поднятие к северу от
пос. Голубой Залий и антиклиналь Сухой речки, а также поперечный
прогиб в районе Никитской яйлы.
Внутренняя структура Юго-Западного синклинория в целом
довольно простая, хотя отдельные его участки, особенно в западной
и северной частях, не всегда легко поддаются расшифровке из-за
плохой обнаженности пород, многочисленных разрывных нарушений,
сильно осложняющих простые моноклинальные и складчатые струк-
туры, а также из-за большого литологического сходства некоторь^
разновозрастных тол^ц и сильно выраженных фациальных различий
одновозрастных осадков.
Складчатые деформации, осложняющие структуру синклинория,
как правило, просты по своей морфологии. Наиболее сильно дисло-
цированы породы среднеюрского возраста. Большая часть выходов
среднеюрских отложений, к сожалению, располагается в пределах
сильно залесенных северных склонов Главной гряды и столь же плохо
обнаженных из-за мощных глыбовых навалов ее южных склонов и
поэтому далеко не всегда доступна изучению в степени, достаточной
для более или менее полной характеристики образованных ими склад-
чатых структур.
Чаще всего складки в среднеюрских породах представляют собой
довольно крупные . (сотни • метров — первые километры), слабо удли-
ненные, с неясными расплывчатыми очертаниями в плане антиклинали
и сопряженные с ними простые широкие синклинали, крутизна
крыльев которых редко превышает 35—40°. Складки обычно ослож-
нены разрывными нарушениями, в основном мелкими сбросами. Наи-
более крупными складчатыми структурами, в которых участвуют сред-
неюрские отложения, являются складки, отражающие поднятия и про-
гибы ложа синклинория. Это прежде всего синклиналь Никитского
мыса и Никитской яйлы.
Складки, образованные среднеюрскими отложениями, более про-
стые, чем складчатые формы в подстилающих породах таврической
серии, но значительно сложнее пликативных дислокаций в верхнеюр-
23 Зак. 911
354
ТЕКТОНИКА
ских отложениях. Сравнительная простота последних вызвана не
только тем обстоятельством, что верхнеюрские породы перекрыли уже
в известной мере сформированные складки, но в значительной степени,,
по-видимому, также и резко выраженными различиями механических
свойств среднеюрской, преимущественно песчано-глинистой, и верх-
неюрской, в основном карбонатной, толщ (их различной компетент-
ностью) .
Складчатые деформации в верхнеюрских породах — это обычно-
пологие и крупные изгибы слоев, измеряемые нередко несколькими
километрами в поперечнике, осложняющие более или менее выдержан-
ные участки моноклинального залегания. Расположение этих дисло-
каций по отношению к общей структуре синклинория как продольное,
так и поперечное. Из поперечных складок наиболее значительными
являются перегибы слоев верхнеюрской толщи, отражающие поднятия
и впадцды основания синклинория, обычно расположенные над анало-
гичными, но более крутыми и сложно построенными складчатыми
структурами в среднеюрских отложениях (например, синклиналь мас-
сива гор Базма-Басман, ряд пологих перегибов известняков в южных
частях яйлинского нагорья). Складки в верхнеюрских отложениях
часто бывают нарушены разрывами, среди которых преобладают
сбросы с небольшими амплитудами вертикального смещения.
Разрывные нарушения осложняют структуру синклинория юго-за-
падного Крыма значительно более сильно, чем складчатые деформа-
ции. Наиболее распространенным типом разрывных дислокаций
являются сбросы, как продольные, так и поперечные. Наиболее круп-
ными и важными в структурном отношении являются продольные
сбросы.
Продольные сбросы тяготеют к северным, прилегающим к Качин-
скому поднятию частям синклинория. Среди них по амплитуде и про-
тяженности выделяется самый южный сброс, являющийся, по всей
вероятности, главной разрывной структурой синклинория; другие,,
сравнительно менее крупные, хотя сами по себе в масштабе синкли-
нория и весьма значительные, располагаются параллельно главному
или представляют собой его ответвления. Главный сброс протяги-
вается от массива гор Чучель — Черная на северо-востоке до района
Коккозской долины на юго-западе. Крайней северной, прослеживае-
мой на поверхности частью зоны этого разлома являются, по-видимому,,
сбросы, обрезающие с запада верхнее и нижнее плато Чатырдага.
Структурным продолжением главного разлома' на западе синклинория
служит, возможно, система продольных разрывных нарушений района
Байдарской долины. Сопровождая синклинорий на всем его протяже-
нии, продольные сбросовые дислокации повторяют общий изгиб его*
структуры в плане.
Продольные Сбросы сильно искажают первоначальную структуру
синклинория. От Чатырдага до южной части Коккозской долины по*
главному взбросу и системе сопутствующих ему разрывных нарушений
осевая зона синклинория, сложенная мощной толщей верхнеюрских
яйлинских известняков, сильно опущена по отношению к северному
борту синклинория и Качинскому поднятию. Слои оксфорд-кимеридж-
ских и титонских известняков, моноклинально погружающихся в запад-
ном и северо-западном направлениях, упираются по плоскостям сбросов
в породы таврической серии, средней юры и более низкие горизонты
верхнеюрской толщи.* На участке между Чатырдагом и Коккозской до-
линой главный сброс в плане имеет ступенчатую форму: он состоит из-
нескольких отрезков, ориентированных в север-северо-восточном, близ-
ком к меридиональному, и восток-северо-восточном, близком к широт-
ГОРНЫЙ КРЫМ И КЕРЧЕНСКИЙ ПОЛУОСТРОВ
355
ному, направлениях. Сопровождающие главный взброс более мелкие
разрывы отходят от него под острым углом и нередко вновь соединя-
ются с основной линией сброса.
Между верховьем р. Альмы и Коккозской долиной, севернее глав-
ного разлома, располагается еще несколько продольных сбросов. Эти
сбросы, пересекаясь с системой поперечных разрывных нарушений,
расчленяют северное крыло синклинория, сложенное здесь в основ-
ном среднеюрскими породами, на несколько разных по величине
блоков.
В западной части синклинория продольные разрывные дислокации
широко развиты между Байдарской долиной и антиклиналью Сухой
речки. Сбросы субширотного и запад-северо-западного направления
с амплитудами до 400—500 м разделяют здесь осевую зону и северное
крыло синклинория на несколько узких ступенчатых блоков, из кото-
рых каждый северный блок приподнят относительно южного. В строе-
нии этих блоков наряду с юрскими породами участвуют также и отло-
жения нижнего мела, залегающие на верхнеюрских породах в
глубоких древнеэрозионных ложбинах. Сочетание резко выраженного
ингрессивного характера взаимоотношения верхнеюрских и нижнеме-
ловых отложений и их блоковой нарушенное™ сильно усложняют
строение этой части синклинория. Восточные окончания всех сбросов,
расположенных между антиклиналью Сухой речки и Байдарской до-
линой, скрыты в очень плохо обнаженных и занятых водохранилищем
центральных частях Байдарской долины. О продолжении разломов в
глубь долины можно судить по данным бурения, свидетельствующим
о блоковом строении ее дна. В восточном направлении, по мере удале-
ния от антиклинали Сухой речки, амплитуда сбросов, разделяющих
блоки, постепенно затухает.
В пределах восточного борта Байдарской долины, сложенного
титонскими известняками, крупные разрывные нарушения не установ-
лены (что, возможно, отчасти объясняется литологическим однообра-
зием известняков и их плохой обнаженностью в этом районе).. Тем не
менее можно предполагать, что по крайней мере один из сбросов
района Байдарской долины пересекает " известняковую толщу ее
восточного борта и соединяется с описанным выше главным' сбросом.
Поперечные разрывные нарушения не приурочены, подобно
продольным, преимущественно к северным частям синклинория, а ши-
роко развиты в пределах всей его структуры, будучи ориентированы
главным образом в северо-западном и субмеридиональном направле-
ниях. По своим амплитудам, измеряющимся десятками, реже первыми
сотнями метров, и протяженности на местности (до 3—5 км) они зна-
чительно уступают продольным разрывным дислокациям. Как уже
указывалось, морфологически это обычно сбросы, хотя часть их, воз-
можно, является сбросо-сдвигами с небольшой амплитудой гори-
зонтального смещения (например, разрывы в районе перевала Бай-
дарские ворота, в западных частях Ялтинской и Никитской яйл).
Пересекающиеся продольные и поперечные, крупные и мелкие
сбросы разбивают складчатую структуру синклинория на многочислен-
ные, разные по величине, форме и расположению глыбы, придавая ей
блоковый характер.
Возраст разрывных нарушений неодинаковый. Некоторые из них,
по-видимому, образовались еще в дооксфордское время, так как
отдельные поперечные сбросы северного крыла синклинория, нарушаю-
щие среднеюрские отложения, не прослеживаются в перекрывающих
их оксфордских известняках. Значительная часть сбросовых дислока-
ций в западной части синклинория имеет доверхнебарремский возраст:
23*
356
ТЕКТОНИКА
пересекая валанжин-готеривские отложения, они перекрываются гли-
нами верхнего баррема — апта. Возраст разрывных нарушений, в ко-
торых участвуют верхнеюрские отложения, лишенные покрова нижне-
меловых осадков, остается неясным. Возможно, он частично более
молодой, чем нижнемеловой.
В заключение необходимо отметить те палеотектонические, в
известной степени предположительные, разломные нарушения, кото-
рые хотя в настоящее время далеко не всегда хорошо выражены, но
представляются очень важными элементами структуры синклинория,
так как они контролировали распределение фаций и мощностей сред-
не- и верхнеюрских осадков. Палеофациальный анализ позволяет
выделить несколько зон таких древних разломов, наиболее крупными
из которых следует считать: разрыв, протягивающийся от района
Голубого Залива в северо-западном направлении в западную часть
Коккозской долины, и разрыв, разделяющий в районе Мраморной
балки (западнее Балаклавы) титонские известняки и среднеюрские
вулканогенные образования. Наличие первого из них доказывается
очень резким воздыманием основания синклинория, интенсивными
проявлениями среднеюрского магматизма (свидетельство значитель-
ной глубины этой разрывной структуры), исключительно быстрыми
изменениями фаций и мощностей верхнеюрских отложений. Сущест-
вование древнего разрывного нарушения в районе Мраморной балки
можно предполагать на основании появления здесь большого количе-
ства среднеюрских вулканических пород и резкого окончания области
развития титонских известняков.
Балаклавское поднятие
Восточнее Балаклавы расположена антиклиналь Сухой речки (Му-
ратов, 1937, 1960), раскрывающаяся в сторону Балаклавского залива.
В ее ядре выходят батские отложения и таврический флиш. Однако
эта складка является лишь маленьким фрагментом крупного подня-
тия, существовавшего в верхнеюрское время и ныне погруженного
под воды Черного моря.
Балаклавское поднятие как крупный тектонический элемент Крыма
выделяется впервые и в значительной мере предположительно.
О наличии большого древнего поднятия, существовавшего к югу
от Балаклавы и к западу от Ласпи, свидетельствует целый ряд фактов.
Как было отмечено при описании Юго-Западного синклинория,
на востоке он представляет собой очень узкую структуру, на зна-
чительном протяжении (Бабуган — Ай-Петри) даже не обнаруживаю-
щую четкого синклинального строения. Однако в западном направле-
нии синклинорий сильно расширяется и состоит из ряда несомненно
глыбово-складчатых структур: Байдарской, Варнаутской и Балаклав-
ской грабен-синклиналей и разделяющих их поднятий1. В то же время
в районе залива Мегало-Яло явно намечается наличие поднятия с вы-
ходами среднеюрских сланцев на побережье с падением покрывающих
их верхнеюрских пород в сторону от моря, в глубь материка. Таким
образом, слои верхнеюрских отложений как бы оконтуривают Бала-
клавский залив Мегало-Яло (не Балаклавскую бухту). В пределах
Балаклавского залива шельф практически отсутствует, и глубокие уча-
1 Эти грабен-синклинали многими исследователями (И. В. Архипов, Е. А. Успен-
ская и др.) считаются эрозионными впадинами, заполненными мергелистыми отложе-
ниями, и в качестве таких впадин упомянуты выше (стр. 352).
ГОРНЫЙ КРЫМ И КЕРЧЕНСКИЙ ПОЛУОСТРОВ
357
стки моря очень близко подходят к берегу. Кроме того, в этом районе
располагаются эпицентры слабых землетрясений *.
Веским доказательством существования в верхнеюрское время
крупного поднятия на западном окончании Крымских гор являются
особенности верхнеюрских фаций, слагающих здесь приморские обрывы
Яйлы. Следует сказать, что прослеживая фациальные изменения отло-
жений Яйлинского обрыва, можно достаточно уверенно установить
местоположение древних поднятий, ныне погруженных под воды Чер-
ного моря. Так, на востоке Главной гряды от Планерского до Алушты
(гора Демерджи) в строении обрывов Яйлы очень большую роль,
помимо известняков, играют конгломераты, песчаники, пуддинги. На
горе Демерджи, например, мощность конгломератов Оксфорда — ти-
тона превышает 1,5 км. Это совершенно естественно, поскольку имен-
но в этом районе располагалось огромное Туакское поднятие, ядро
которого частично погружено под воды моря. В то же время западнее,
начиная от Гурзуфа и кончая Форосом, обрывы Яйлы сложены почти
исключительно пелитоморфными известняками и слоистыми мерге-
лями, совершенно лишенными грубого терригенного материала и
имеющими очень большую мощность. Следовательно, в этой зоне
в пределах современного Черного моря никакого крупного поднятия
в верхнеюрское время не было.
В рассматриваемом районе на побережье Балаклавского залива
и некотором удалении от него в сторону Ласпи и до Мраморной балки,
в отложениях верхней юры и нижнего мела снова очень большую роль
играют грубые терригенные породы. Так, у источника Ласпи в оксфорд-
ских отложениях имеется очень мощная линза грубых конгломератов,
такие же конгломераты выходят на поверхность на северном склоне
горы Каланых-Кая в районе с. Хайто. Западнее конгломераты и песча-
ники развиты еще более широко (крылья Сухореченской антиклинали),
а к западу от Балаклавы вся толща титонских известняков переходит
в пуддинги (Мраморная балка). Нижнемеловые отложения этого
района, включая альб, в значительной мере состоят из пест-
роокрашенных глыбовых известняковых брекчий, конгломератов и
туфов. Особенно интересны нижнеальбские конгломераты, состоящие
из хорошо окатанных валунов полнокристаллических пород и вклю-
чающие огромные глыбы титонских известняков (ныне выходы этих
конгломератов засыпаны отвалами из разработок). В этом же районе
верхнеальбские отложения сложены мощными гравелитами и грубыми
песчаниками и вулканическими туфами. Интересно, что среди них
залегают глыбы гранитов, упомянутые выше (стр. 336).
Приведенные факты, по мнению Г. А. Лычагина, убедительно
свидетельствуют о том, что в верхнеюрское время в западной части
геосинклинальной области южного Крыма существовало обширное Ба-
лаклавское поднятие, вероятно, гористое, сложенное древними поро-
дами. Возникло оно в Оксфорде, поскольку в этом районе бат и келло-
вей представлены глинами, а перестало существовать в конце альба, так
как сеноман и гурон здесь представлены исключительно мергелями.
Антиклинорий западной части Южного берега Крыма
Весь Южный берег Крыма на протяжении от пос. Морского на
востоке до Батилимана на западе имеет довольно сходное строение.
1 Подобные же явления наблюдаются к югу от Туакского поднятия, где шельф
очень сужен и глубокая впадина приближается к берегу.
358
ТЕКТОНИКА
Сравнительно узкая прибрежная полоса, шириной от нескольких до
20 км, сложена преимущественно глинистыми и песчанистыми отло-
жениями таврической серии и средней юры. Она прорезана много-
численными оврагами, балками и оползневыми ложбинами. С севера
ее ограничивают очень крутые и часто обрывистые склоны Главной
гряды, сложенные преимущественно карбонатными породами верхней
юры. Высота обрывов местами достигает 400—500 м и более. Их
подножья обычно закрыты мощными навалами и осыпями, так что кон-
такт между сланцами и известняками очень редко наблюдается.
Известняки и конгломераты Яйлинского обрыва падают обычно в сто-
рону северных румбов под углами 40—20°. Глинистые сланцы триаса
и юры нижней части склона на значительных пространствах закрыты
мощными и разнообразными наносами, но во многих пунктах можно
наблюдать, что они сильно перемяты, раздроблены и также имеют
преобладающее падение на север. Отдельные скалистые вершины
местами слагают крупные и мелкие интрузии и «смещенные» массивы
верхнеюрских известняков.
Даже краткое описание морфологии Южного берега указывает
на то, что с ним связана очень крупная антиклинальная структура,
южное крыло которой погружено под воды Черного моря. Надо,
однако, заметить, что антиклинальная природа Южного берега явно
выражена только в его восточной части, выделенной М. В. Муратовым
под названием Туакского поднятия. Здесь, на востоке горного Крыма
вдоль побережья сохранился участок очень крупного Судакского
синклинория, который ограничивает Туакское поднятие с юга и несом-
ненно продолжается под водами моря далеко на запад. Роль Туак-
ского поднятия как древней геоантиклинали подтверждается также
тем, что в строении обрывов Главной гряды очень большую роль
играют конгломераты (Щебетовка, Шелен, Ворон, Демерджи), являю-
щиеся продуктами размыва этого поднятия.
Что же касается его западной части, начиная от Гурзуфа до
Ласпи, то здесь явных признаков антиклинального строения на-
блюдать не удается. Как и повсюду в прибрежной ПЬлосе, здесь
наблюдается моноклинальное залегание слоев с падением на север
сланцево-песчаниковой таврической серии, средней юры и вышеле-
жащей верхней юры, причем последняя имеет очень большую мощ-
ность, свыше 1,5 км, и совершенно лишена обломочного материала.
Вследствие этого нет никаких оснований выделять второе поднятие,
равноценное Туакскому, Форосское (Муратов, 1949). Все же западная
часть Южного Крыма может рассматриваться как ядро антиклинория.
При этом граница между Туакским поднятием и западной частью
Южного берега не совсем ясна. В одних работах западной границей
Туакского поднятия считается район Алушты, в других — район Гур-
зуфа, в третьих — район Ялты. По мнению Г. А. Лычагина, район
Алушты и Гурзуфа невозможно исключать из Туакского поднятия,
поскольку именно здесь находится его наиболее вздутая часть, которая
отличается почти полным отсутствием средней юры даже на крыльях,
и сильной насыщенностью пород таврической серии гипабиссальными
интрузиями.
Ниже будет описано раздельно строение антиклинория западной
части Южного берега и собственно Туакского поднятия. Граница
между ними проводится по району Никитского мыса.
Западная часть Южного берега охватывает отрезок от Батили-
мана до Никитского мыса. Значительную ширину сланцевый склон
здесь сохраняет только в районе Ялты (до 3—5 км). В западном на-
правлении он постепенно суживается до нескольких километров, а у
ГОРНЫЙ КРЫМ И КЕРЧЕНСКИЙ ПОЛУОСТРОВ
359
Батилимана сходит на нет. Вместе с тем изменяется и положение кон-
такта глинистых сланцев средней юры и таврической серии с верхне-
юрскими известняками подножья Главной гряды. Известняки обычно
наклонены под небольшими углами в сторону северных румбов.
Весьма часто в них видны плоскости сбросов и сдвигов обычно неболь-
шой амплитуды, преимущественно меридионального направления. Наи-
более крупные нарушения подобного рода имеются в районах Ялты
(р. Тува), Мухалатки, Мшатки и в районе Байдарского перевала.
В подстилающих таврических и среднеюрских сланцах эти нарушения
проследить не удается, поэтому многие считают, что эти сбросы имеют
гравитационное происхождение и вызваны отколом выступающих
Рис. 90. Тектоническая схема южного берега Крыма. Составил М. В. Муратов
1 — таврическая серия; 2 — средняя юра; 3 — интрузивные массивы, 4 — верхняя юра
частей Яйлинского обрыва. Однако большинство из них направлено
под прямым углом к линии обрыва и легко картируется на поверхно-
сти Яйлинского плато как обычные сбросы. Несомненно гравитационное
происхождение имеют такие отколы, как Батилиманский, Форосский,
гора Нишан-Кая над Алупкой. Отколовшиеся массивы при этом
буквально разваливаются на месте.
Породы таврической серии и средней юры в западной части
Южного берега образуют три полосы: вверху у подножья известняков
верхней юры протягивается обычно полоса пород средней юры, ниже
в средней части склона — полоса таврического флиша и еще ниже
близ берега моря — снова средняя юра. При этом несмотря на извест-
ную перемятость порол, они залегают преимущественно с падением
к северу.
Таким образом, эти породы образуют крупные опрокинутые склад-
ки. Они разделены надвигами, с падением плоскостей последних к се-
веру и перемещением масс соответственно к югу (рис. 90).
Всего удается выделить несколько обособленных крутых антикли-
налей, осложненных надвигами, и разделяющих их сильно сжатых
опрокинутых синклиналей. Самая восточная из них расположена в
районе Никитского мыса, восточнее Ялты. Это узкая, опрокинутая
синклиналь, крылья которой сложены среднеюрскими породами, вы-
ступающими на поверхность по берегу у Никитского ботанического
360
ТЕКТОНИКА
сада. Слои обоих ее крыльев падают в северном направлении. Син-
клиналь сильно сжата. Возможно, она осложнена серией надвигов и
поперечных разрывов.
С востока Никитская синклиналь ограничена Алуштинской анти-
клиналью, относящейся к Туакскому поднятию, а с запада — Ялтин-
ской. Последняя расположена кулисообразно по отношению к Алуш-
тинской и имеет простирание, меняющееся от северо-восточного близ
Ялты до широтного близ мыса Кикенеиз, т. е. в плане она имеет не-
сколько изогнутую форму (рис. 90).
Ядро Ялтинской антиклинали сложено перемятыми породами тав-
рической серии, а крылья образованы среднеюрскими породами. К во-
стоку от мыса Кикенеиз ее южное крыло погружено под уровень моря
и вновь появляется только близ Никитского сада. К западу от с. Ополз-
невое шарнир Ялтинской антиклинали погружен, и породы таврической
серии перекрыты отложениями средней юры.
Вновь эти породы появляются на поверхности западнее с. Беке-
тово в ядре следующей широтно вытянутой Кастропольской антикли-
нали, осложненной надвигами. Северное и южное ее крылья сложены
среднеюрскими породами, падающими в северном направлении, при-
чем северное крыло антиклинали (в целом опрокинутой к югу) зна-
чительно положе южного. На участке Бекетово — Мелас Кастрополь-
ская антиклиналь осложнена надвигом широтного простирания, по
которому таврические породы суженного ядра антиклинали надвинуты
на ее южное крыло. В строении крыльев Ялтинской и Кастропольской
антиклиналей значительную роль играют эффузивные породы; особен-
но большой мощности они достигают в районе с. Голубой Залив, сла-
гая массив гор Хыр и Пиляки. В южном крыле антиклинали они при-
сутствуют близ Кастрополя (мыс Ифигения) и у Меласа.
В более западной части Южного берега располагаются еще две
антиклинальных структуры, ядра которых сложены породами тав-
рической серии — Форосская и Ласпинская (см. рис. ”90). Северное
крыло Форосской антиклинали образовано породами средней юры, в
том числе эффузивами байоса, обнажающимися полосой вдоль
подножья обрывов Главной гряды, а южное — скрыто в море. Породы
таврической серии, обнажающиеся в ядре Ласпинской антиклинали,
севернее горы Ласпи, перекрываются среднеюрскими отложениями,
которые протягиваются до района Батилимана; далее последние скры-
ваются под верхнеюрскими известняками, так как происходит общее
погружение всей складки близ мыса Айя и подножье верхнеюрских
известняков уходит здесь под уровень моря.
Туакское поднятие
Ядро Туакского поднятия, сложенное породами таврической серии
и средней юры, протягивается вдоль моря от Никитского мыса до
пос. Морского, слагая всю эту часть Южного берега Крыма. Восточнее
долины р. Ворон и Морского полоса таврической серии, соответствую-
щая ядру Туакского поднятия, отходит от побережья и через район
верховьев рек Ворон — Каменка протягивается до Щебетовки и отро-
гов Карадагской горной группы (рис. 91). В структуре поднятия
можно выделить западную часть, расположенную в центральной части
Южного берега, и восточную, осложненную целым рядом складок и
известную под названием Судакско-Карадагской системы.
В западной части поднятия в ядре его можно выделить ряд круп-
ных складок, в которых антиклинальные структуры сложены породами
ГОРНЫЙ КРЫМ И КЕРЧЕНСКИЙ ПОЛУОСТРОВ
351
таврической серии, а сопряженные с ними синклинали — средней юрой.
Все они опрокинуты на юг и осложнены надвигами северо-восточного
простирания, которые большей частью срезают крылья синклинальных
структур, поверхности надвигов падают на север или северо-запад
под углом 35—50°.
Наиболее четко выделяются три крупные антиклинали, разделен-
ные двумя синклиналями: Алуштинская антиклиналь, синклиналь,
района с. Рыбачье, антиклиналь в районе сел Генеральское — Привет-
ное—Морское, Громовская синклиналь и антиклиналь района
Рис. 91. Схема расположения Туакского поднятия
1 — ядро поднятия, сложенное таврической серией, 2 — то же, под уровнем моря,
3 — крылья поднятия, 4— синклинории, 5 — северное крыло мегантиклинория горного
Крыма
рек Шелен — Ворон. Наиболее крупной структурой из них является
Алуштинская антиклиналь, расположенная в области резкого изгиба
всех структур горного Крыма, где происходило смыкание ядер Качин-
ского и Туакского поднятий и сочленение Юго-Западного и Восточно-
Крымского синклинориев. Ядро Алуштинской антиклинали прорвано
наиболее крупными в Крыму и многочисленными интрузиями габбро-
диабазов гор Аю-Даг, Кастель, Урага, Чамны-Бурун и др.
Эти интрузии и общая ориентировка образуемой ими полосы
(с юга на север) указывают, по-видимому, на^существование древнего
среднеюрского разлома, вытянутого приблизительно вдоль западного
крыл а описываемого антиклинального поднятия.
Западное замыкание Алуштинской антиклинали, а вместе с тем
и всего Туакского поднятия намечает полоса среднеюрских отло-
жений подножия массива Бабуган, которые слагают северо-запад-
ное крыло складки и падают на северо-запад. Севернее у оконечности
массива Бабуган среднеюрские породы трансгрессивно перекрыты
верхнеюрским'и известняками, срезаются ими и далее не просле-
живаются.
Еще севернее, в районе массивов Чатырдаг и Демерджи, верхне-
юрские породы наложены прямо на смятые слои таврической серии
-362
ТЕКТОНИКА
ядра, прослеживающиеся далеко на север и выходящие на поверх-
ность в эрозионной долине р. Ангары между Чатырдагом и Демерджи
до с. Перевальное, после этого они скрываются под трансгрессивно
-залегающими отложениями баррема — апта.
Таким образом, ядро Алуштинской антиклинали, частично при-
крытое наложенными верхнеюрскими породами Чатырдага и Демерд-
жи, на севере залегающими в общем спокойно, далеко протягивается
в северном направлении и имеет значительные размеры. При этом
'естественного ограничения ядра этой антиклинали крылом, сложен-
ным среднеюрскими породами, здесь на севере не видно. Можно лишь
предположить, что такой границей являются широтные разломы, ко-
торые отделяют массив Чатырдага от Салгирской депрессии и массив
Демерджи от Долгоруковского нагорья. Внутренняя структура ядра
Алуштинской антиклинали пока еще не расшифрована, видимо, она
имеет очень сложное строение.
Отсутствие среднеюрских отложений и большая насыщенность
магматическими интрузиями в этом районе позволяет предполагать,
что эта часть Туакского поднятия наиболее высоко приподнята и
что здесь на поверхность выведены наиболее древние горизонты фли-
шевой толщи Крыма.
Что касается преобладающего простирания складчатых и надви-
говых структур таврической серии в пределах Алуштинской антикли-
нали, то в восточной ее части преобладают восток-северо-восточные
простирания, т. е. одинаковые с общим простиранием Туакского
поднятия. Начиная же с района Алушты простирания становятся
широтными, а затем северо-западными, что свойственно Качинскому
поднятию (Логвиненко, Карпова, Шапошников, 1961). Это, по-види-
мому, указывает на то, что до образования Юго-Западного и Восточ-
но-Крымского синклинориев Туакское и Качинское поднятия представ-
ляли собой единую структуру.
На северо-востоке Алуштинская антиклиналь сменяется сложно
построенной синклиналью, заполненной породами средней юры — в
основном батского яруса, а также эффузивами байоса. Она была
выявлена в результате установления среднеюрского возраста глини-
стых сланцев и песчаников близ Рыбачьего на основе собранной
фауны (Лычагин, Сальман, 1956). Литологически эти слои почти не
отличимы от таврической серии. Синклиналь ограничена с обеих сто-
рон надвигами с поверхностями, наклоненными на север, и имеет
сложное внутреннее строение: разделена на ряд вторичных складок и
чешуй (рис. 92). В районе Рыбачьего на небольшом участке удалось
точно закартировать пять чередующихся, надвинутых друг на друга
полос среднеюрских и таврических отложений. На востоке синклиналь
замыкается близ берега моря, а на западе уходит под покров верхней
юры горы Демерджи и далее не прослежена.
Следующая антиклиналь с ядром из пород таврической серии
протягивается в широтном направлении по линии Генеральское —
Приветное — Морское, до берега моря. Внутреннее ее строение пока
не исследовано. Восточным продолжением этой антиклинали служит
Перчемская, описанная ниже. В районе с. Громовка эта антиклиналь
сменяется полосой среднеюрских темных глинистых сланцев, образую-
щих следующую узкую синклиналь. Самая восточная на рассматри-
ваемом отрезке Туакского поднятия Шелено-Воронская антиклиналь
расположена в районе с. Ворон. Ядро ее сложено таврической серией,
а в строении крыльев участвуют среднеюрские породы. Складка рас-
членена разрывами на многочисленные чешуи.
Рис. 92. Схема строения Судакско-Карадагской системы складок. По Д. С. Кизевальтеру и М. В. Муратову
Ядро и свод Туакского антиклинория (нижний структурный этаж): / — флиш таврической серии в ядре антиклинали, 2 — отложения средней
юры, верхний структурный этаж: 3 — келловей, 4 — оксфорд-лузитанские отложения в ядрах и крыльях синклиналей, 5 — титонские отложения. Северное
крыло Туакского антиклинория: 6 — титонские и меловые отложения. Судакский синклинорий: 7 — аргиллиты батского яруса
в ядрах антиклиналей, <8 — келловей, 9 — оксфорд-лузитанские отложения, 10 — титонские отложения, 11 — оси антиклиналей, 12 — оси синклиналей,
13 — надвиги, 14 — прочие разрывные нарушения, 15 — границы несогласного залегания, 16 — границы согласного залегания и маркирующие горизонты
л
сз
м
700 Г
000
200
О
-200
-000
Туакский антиклинорий дудинский синклинорий
1 So^uh^u- Уайат ска я ^раазтаьиская Колсельская
41 ноль 1 антикли- антиклиналь Манджильская син- антиклиналь
на ль & Очкидагский. клиналь
н ад ди г
т •> .« Jg К m
Б
гае
Меганомская
синклиналь hi
700
000
200
О
-200
-000
-700
-7000
—7200
los+lz
Антиклиналь
Оуук-ty
JjOl+lZ
S’
: LOI+lz
J.os+lz
В
юв
J, km
7000
Схематические разрезы
oi+iz
•2000
-2000
1-3000
J3cl
Очкидагская
дрбашская синклиналь
антиклиналь £ t
Ч С:
700
000
200
О
-200
-000
J
Антиклиналь <
Орун-Су
<??
dQ J-tm-lz
Кизилташская
синклиналь
Рис. 93.
через Туакский антиклинорий
и Судакский синклинорий
в районе, расположенном к во-
стоку от Судака (см. рис. 92).
Составил Д. С. Кизевальтер
Манджильская
синклиналь
§ Очкидагский
J oi+lz наддиг
J.km+t -
000
200
0
-200
-000
-700
-7000
ГОРНЫЙ КРЫМ И КЕРЧЕНСКИЙ ПОЛУОСТРОВ
365
Судакско-Карадагская система складок
Как уже указывалось, Судакско- Карадагской системой складок
названа восточная часть Туакского антиклинория, располагающаяся
между Судакским и восточной частью Восточно-Крымского синклино-
рия, в строении которой наряду с породами таврической серии и
частично средней юры принимают участие также верхнеюрские отло-
жения. В структурном отношении этот район представляет собой систе-
му сопряженных антиклиналей и синклиналей, вытянутых в близком
к широтному направлении от долины р. Ворон на западе до Карадаг-
ского вулканического массива на востоке, где происходит общее замы-
кание системы складок.
Несмотря на то, что Судакско-Карадагские складки нередко
весьма значительно отличаются друг от друга по размерам, конфигу-
рации в плане и пространственной ориентировке, в одну систему их
объединяет ряд типичных структурно-морфологических признаков, а
'также особенностей состава и возраста слагающих их отложений,
характерных для всей области восточного погружения Туакского анти-
клинория в целом и отражающих своеобразие геологического разви-
тия этой области на периферии крупного поднятия. Такими особенно-
стями являются, в частности, преимущественно терригенно-карбонат-
ный состав, мелководный характер и сокращенные мощности
верхнеюрских осадков, выпадение из стратиграфического разреза
большей части этого района среднеюрских отложений и полное отсут-
ствие в его пределах отложений моложе оксфордских.
Ядра всех главных антиклиналей сложены сильно дислоцирован-
ными породами таврической серии с трудно различимой внутренней
структурой, периклинали и крылья антиклиналей, являющиеся одно-
временно бортами разделяющих их синклиналей — верхнеюрскими, а
в пределах южной окраины района также и среднеюрскими отложе-
ниями. Располагаясь кулисообразно и четковидно, антиклинальные
складки группируются в три вытянутые приблизительно параллельно
друг другу в субширотном направлении зоны: северную, состоящую
из антиклиналей Суук-Су и Щебетовской, центральную, образованную
Тарахташской, Урбашской и Легенерской антиклиналями, и южную,
менее выраженную, Перчемско-Карадагскую зону (см. рис. 93).
Наиболее крупными антиклинальными структурами Судакско-
Карадагской системы складок являются антиклинали Суук-Су и
Тарахташская, занимающие крайнее западное положение в северной
и центральной зонах. Их длина 16—18 км, ширина 1—3 км. Прости-
рание антиклинали Суук-Су восток-северо-восточное. Так же ориенти-
рована и западная часть Тарахташской антиклинали, но восточнее
она меняет свое простирание сначала на широтное, а затем на запад-
северо-западное (т. е. в целом Тарахташская антиклиналь слегка
изогнута в плане). Антиклиналь Суук-Су обладает отчетливой попе-
речной асимметрией, обусловленной различной крутизной ее крыльев:
южное ее крыло сравнительно пологое, северное — очень крутое, часто
подвернутое. Тарахташская антиклиналь, напротив, имеет крутое (вер-
тикальное и слегка запрокинутое) южное и относительно пологое
северное крылья (см. рис. 93).
Тарахташская антиклиналь на востоке кулисообразно сменяется
более короткой широтно расположенной Урбашской антиклиналью,
которая, раздваиваясь в восточной части, соединяется с узкой Леге-
нерской и куполовидной Щебетовской антиклиналями. Вообще, во-
сточные оконечности северной и центральной антиклинальных зон,
сильно сближенные благодаря северо-восточному простиранию Леге-
366
ТЕКТОНИКА
нерской антиклинали, построены значительно сложнее их западных,
частей. Здесь антиклинали нарушены многочисленными взбросами и
крутыми надвигами, в которых, кроме пород таврической серии, участ-
вуют также средне- и верхнеюрские отложения. У Карадагского мас-
сива обе антиклинальные зоны испытывают погружение.
Западной синклиналью описываемой системы является Кутлакская,.
в районе с. Веселого, которая на западе образует хорошо выраженное-
цёнтриклинальное замыкание и расширена, а к востоку сильно сужена.
Кулисообразно по отношению к ней расположена большая - Кызыл -
ташская синклиналь, которая состоит из целого ряда структур, также
в свою очередь расположенных кулисообразно. Такое строение синкли-
нали объясняется присутствием небольших поперечных складок, выз-
вавших сильную ундуляцию шарнира. В целом это широкая (до 3 км
в поперечнике) структура, сложенная породами Оксфорда и имеющая
плоское дно. Углы падений крыльев структур колеблются в пределах
25—40° с тенденцией к увеличению в западном направлении.
Южнее ее Урбашская и Тарахташская антиклинали разделены
довольно большой синклиналью Козьей горы, которая сложена извест-
няками Оксфорда и нарушена вторичными складками и разрывами.
К востоку от Щебетовской антиклинали, отделяя ее от Легенер-
ской узкой антиклинали, расположена длинная симметричная и отно-
сительно просто построенная синклиналь Балалы-Кая — Легенер,
сложенная песчаниками и известняками Оксфорда. В плане она
слегка изогнута, имея на востоке северо-восточное, а затем северное
простирание. Южнее паралельно с ней тянется узкая, разбитая разло-
мами на блоки, синклиналь гор Зуб — Острая (Сюрюкаинская), кото-
рая отделяет Легенерскую антиклиналь от сложной структуры Кара-
дага. Эта синклиналь является продолжением синклинали Козьей
горы.
Южная, Перчемско-Карадагская антиклинальная зона занимает
краевое положение в системе Судакско-Карадагских складок, распо-
лагаясь на ее границе с Судакским синклинорием и являясь, по суще-
ству, переходной зоной между этими крупными структурными элемен-
тами. Данное обстоятельство и обусловило, по всей вероятности, ее
сложное строение, характеризующееся широким развитием крупных
разрывных нарушений надвигового типа с движением масс в южном
направлении, главным из которых является Эчкидагский надвиг.
Эчкидагский надвиг, морфологически представляющий собой, по-
видимому, пологий взброс с максимальной амплитудой вертикального
перемещения не менее 1000 м, хорошо прослеживается на местности
как единая разрывная структура от пос. Лагерного на западе до
пос. Крымское Приморье на востоке. По плоскости этого разрывного
нарушения на отложения кимеридж-титонского возраста Судакского
синклинория надвинуты бат-келловейские и оксфордские породы южной
окраины восточного погружения Туакского антиклинория. Восточнее
пос. Крымское Приморье, в пределах Карадагского массива, Эчкидаг-
ский надвиг разделяется на несколько ветвей, а западнее района
пос. Лагерное его амплитуда уменьшается и он постепенно переходит
в крутую флексуру, протягивающуюся в западном направлении к кры-
лу Перчемской антиклинали.
Перчемская антиклиналь является наиболее крупной антиклиналь-
ной структурой южной зоны и составляет восточное продолжение
антиклинали в районе сел Приветное — Морское. В отличие от дру-
гих складок южной зоны, обычно разорванных надвигами и резко асим-
метричных, Перчемская антиклиналь имеет полностью развитые
южное и северное крылья, образованные, однако, отложениями резко
ГОРНЫЙ КРЫМ И КЕРЧЕНСКИЙ ПОЛУОСТРОВ
367
различного состава. Северное крыло сложено в основном типичными-
для области Судакско-Карадагских складок оксфордскими песчани-
ками и конгломератами, южное — одновозрастными глинами с лин-
зами рифогенных известняков, т. е. фациями, характерными для
Судакского синклинория. Таким образом, граница восточной части
Туакского антиклинория и Судакского синклинория здесь может быть,
проведена приблизительно по осевой части Перчемской антиклинали.
Г. А. Лычагин считает, что Перчемская антиклиналь имеет более-
сложную общую структуру и представляет в целом крупную надвину-
тую к югу чешую. Эта чешуя-аллохтон перемещена по Эчкидагскому
надвигу, который по его мнению, к западу из крутого надвига,
становится пологим; вдоль последнего и образуется этот покров1.
Как уже отмечалось, многие складчатые и разрывные структуры:
южной антиклинальной зоны имеют тенденцию к опрокидыванию в
южном направлении. Опрокинутость осевых плоскостей складок в.
южной части области Судакско-Карадагских складок к югу, а в север-
ной — к северу придает общей структуре восточного погружения Туак-
ского антиклинория в поперечном сечении веерообразный характер.
Легко поддающиеся эрозии флишевые отложения таврической
серии в ядрах антиклиналей сильно размыты, вследствие чего осевым
частям антиклинальных структур в современном рельефе, как правило,,
соответствуют наиболее крупные долины.
Синклинали же образованы отложениями верхнего келловея —
Оксфорда, представленными преимущественно конгломератами, песча-
никами и известняками (в основном рифовыми). Лишь в краевых ча-
стях Судакско-Карадагской системы с,кладок в состав верхнеюрских
отложений входят глины. Верхнеюрские отложения, слагающие син-
клинальные структуры Судакско-Карадагской системы складок, харак-
теризуются исключительно резкой фациальной изменчивостью. Их
разнообразные литологические типы, как правило, очень плохо выдер-
жаны по простиранию, необычайно быстро (часто на расстоянии
всего в несколько десятков метров) сменяясь одновозрастными, но
иными по составу отложениями. Примечательной особенностью почти
всех синклиналей является закономерный характер пространственного-
расположения образующих их разных по составу отложений. Так,
борта синклиналей чаще всего сложены грубообломочными породами,,
а их более внутренние части — известняками и глинами. Это сви-
детельствует о том, что складки области восточного погружения Туак-
ского антиклинория являются в своей основе структурами конседимен-
тационного типа и сформировались в процессе длительного раз-
вития.
По сравнению со сложной мелкой складчатостью пород тавриче-
ской серии и средней юры складки, образованные резко несогласно*
залегающими на них верхнеюрскими отложениями, отличаются более
крупными размерами и простотой строения, т. е. обладают призна-
ками типичных наложенных структур. Характерными морфологиче-
скими особенностями большинства синклиналей являются их пологие,,
слабо волнистые днища и крутые, нередко вертикальные и слегка
подвернутые крылья. Внутренняя структура синклиналей осложнена
пологой брахиморфной и линейной складчатостью второго порядка и
разрывными нарушениями (чаще всего поперечными сбросами
с небольшими амплитудами). В плане синклинали имеют хотя и не
1 Предположение это хотя и правдоподобно, но пока недостаточно обосновано.
Для выяснения структуры Перчемской антиклинали требуются дальнейшие иссле-
дования.
-368
ТЕКТОНИКА
всегда правильную, но в большинстве случаев отчетливо удлиненную
форму. Отличительной чертой многих синклинальных структур
является сильная ундуляция их шарниров.
Как уже указывалось, синклинали располагаются МЙЙсду описан-
ными антиклинальными зонами и реже, в пределах самих зон, разде-
ляя кулисообразно сменяющие друг друга антиклинали.
Подобно антиклиналям, наиболее сложное строение имеют син-
клинали, расположенные на самой восточной окраине области Судак-
ско-Карадагских складок, где все структуры сильно сжаты и нару-
шены многочисленными взбросами. Именно здесь, в Карадагском
районе, широко развиты так называемые «бескорневые» массивы изве-
стняков. Последние, как это выяснилось при детальном геологическом
картировании, представляют собой не удаленные от коренного залега-
ния отторженцы, а фациальные линзы рифовых известняков среди
глин, испытавших интенсивные складчатые деформации.
Восточная оконечность Туакского антиклинория в пределах Кара-
дагской горной группы имеет исключительно сложное тектоническое
строение и во многих деталях еще не расшифрована.
В состав Карадагской горной группы1 входит упомянутая выше
очень сложная и раздробленная синклиналь гор Зуб и Острая, сложен-
ная оксфордскими известняками. Восточнее ее располагаются огра-
ниченный с двух сторон разрывами блок Малого Карадага и Святой
горы, в котором эффузивы байоса простираются меридионально. Еще
восточнее расположена моноклиналь Берегового хребта — Карагач,
образующая дугу вдоль берега моря, имеющую сначала широтное, а
затем меридиональное простирание. Блоки Святой горы и Карагача
разделены крупным крутым Карадагским разломом. Все эти элементы
можно считать фрагментами складчатых структур, оборванных
разломами.
Крупнейшая из складок, Карагачская антиклиналь, в своей
южной части западнее пос. Крымское Приморье имеет широтное про-
стирание. Ядро структуры сложено здесь глинами средней юры, песча-
никами и конгломератами келловейского яруса, крылья — обрезаны
Эчкидагским и Карадагским надвигами. В целом складка под кру-
тыми углами здесь опрокинута к югу. Восточнее Карадагской био-
станции ось антиклинали отклоняется к северу, приобретая простира-
ние, близкое к меридиональному. Здесь в Береговом хребте сохра-
нилось лишь северное крутопоставленное крыло структуры, сложенное
эффузивами карадагской серии, а осевая часть, южное крыло и север-
ная периклиналь погружены в море. Вдоль сохранившегося крыла
Карагачской антиклинали протягивается узкая Тумановская син-
клиналь, выполненная келловейскими глинами. Тумановская син-
клиналь представлена лишь моноклиналью юго-восточного крыла,
являющегося в то же время крылом Карагачской антиклинали. Сла-
гающие ее келловейские слои залегают с размывом на эффузивах
верхнего байоса Берегового хребта и имеют в своем составе туфы и
андезиты. Вдоль оси синклиналь разорвана Карадагским надвигом, по
которому приведена в соприкосновение с блоком Святой горы, пред-
оставляющим собой крупную линзовидную крутопоставленную чешую.
Последняя сложена, среднеюрскими глинами и эффузивами. Северо-
западное крыло синклинали не сохранилось из-за упомянутого
разлома.
1 Краткое описание структуры Карадага дается здесь в основном по данным
Д. С. Кизевальтера и М. В. Муратова (1959). Несколько по-иному понимают ее
.В. И. Лебединский и А. И. Шалимов (см. стр. 308 317 настоящей работы).
ГОРНЫЙ КРЫМ И КЕРЧЕНСКИЙ ПОЛУОСТРОВ
369
Столь сложная тектоника Карадага обусловлена его положением
в области затухания крупного антиклинального поднятия, сильно
раздробленной системой крупных древних среднеюрских разломов,
которые служили путями проникновения вулканических продуктов.
Позднее, в конце юры, когда происходило формирование складчатых
структур Судакско-Карадагской системы, структура Карадага была
осложнена складчатыми деформациями и новыми разломами и
приобрела современный вид.
Восточно-Крымский синклинорий
Восточно-Крымскому синклинорию — крупнейшей синклинальной
структуре Крымского мегантиклинория — орографически соответствует
наиболее возвышенная осевая часть, а также северные и южные
склоны Главной гряды восточного и центрального Крыма на участке
от водораздела рек Альма и Салгир на западе до района Феодосии
на востоке (см. рис. 87).
Синклинорий сложен разнообразными по составу отложениями
верхней юры и нижнего мела (неоком), при этом основная роль при-
надлежит резко фациально изменчивым верхнеюрским породам.
В строении крайней восточной части синклинория, а также, возможно,
наиболее прогнутых участков его внутренней зоны, кроме того, прини-
мают участие и среднеюрские отложения.
На юге синклинорий непосредственно граничит с Туакским анти-
клинорием (в частности, с Судакско-Карадагской системой складок).
Местоположение и характер северной границы синклинория, перекры-
той альбскими и верхнемеловыми отложениями, относящимися уже
к северному крылу мегантиклинория горного Крыма, не совсем ясны;
ею может быть зона предполагаемого глубинного разлома, отделяю-
щего мегантиклинорий горного Крыма от палеозойского фундамента
эпигерцинской Скифской плиты. Синклинорий вытянут в направлении
с запад-юго-запада на восток-северо-восток более чем на 100 км (см.
рис. 90, IV, V). Его средняя ширина 15—20 км (в крайней западной
части синклинория она увеличивается до 20—25 км).
Структура синклинория сравнительно проста. На западе она по-
лого замыкается в районе водораздела рек Альма — Салгир, нижнего
плато Чатырдага и западных окраин нагорий Демерджи и Долго-
руковской яйлы. Западное центриклинальное замыкание Восточно-
Крымского синклинория, образованное в своих крайних южных и запад-
ных частях (горы Южная Демерджи и Байраклы) в основном конгло-
мератами Оксфорда, а в центральных и северных частях (Северная
Демерджи и Долгоруковская яйла) известняками титона, осложнено
поперечной Салгирской эрозионно-тектонической депрессией.
Внутренняя зона синклинория к западу от верховьев р. Танас (ме-
ридиан Белогорска) сложена титонскими известняками, образующими
массив Караби-яйлы, а восточнее — мощной флишевой толщей титона,
очень быстро замещающей известняки фациально. Титонский флиш
осевой зоны синклинория частично перекрыт нижнемеловыми, в основ-
ном глинистыми отложениями. На востоке, в районе Феодосии, струк-
тура синклинория погружается под уровень моря (см. рис. 90, VI).
Южное крыло Восточно-Крымского синклинория, сложенное глав-
ным образом конгломератами Оксфорда и титона, как правило, очень
узкое и крутое, местами слегка запрокинутое к северу. Его северное
крыло, напротив, пологое и широкое, а образующие его верхнеюрские
отложения почти повсеместно перекрыты нижним мелом и лишь ме-
стами выходят на поверхность в виде изолированных выступов титон-
ских известняков, окруженных нижнемеловыми породами. Самым
24 Зак. ЭН
370
ТЕКТОНИКА
крупным из них является Агармышский массив у г. Старый Крым. Ряд.
более мелких выходов титонских известняков среди нижнемеловых,
пород располагается между Агармышем и Караби-яйлой. Массив-
Агармыш представляет собой асимметричную антиклиналь, южное
крыло которой крутое, а северное пологое и осложнено дополнитель-
ными складками и изгибами, -хорошо видными в слоистых известняках
титона. На западе антиклиналь оборвана крупным поперечным сбро-
сом.
Общая мощность верхнеюрских отложений в пределах северного»
крыла Восточно-Крымского синклинория значительно меньше, чем в
его осевой зоне и южном крыле, вследствие первичного сокращения
мощностей всех их горизонтов. Кроме того, в северном направлении
отложения титона, по-видимому, повсеместно переходят с оксфорд-
ских на более древние образования, перекрываясь в свою очередь
трансгрессивно залегающими валанжин-готеривскими осадками. По-
следние хотя и относятся к северному крылу синклинория, однако в.
современной структуре из-за сильной приподнятости его южного крыла
и осевой зоны залегают с падениями не к югу, внутрь синклинория,,
а к северу, в сторону равнинного Крыма.
Резкие различия в условиях залегания и мощностях отложений,,
образующих южное и северное крылья синклинория, предопределяют
отчетливую поперечную асимметрию его структуры. Эта асимметрия:
подчеркивается трансгрессивным смещением титонского и нижнемело-
вого осадочных комплексов в северном направлении, а также характе-
ром современного пространственного развития слагающих его отложе-
ний, наиболее древние из которых (оксфордские) обнажаются лишь
в пределах его южного крыла, тогда как самые молодые (нижнемело-
вые) — в основном в северном крыле и центральной зоне.
В продольном направлении структура синклинория также асим-
метрична: наиболее глубоко погружены его центральная и восточная
части, сложенные титонским флишем, менее глубоко — западная, рае-
ширенная часть — область развития преимущественно карбонатных
и грубообломочных пород. Таким образом, если рассматривать
Восточно-Крымский синклинорий в целом, нетрудно заметить опреде-
ленную зависимость, существующую между крупными элементами era
структуры и составом слагающих их пород; преимущественно конгло-
мератами образовано его южное крыло, наиболее погруженная осевая
зона синклинория сложена флишем, а менее опущенная западная его’
часть и северное крыло — в основном известняками, замещающими
флиш фациально.
Мощные толщи осадочных пород, слагающие Восточно-Крымский
синклинорий, разделены несколькими поверхностями перерывов и
угловых несогласий, наиболее крупными из которых являются несогла-
сия в основании Оксфорда, титона, средцего валанжина и верхнего
готерива. Несогласное залегание оксфордских отложений на подсти-
лающих породах — несогласие в основании ложа Восточно-Крымского»
синклинория — отчетливо выражено на большей части южного крыла
синклинория и его западного центриклинального замыкания. Несогла-
сие хорошо подчеркивается резкими различиями литологического со-
става таврической серии (песчано-глинистые породы) и низов Окс-
форда, представленных в основном конгломератами. Лишь в крайней
восточной части южного крыла синклинория, в районе Планерского и
Янышарской бухты, где появляются келловейские и среднеюрские
отложения, представленные преимущественно глинистыми осадками,,
а оксфордские породы фациально переходят также в глины, это несо-
гласие становится слабо различимым.
ГОРНЫЙ КРЫМ И КЕРЧЕНСКИЙ ПОЛУОСТРОВ
371
Поверхность углового несогласия в основании титонских отложе-
ний, низы которых в восточной и центральной частях синклинория
представлены конгломератами, а в западной части известняками,
хорошо прослеживается в пределах всего южного крыла и западного
центриклинального замыкания синклинория. Это несогласие, как и
несогласие в основании оксфордского комплекса отложений, является
важной структурно-геологической границей не только для Восточно-
Крымского синклинория, но и для других районов горного Крыма.
Несогласие в основании среднего валанжина, возможно, имеется
в пределах большей части Восточно-Крымского синклинория. Однако
там, где верхние горизонты титонских и валанжинские отложения
представлены однообразной, весьма близкой по составу толщей преи-
мущественно карбонатно-глинистых и глинистых осадков, оно мало
заметно. В тех же участках, где средневаланжинские отложения зале-
гают непосредственно на титонских известняках, наблюдается резко
несогласный контакт верхней юры и нижнего мела. Глины среднего
и верхнего валанжина, содержащие мощные линзы грубообломочных
известняковых брекчий местного состава, часто заполняют глубокие
древнеэрозионные ложбины в титонских известняках и облекают обра-
зованные ими выступы. Наиболее отчетливо характер взаимоотноше-
ния верхнеюрских известняков с залегающими гипсометрически ниже
их валанжинскими отложениями выражен на севере нижнего плато
Чатырдага и в пределах северо-восточной окраины Караби-яйлы (в
Молбайской котловине), а также на Агармышскрм массиве. Попереч-
ная Салгирская депрессия заполнена в основном более молодыми,
баррем-аптскими и альбскими отложениями.
Наконец, поверхность несогласного залегания верхнеготеривских
отложений маркируется мощными горизонтами глыбовых конгломера-
тов. По мнению Г. А. Лычагина, готеривский трансгрессивный ком-
плекс слагает осевую часть крупного прогиба, наложенного частично
на северное крыло Восточно-Крымского синклинория, а частично на
южную окраину Скифской плиты и получившего наименование
Белогорского.
Среди складчатых деформаций, осложняющих внутреннюю струк-
туру синклинория, как правило, преобладают простые деформации,
не отличающиеся морфологическим многообразием. Это в основном до-
статочно крупные, от сотен метров до нескольких километров, пологие
линейные и брахиморфные антиклинальные и синклинальные струк-
туры. Часто наблюдаются флексурообразные и асимметричные непра-
вильные складки с различной крутизной и шириной крыльев, а также
складки, оборванные сбросами. Значительные по площади участки'син-
клинория характеризуются более или менее выдержанным монокли-
нальным, как пологим, так и крутым залеганием слагающих их пород,
осложненным слабыми поперечными и продольными перегибами слоев.
Все перечисленные выше виды складчатых деформаций распро-
странены внутри синклинория повсеместно, однако вместе с тем на-
блюдается и преимущественная приуроченность некоторых из них к
определенным его частям. Так, например, брахиструктуры, в форме
и расположении которых почти или полностью отсутствует линейность,
развиты в основном на западной окраине Караби- и Долгоруковской
яйл, т. е. в зоне центриклинального замыкания синклинория, характе-
ризующейся весьма пологими залеганиями обнажающихся здесь извест-
няков титона. Эти же известняки несколько восточнее, в центральной
части Караби-яйлы, расположенной во внутренней зоне синклинория,
залегают моноклинально, образуя на фоне сравнительно пологого по-
гружения в северо-западном направлении резкий флексурообразный
23*
372
ТЕКТОНИКА
перегиб с углами падения до 50—60°. Характерно, что наиболее круто
верхнеюрские отложения, слагающие Восточно-Крымский синклино-
рий; залегают, как правило, в его южном крыле, почти на всем про-
тяжении от Демерджи на западе до мыса Киик-Атлама на востоке.
Здесь часто наблюдаются падения под углами 70—80°, а также вер-
тикальное и даже опрокинутое к северу залегание слоев. Нередко
также зона южного крыла бывает разбита надвигами на чешуи, сме-
щенные и часто перекрывающие одна другую. В частности, очень слож-
ное строение имеет это крыло в районе долины р. Ворон и Шелен, где
наблюдается ряд таких изогнутых чешуи, у перевала в верховьях
р. Танас, по склонам горы Теркез, близ Щебетовки на горе Отлу-Кая
и других местах. Все эти нарушения связаны, видимо, с древней зоной
разлома, ограничивающей Восточно-Крымский синклинорий с юга, и
свидетельствуют, как и полоса конгломератов титона, тянущаяся
вдоль южного края синклинория, о существовании Туакского подня-
тия в то время, когда происходило вдоль этого разлома прогибание
Восточно-Крымского геосинклинального прогиба.
Зависимость характера складчатых деформаций пород от литоло-
гического состава выражена внутри Восточно-Крымского синклинория
хотя и достаточно заметно, но не везде одинаково отчетливо. Обычно
она проявляется в том, что преимущественно глинистые флишевые и
флишеподобные отложения центральных и восточных частей синкли-
нория в целом дислоцированы, как правило, сильнее одновозрастных
известняков и конгломератов, хотя, конечно, и значительно менее
интенсивно, чем породы таврической серии. В большинстве случаев
достаточно простые, пологие и крупные складчатые деформации фли-
шевых отложений титонского возраста во внутренней части синклино-
рия мало чем похожи на сложные складки во флише таврической
серии, однако и в них местами наблюдаются следы значительных
деформаций пластичных толщ, а также участки более сложных мел-
ких дислокаций. Большинство линейновытянутых крупных и мелких
складчатых структур внутри Восточно-Крымского синклинория ориен-
тировано в соответствии с общим его простиранием, т. е. в восток-севе-
ро-восточном направлении. Значительно меньшее их число расположено
поперек или под углом по отношению к главной структуре синклинория.
Поперечные, складчатые структуры часто связаны с поперечными раз-
рывными нарушениями.
Важная роль в структуре Восточно-Крымского синклинория при-
надлежит разрывным нарушениям, среди которых преимущественное
развитие имеют сбросы разной амплитуды и протяженности на мест-
ности и сбросо-сдвиги с горизонтальным смещением, обычно не пре-
вышающим или весьма мало превышающим величину перемещения их
крыльев по вертикали. Некоторые крупные разрывные нарушения, по
всей вероятности, имеют характер крутых взбросов. Надвиговые дисло-
кации в пределах синклинория практически неизвестны.
По отношению к общей структуре синклинория большинство раз-
рывных нарушений разделяется на продольные, ориентированные в
восток-северо-восточном, субширотном и реже запад-северо-западном
направлениях, и поперечные, расположение которых меридиональное
или близкое к нему. К продольным разрывным нарушениям относятся
сбросы и взбросы, к поперечным — сбросы и сбросо-сдвиги.
Наиболее крупными продольными разрывными нарушениями,
осложняющими синклинорий, являются сбросы в его западной части
и крутой взброс вдоль южного крыла восточной части синклинория.
На западе система сбросов отделяет массив Южной Демерджи от
Северной Демерджи и возвышенности Тирке, а последнюю — от Кара-
ГОРНЫЙ КРЫМ И КЕРЧЕНСКИЙ ПОЛУОСТРОВ
373
би-яйлы. Один из сбросов ограничивает с юга Салгирскую депрессию.
По сбросу, располагающемуся на северо-востоке Караби-яйлы, титон-
ские известняки контактируют с валанжинскими глинами Молбайской
котловины. Амплитуды вертикального смещения сбросов Демерджи и
южной части Караби-яйлы составляют несколько сотен метров, так как
здесь по ним в ряде мест наблюдается непосредственное соприкоснове-
ние пород таврической серии с отложениями титона. Все эти сбросы
имеют, судя по характеру их выходов на поверхность, круто падающие
плоскости сбрасывателя. Кроме продольных, здесь, как и в других
частях синклинория, имеются также и поперечные сбросы, главные из
которых ограничивают с запада горы Южная Демерджи и Замана
и массив Чатырдага.
Система пересекающихся продольных и поперечных сбросов рас-
членяет массивные толщи верхнеюрских известняков и конгломератов
юго-западной части синклинория на несколько крупных, смещенных
относительно друг друга блоков, местами непосредственно контакти-
рующих между собой, а местами разделенных породами таврической
серии, обнажающимися в относительно приподнятых узких горстооб-
разных выступах (в рельефе этим структурным выступам, как пра-
вило, соответствуют понижения). Массив Северная Демерджи — Тирке
является несколько приподнятым по сравнению с блоками, ограничи-
вающими его с юга и севера. Все эти сбросы хорошо фиксируются на
местности лишь в тех случаях, когда по ним контактируют породы раз-
ного литологического состава, например верхнеюрские известняки или
конгломераты с таврическими сланцами. Продолжения сбросов в
монотонных по составу и сильно дислоцированных породах тавриче-
ской серии, равно как и в литологически однообразных яйлинских
известняковых толщах, устанавливаются значительно хуже. Учитывая
большие амплитуды сбросов, можно предполагать, что последние
продолжаются за пределы участков, где они прослежены на зна-
чительные расстояния.
Сброс в южной части Молбайской котловины также является кру-
топадающим и имеет прослеженную длину около 10 км. По этому
сбросу южная часть котловины, заполненная карбонатно-глинистыми
отложениями берриаса и глинами среднего и верхнего валанжина с
горизонтами грубообломочных известняковых брекчий, значительно
опущена по отношению к северо-восточной окраине Караби-яйлы.
Взброс вдоль южного крыла восточной части синклинория про-
слеживается в широтном направлении от мыса Киик-Атлама на во-
стоке до района Щебетовки на западе. Плоскость взброса круто погру-
жается в южном направлении, Местами она, по-видимому, падает
почти вертикально. Этот взброс ограничивает с юга восточную часть
синклинория. В южном, приподнятом крыле взброса обнажаются
среднеюрские, келловейские и оксфордские породы, а в северном — за-
легают титонский карбонатно-глинистый флиш и мергели берриаса.
Поперечные разрывные нарушения хорошо фиксируются на мест-
ности в пределах южного крыла синклинория, где обнажаются слои-
стые толщи верхнеюрских известняков, и значительно хуже в его
центральных частях, сложенных в основном глинистыми отложениями
титона и нижнего мела. Поэтому не все даже крупные поперечные
разрывы с одинаковой степенью достоверности непрерывно просле-
жены от южного крыла синклинория через его осевую зону к север-
ному крылу. Наиболее крупные поперечные нарушения, протягиваю-
щиеся, по-видимому, через всю структуру Восточно-Крымского синклино-
рия с юга на север, пересекают южное крыло в верховьях р. Танас,
в районе сел Громовка — Ворон, на меридиане Судака, а также между
374
ТЕКТОНИКА
Щебетовкой.и мысом Топрах-Кая. Кроме того, известно много более
мелких поперечных разрывных нарушений, не прослеженных на мест-
ности на сколько-нибудь значительное расстояние.
Часть поперечных разрывных нарушений (по-видимому, большая)
является сбросами с амплитудой вертикального смещения, измеряю-
щейся первыми сотнями метров. Они расчленяют структуру централь-
ной и восточной частей синклинория на ряд блоковых участков, из ко-
торых обычно, но не всегда, каждый восточный оказывается приподня-
тым по отношению к западному.
Другая часть поперечных разрывов принадлежит по своему типу
к сбросо-сдвигам. Необходимо, однако, отметить, что деление попереч-
ных разрывных нарушений Восточно-Крымского синклинория на
сбросы и сбросо-сдвиги является в большинстве случаев достаточно
условным и относительным из-за трудности разграничения этих двух
типов деформаций на местности по структурно-морфологическим
признакам. Само по себе наличие уступообразно смещенных в плане
выходов оксфордских и титонских конгломератов в южном крыле син-
клинория еще нельзя рассматривать как прямое свидетельство при-
надлежности разделяющих эти выходы разрывных нарушений к
дислокациям сдвигового типа, так как далеко не всегда бывает воз-
можно четко отделить сдвиговые перемещения наклонно залегающих
слоев от их кажущегося горизонтального смещения при «чистом»
(вертикальном) сбросе. К более или менее достоверным сбросо-сдви-
гам (или, возможно, преимущественно сдвигам) следует относить, по-
видимому, лишь те поперечные разрывные нарушения, которые зна-
чительно, на 1—1,5 км, смещают в горизонтальном направлении
выходы верхнеюрских пород южного крыла синклинория в участках
их наиболее крутого залегания.
По характеру пространственной ориентировки наряду с двумя
рассмотренными крупными группами разрывных нарушений (продоль-
ными и поперечными) может быть выделена еще одна незначительная
их группа — разрывы, расположенные по отношению к общей струк-
туре синклинория косо, под углом около 45°. Это чаще всего не само-
стоятельные системы разрывных дислокаций, а сравнительно неболь-
шие отрезки продольных или поперечных разрывов, участки их отдель-
ных искривлений в плане.
Системами пересекающихся продольных, поперечных и диагональ-
ных разрывных нарушений Восточно-Крымской синклинорий раз-
деляется на большое число разновеликих блоков. С учетом важной
роли блоковых дислокаций структуру синклинория в целом правиль-
нее называть не просто складчатой, а блоково-складчатой.
Возраст большей части разрывных нарушений послеваланжин-
ский. Их верхний возрастной предел не совсем определенный. Воз-
можно, имеются как доготеривские и доаптские, так и более молодые
разрывные нарушения. Структурные соотношения продольных и по-
перечных разрывных нарушений свидетельствуют о том, что последние
часто оказываются более молодыми. Часть продольных и поперечных
разрывов, по всей вероятности, является одновозрастной.
Немаловажную роль в структуре синклинория, по-видимому, при-
надлежит разрывным нарушениям, движения по которым происходили
в основном в позднеюрскую и раннемеловую эпохи. Эти разломы в
современной структуре синклинория обычно не проявляются в виде
конкретных разрывных линий, тем не менее их наличие устанавли-
вается по ряду литолого-фациальных и структурных признаков.
Крупные разрывные нарушения, предопределившие резкое прост-
ранственное разграничение фаций титонских известняков и флиша,
ГОРНЫЙ КРЫМ и керченский полуостров
375
пересекали, по-видимому, синклинорий в поперечном направлении
в пределах современной восточной окраины Караби-яйлы. Весьма важ-
ное тектоническое разрывное нарушение можно также предполагать
вдоль крутого южного крыла Восточно-Крымского синклинория на его
границе с Туакским антиклинорием.
Доаптские, в основном, по-видимому, предсредневаланжинские
разломы сыграли далеко не последнюю роль в процессе формирова-
ния заполненных нижнемеловыми осадками глубоких Салгирской деп-
рессии и Молбайской котловины, наложенных на структуру западной
части синклинория. В Салгирской депрессии разломы, по всей вероят-
ности, в значительной степени обусловили линейность очертаний ее
.западной и восточной границ и способствовали развитию избиратель-
ной эрозии, которая привела в конечном итоге к образованию
достаточно широкой и глубокой поперечной эрозионной депрессии син-
клинория, заполненной ингрессивно залегающими баррем-аптскими и
альбскими отложениями. В геологической литературе по Крыму Сал-
гйрская депрессия до последнего времени называлась грабеном, так
как считалось, что она со всех сторон ограничена сбросами. Как
показали работы последних лет, заполняющие Салгирскую депрессию
нижнемеловые отложения имеют более или менее достоверно доказан-
ный тектонический контакт с верхнеюрскими породами только по
южному ее борту. Западный и восточный борта депрессии представ-
ляют собой довольно крутые поверхности стратиграфического при-
слонения баррем-аптских и альбских, преимущественно глинистых,
осадков к верхнеюрским конгломератам и известнякам. Вряд ли
поэтому можно считать оправданным сохранение за этой своеобраз-
ной структурой сложного эрозионно-тектонического происхождения
прежнего термина «грабен».
Косвенным доказательством существования древнего (средне-верх-
неваланжинского) разрывного нарушения в пределах южной окраины
Молбайской котловины служат залегающие внутри нее в валанжин-
ских глинах мощные горизонты грубых глыбовых брекчий, состоящих
из яйлинских известняков. Возникновение этих брекчий трудно
объяснить без допущения, что крутой уступ известняков, ограничиваю-
щий с юга Молбайскую котловину во время накопления в ней валан-
жинских глин, периодически подновлялся подвижками по линии раз-
рывного нарушения. Сброс, по которому валанжинские отложения
Молбайской котловины в настоящее время контактируют с титонскими
известняками ее южного борта, возможно, в значительной степени
наследует это предполагаемое древнее нарушение.
Оконечность Восточно-Крымского синклинория в районе Феодосии
Восточная оконечность описываемого синклинория на участке
между Старым Крымом и Феодосией имеет сложное и своеобразное
строение. К востоку от Старого Крыма сохранилось только южное
крыло синклинория, севернее оно перекрыто верхнемеловыми и палео-
геновыми отложениями, залегающими трансгрессивно. Осевая часть и
тем более северное крыло синклинория скрыты под более молодыми
отложениями.
Вместе с тем эта часть Восточно-Крымского синклинория, так же
как и покрывающие ее слои мела и палеогена, разбита целой системой
поперечных разломов, пересекающих все слои от юрских до майкоп-
ской серии, и образующих весьма сложную и разветвленную сеть.
Между разломами сохранились крупные и более мелкие блоки, по-раз-
ному смещенные один относительно другого, что создает чрезвычай-
376
ТЕКТОНИКА
ную сложность глыбовой структуры этого участка. Южная граница
синклинория здесь четко прослеживается по крутопоставленным кон-
гломератам титона, мощность которых изменяется от 750 м на западе
на склонах горы Джады южнее Старого Крыма до 20—50 м на востоке
по берегам Янышарского залива. Северное крыло структуры на западе
ограничено антиклиналью Агармыша, а восточнее Агармыша оно пол-
ностью скрыто под породами мелового и палеогенового возраста.
Крылья синклинория сложены конгломератами, флишем и известня-
ками титонского яруса. Осевая часть синклинория в районе Старого
Крыма и севернее пос. Планерское выполнена нижнемеловыми поро-
дами— глины от валанжина до альба. На восточном продолжении
осевой части в ее сложении принимают участие также верхнемеловые,
а далее и палеогеновые отложения.
IIIIIIIIIIIIII/ IWIj —k I-------------------------1?
Рис. 93а. Схема тектонической структуры восточной части Восточно-Крымского
синклинория
Весь синклинорий на описываемом участке пересечен целым
рядом крупных меридиональных сбросов и сбросо-сдвигов и разбит
ими на отдельные. блоки (рис. 93а). Крайний Старо-Крымский блок
с запада ограничен крупным поперечным сбросом доальбского заложе-
ния, с востока — сбросом более молодого возраста (предчокракского
времени). Далее к востоку располагаются Карабурунский, Арматлук-
ский, Акмелезский, Клементьевский, Султановский и Феодосийский
блоки, соответственно разделенные Карабурунским, Арматлукским,
Акмелезским, Клементьевским и Султановским поперечными разло-
мами. Эти сбросы или сбросо-сдвиги, имея амплитуды порядка не-
скольких сотен метров, рассекают толщу пород от триаса до майкоп-
ской серии включительно. Как видно из анализа взаимного расположе-
ния толщи конгломератов титона, наиболее опущенными являются Ар-
матлукский, Акмелезский и Клементьевский блоки. Эти блоки на юге
вдоль конгломератов титона ограничены сбросами, что придает этому
отрезку синклинория характер грабена.
Султановский и Клементьевский блоки сложены моноклинально
падающими к северу породами от титона до олигоцена и имеют срав-
нительно простое строение. Относительно простое строение имеют
также и более западные, Арматлукский и Акмелезский блоки, но они
осложнены небольшими брахиантиклинального типа складками широт-
ного простирания, из которых наиболее четко выражена Бараколь-
ская антиклиналь с титонским флишем в ядре и нижнемеловыми отло-
жениями на крыльях.
ГОРНЫЙ <КРЫМ И КЕРЧЕНСКИЙ ПОЛУОСТРОВ 377
Карабурунский блок, ограничивающий их с запада, более при-
поднят. Еще более поднят крайний западный, Старо-Крымский блок,
занимающий значительную площадь и также осложненный линейными
широтного простирания складками; в его пределах сохранилась под-
нятая часть северного крыла синклинория, представленная массивом
Агармыша.
Расположенный на востоке Феодосийский блок также отно-
сительно приподнят и имеет сложное строение. Верхнемеловые и па-
леогеновые породы, слагающие моноклинальную северную часть,
блока, разбиты поперечными разломами на отдельные небольшие уча-
стки, смещенные по отношению друг к другу, образуя в рельефе
отдельные гряды невысоких гребней (Лысая, Французская, Длинная,
Бродского). В этих смещениях участвуют только породы палеогено-
вого и верхнемелового возраста. Исходя из общей природы попереч-
ных разломов синклинория, а также опираясь на выводы М. В. Му-
ратова (1949) и геофизические исследования В. И. Литвинова и
И. С. Богданова (1957 г.), мелкие вышеописанные поперечные раз-
ломы Феодосийского блока можно рассматривать как систему оперяю-
щих сбросов по отношению к почти широтному крупному сбросу, про-
слеженному к северу от хребта Тете-Оба. Этот последний в свою
очередь является ответвлением (а возможно, и продолжением) круп-
ного Султановского сброса.
На природу описанных дислокаций существует и иная точка зре-
ния. В. Н. Александрова (1954 г.) и Г. А. Лычагин (1955 г.) так же,,
как и ранее А. Д. Архангельский, поперечные разломы во фронталь-
ной части блоковых участков палеогена и верхнего мела, не прони-
кающие в подстилающие породы, считают следствием надвигания
отдельных блоков жесткого комплекса верхнемеловых и палеоценовых
пород, смещенных к югу по пластичным глинам нижнего мела, и рас-
сматривают их как сдвинутые покровы.
Южнее хребта Тете-Оба прослежен еще один сброс широтного-
простирания, который отделяет моноклинально залегающую северную-
часть блока от смятого в мелкие складки южного участка.
Вся описанная система глубинных нарушений восточной оконечно-
сти Крымских гор имеет предсреднемиоценовый возраст, аналогичный
складчатости юго-западной части Керченского полуострова. Описан-
ные поперечные разломы уходят на север в толщу майкопской серии
и во всяком случае пересекают нижние горизонты этой серии и ее гра-
ницу с эоценом, а может быть, и ее всю.
Генезис всей этой системы нарушений рассматривали по-разному.
Впервые о них упомянул А. Д. Архангельский (1930), считая крупные
разломы сдвигами, а мелкие смещения Феодосийского блока — сдвину-
тыми покровами, образованными в результате действия горизонталь-
ного движения масс с юга на север. Подробное обоснование и разви-
тие эта точка зрения получила в работе М. В. Муратова (1937), на-
писанной в итоге детальной геологической съемки Феодосийского'
района, где все главные разломы рассматривались как сдвиги. Позд-
нее М. В. Муратов (1949) изменил свою точку зрения и стал считать,
их проявлением системы поперечных сбросов, секущих Восточно-Крым-
ский синклинорий, отводя горизонтальным смещениям второстепенную
роль.
Белогорский прогиб
В северной части Восточно-Крымского синклинория расположен
несколько обособленный Белогорский прогиб, впервые выделенный
Г. А. Лычагиным (1958). Этот прогиб имеет нижнемеловой возраст и;
378
ТЕКТОНИКА
выполнен отложениями верхнего готерива-баррема, аптом и нижним
альбом. Перечисленные стратиграфические толщи залегают с размы-
вом на отложениях валанжина — титона северного крыла Восточно-
Крымского синклинория, и таким образом сам Белогорский прогиб
оказывается сильно смещенным по отношению к осевой части синкли-
нория. Южным бортом его служат известняковые массивы от отрогов
Караби-яйлы на западе до Агармыша.
Толщи заполняющих прогиб верхнеготеривских—барремских
отложений состоят из песчаников, глин и конгломератов; отложения
апта и альба представлены в основном глинистыми породами и флише-
подобными отложениями (альб). Они здесь достигают огромной мощ-
ности, более 1000 м, простираясь вдоль прогиба в почти широтном на-
правлении; при этом они, по-видимому, увеличиваются в мощности с
запада на восток и уменьшаются к Симферополю.
При этом северная часть Белогорского нижнемелового прогиба
•обособлена от южной и представляет собой грабен, погребенный под
верхнемеловыми и палеоген-неогеновыми отложениями. С севера, на
широте с. Вернадовка, он ограничен крупным разломом. С востока
Вернадовский грабен обрезан Агармышским, а с запада, по краю Сим-
феропольского поднятия, — Цветочненским разломом.
По происхождению Белогорский прогиб тесно связан с развитием
Восточно-Крымского синклинория, при деформации которого проис-
ходило последовательное смещение оси прогибания с юга на север.
Белогорский прогиб относительно слабо прогнут и возник, видимо, в
последнюю стадию этого смещения оси прогиба, когда он уже слабо
прогибался; непосредственно перед окончательным замыканием в ап-
те — альбе образовался Вернадовский грабен. Таким образом, время
его существования ограничивается частью раннемеловой эпохи.
Следует отметить, что многие исследователи, описывая Белогор-
ский прогиб как элемент структуры осевой части Крымского меганти-
клинория, вместе с тем считали его начальной стадией образования
Индольского краевого прогиба. Это, конечно, является недоразуме-
нием, так как Индольский, или точнее Индоло-Кубанский, краевой
прогиб образовался в олигоцене или начале миоцена в связи с общим
поднятием мегантиклинория горного Крыма, а не в связи с развитием
какой-либо частной его структуры. Индоло-Кубанский прогиб, принад-
лежащий к структурным элементам, возникшим в заключительный
этап развития Крымского мегантиклинория, накладывается на самые
различные элементы более древнего возраста и, в частности, в какой-
то мере и на край Белогорского прогиба (Вернадовский грабен); но
вряд ли правильно признавать их генетическую преемственность.
Судакский синклинорий
Большая часть Судакского синклинория уничтожена морем и
скрыта под его водами. В пределах суши (между устьем Кутлакской
долины на западе и Карадагом на востоке, а также на полуострове
Меганом) сохранилась лишь весьма незначительная его часть, пред-
ставляющая собой остаток, по-видимому, достаточно крупного струк-
турного элемента той части ядра мегантиклинория горного Крыма,
которая располагалась к югу от современной береговой линии.
Однако, несмотря на всю фрагментарность и ограниченные размеры,
Судакский синклинорий является структурным элементом, чрезвычай-
но важным для правильного понимания строения и развития всего
Крымского мегантиклинория.
На севере Судакский синклинорий граничит с Судакско-Карадаг-
ской складчатой системой. Граница эта проходит от юго-западной око-
ГОРНЫЙ КРЫМ И КЕРЧЕНСКИЙ ПОЛУОСТРОВ
379
вечности хребта Карагач по южному подножью Эчкидагского массива,
северному склону Токлукского хребта и горе Перчем. Со всех осталь-
ных сторон синклинорий окружен морем, береговая линия которого
-срезает под углом все главные его структуры, простирающиеся в на-
правлении с запад-юго-запада к восток-северо-востоку.
Структура Судакского синклинория образована мощной, не менее
3500—4000 м, толщей батского, келловейского, оксфордского, киме-
риджского и титонского ярусов (более древние отложения не вскрыты
эрозией). Состав отложений, участвующих в строении синклинория, в
основном терригенно-глинистый (часто эти отложения имеют флише-
вый характер). В строении западной части синклинория важная роль
принадлежит рифовым массивным известнякам Оксфорда, а в Токлук-
ском хребте и на полуострове Меганом — титонским конгломератам.
Юрские отложения, слагающие Судакский синклинорий, отличаются
от одновозрастных отложений соседней Судакско-Карадагской систе-
мы складок не только резко увеличенными мощностями и большим
фациальным однообразием их состава (преимущественно глинистого),
но также и большей полнотой стратиграфического разреза, отсутст-
вием внутри мощной толщи средне- и верхнеюрских отложений види-
мых перерывов и несогласий, характерных для других районов гор-
ного Крыма.
Внутри Судакского синклинория выделяется несколько складча-
тых структур, из которых главными являются Судакско-Манджиль-
ская и Меганомская синклинали и разделяющая их Копсельская анти-
клиналь.
Судакско-Манджильская синклиналь вытянута в восток-северо-
восточном направлении почти на 25 км. Это наиболее крупный и одно-
временно окраинный элемент структуры t Судакского синклинория:
северное крыло Судакско-Манджильской синклинали является вместе
с тем и северным ограничением самого синклинория. Западное цент-
риклинальное замыкание синклинали частично занято морем, а ча-
стично располагается на суше, занимая обширную Судакскую долину
и участок побережья между мысами Ай-Фока и Алчак. На востоке
синклиналь косо срезана береговой линией к юго-западу от пос. Крым-
ское Приморье.
Ширина Судакско-Манджильской синклинали весьма непостоян-
на. С запада на восток происходит значительное, в три с лишним раза,
сужение синклинали, а в среднем ее ширина составляет около 3 км.
Форма синклинали в плане несколько искривлена: в восточной части
ось ее испытывает плавный изгиб за счет того, что выдержанное во-
сток-северо-восточное простирание сменяется здесь на коротком
отрезке широтным.
В поперечном сечении Судакско-Манджильская синклиналь резко
асимметрична: породы, слагающие северное крыло восточной части
синклинали, находятся в крутом залегании (в пределах Токлукского
хребта они падают к югу под углом 70—75°), тогда как соответствую-
щие им по возрасту отложения в южном крыле значительно более
полого падают, в среднем под углом около 20—25°. Узкую осевую зону
Судакско-Манджильской синклинали в ее центральной части слагает
песчано-глинистый флиш титона, фациально замещающий одновоз-
растные конгломераты и песчаники на ее крыльях. Поперечная асим-
метрия синклинали становится менее отчетливой в ее западной, наи-
более расширенной части.
Как уже отмечалось, характерной и весьма важной особенностью
западного центриклинального замыкания синклинали являются разно-
образные по размерам, в том числе очень крупные, рифовые мае-
380
ТЕКТОНИКА
сивы (горы Сокол, Хоба-Кая, Крепостная, Алчак и др.), залегающие
в одновозрастных глинистых отложениях келловея и Оксфорда и окон-
туривающие западную периферию синклинали. Таким образом, в ха-
рактере пространственного размещения литологически различных
одновозрастных осадочных образований, слагающих Судакско-Манд-
жильскую синклиналь, наблюдается закономерная приуроченность,
определенных по составу пород к определенным элементам ее струк-
туры. Данное обстоятельство указывает на то, что формирование этой
крупной структуры внутри Судакского синклинория началось уже во*
время накопления образующих ее отложений, и она относится к числу
конседиментационных.
Северное крыло Судакско-Манджильской синклинали почти на
всем протяжении оборвано крупным продольным разрывом, получив-
шим название Эчкидагского надвига. Есть все основания считать, что
этот «надвиг» (судя по характеру выхода его плоскости на поверх-
ность) скорее всего является не надвигом, а взбросом вдоль зоны
сочленения Судакского синклинория и ядра Туакского антиклинория,
длительно контролировавшим резкие различия в распределении фаций
и мощностей слагающих их юрских осадков. В западной части Судак-
ско-Манджильской синклинали надвиг выражен неясно. Возможно,
здесь он затухает и его продолжению соответствует флексурообразный
перегиб верхнеюрских слоев на горе Перчем. Значительно менее круп-
ное разрывное нарушение (сброс) осложняет южное крыло синкли-
нали в его восточной части.
Внутреннее строение Судакско-Манджильской синклинали доста-
точно простое: синклиналь мало осложнена складчатостью более вы-
сокого порядка и крылья ее нарушены только по большей части поло-
гими продольными и поперечными изгибами слоев в западной части
синклинали и несколько более крутыми — в восточной, наиболее узкой
ее части, где, кроме того, имеется несколько мелких поперечных раз-
рывных нарушений северо-западного простирания.
Вторая крупная синклиналь — Меганомская — располагается в
пределах полуострова Меганом. Она образована очень полого, почти
горизонтально залегающим флишем и конгломератами кимеридж —
титона. С севера синклиналь оборвана взбросом, по которому ки-
меридж-титонские отложения контактируют с крутопадающими и
несколько запрокинутыми к югу породами бат-келловейского и окс-
фордского возраста. Поперечным сбросом северо-западного простира-
ния Меганомская синклиналь разделена на два блока, из которых
западный незначительно приподнят по отношению к восточному.
Судакско-Манджильская и Меганомская синклинали разделены
Копсельской антиклиналью — главной антиклинальной структурой
Судакского синклинория. В ядре ее на поверхность выходят батские
и келловейские отложения, крылья сложены оксфордскими породами.
Свое название антиклиналь получила по урочищу Копсель, располо-
женному между мысом Алчак и полуостровом Меганом, где имеется
крупный выход батских отложений — наиболее древних пород, обна-
жающихся в естественных выходах в пределах Судакского синклино-
рия. В центральной части Меганомского полуострова шарнир антикли-
нали резко погружается, а у восточного побережья полуострова вновь
воздымается, в результате чего в плане синклиналь имеет сильно пере-
жатую форму и по существу состоит из двух соединенных узкой седло-
видной перемычкой брахиморфных складок: более крупной западной,
собственно Копсельской, и меньшей — восточной. Обе антиклинали
в пределах суши представляют лишь части целых структур, срезанных
береговой линией (у Копсельской антиклинали морем срезана запад-
ГОРНЫЙ КРЫМ И КЕРЧЕНСКИЙ ПОЛУОСТРОВ
381
ная, а у восточной — восточная части).. Соединяющая складки полоса
выходов бат-келловейских и оксфордских отложений с севера и юга
ограничена двумя крупными взбросами, вытянутыми в восток-северо-
восточном направлении. Южный взброс отделяет Копсельскую анти-
клиналь от Меганомской синклинали. Южное крыло Копсельской анти-
клинали значительно круче северного. Местами оно слегка подвернуто.
Между западной и восточной складками Копсельской антикли-
нали располагаются две небольших мульдообразных синклинали, бор-
та которых сложены оксфордскими, а осевые части — пологозалегаю-
щими кимериджскими отложениями. Синклинали отделены друг от
друга пологой антиклинальной перемычкой, а от Судакско-Манджиль-
ской синклинали — сравнительно узким и крутым (до 70—85°) анти-
клинальным перегибом слоев. Южное крыло восточной синклинали
осложнено сбросом небольшой амплитуды.
СЕВЕРО-ЗАПАДНОЕ И СЕВЕРНОЕ КРЫЛЬЯ
МЕГАНТИКЛИНОРИЯ ГОРНОГО КРЫМА
Все описанные выше структурные элементы внутренней части
Крымского сооружения перекрыты несогласно залегающей толщей
верхнего альба, верхнего мела, а затем палеогена и неогена. Они
образуют северо-западное и северное крылья Крымского мегантиклино-
рия и слагают область его периклинального замыкания (Керченский
полуостров). Лишь в восточной оконечности Крымских гор, в окрест-
ностях Феодосии и на юго-западной равнине Керченского полуострова
верхний мел и палеоген участвуют в строении более внутренней части
мегантиклинория, но уже в области его погружения.
Северо-западное и северное крылья антиклинального сооружения
горного Крыма в орографическом отношении соответствуют Предгор-
ным грядам на участках между Севастополем и Симферополем и
Симферополем и Феодосией. Их слагает комплекс пород от верхнего
альба до плиоцена, залегающий с общим наклоном к северо-западу,
запад-северо-западу и северу с углами падения от 20 до 3—4°. Лишь
местами моноклиналь осложнена пологими складками и небольшими
поперечными изгибами, а также поперечными сбросами. Углы накло-
на в ней уменьшаются, как правило, от более древних горизонтов к
более молодым и между ними можно наблюдать целый ряд заметных
угловых несогласий.
Общее простирание пород в более западной части — между Сева-
стополем и Симферополем — северо-восточное. Этот участок является
северо-западным крылом Крымского мегантиклинория. Слагающие
его слои верхнего мела и палеогена образуют ясно выраженный поло-
гий изгиб, изменяя простирание от почти широтного в долине р. Чер-
ной близ Инкермана, до север-северо-западного, почти меридиональ-
ного, между долинами рек Качи и Альмы. Ближе к Симферополю
простирания снова становятся северо-восточными. Отложения среднего
миоцена и сармата этот изгиб почти не повторяют. В частности, этот
изгиб соответствует весьма пологому поперечному прогибу, ось кото-
рого совпадает приблизительно с долиной р. Бельбек (Муратов, 1937).
Здесь происходит заметное увеличение мощности верхнемеловых отло-
жений, а разрез их достигает наибольшей полноты.
В основании комплекса отложений, слагающих описываемое
крыло, залегают с размывом средне- и верхнеальбские отложения,
которые трансгрессивно переходят местами с подстилающих их бар-
рем-аптских глин на готерив, и более древние отложения средней юры
и таврической серии. В районе Бахчисарая близ с. Прохладное в Ман-
382
ТЕКТОНИКА
гушском овраге М. В. Муратовым (1949) описана глубокая эрозион-
ная ложбина, заполненная верхнеальбскими отложениями, в слоях
таврической серии.
’ Верхнемеловые отложения на участке северо-западного крыла
также ложатся трансгрессивно с размывом на различные подстилаю-
щие породы от верхнего альба до таврической серии. К северо-востоку,
к Симферополю, мощности верхнемеловых отложений уменьшаются и
вместе с тем из разреза выпадают слои коньяка, сантона, а затем и
турона и частью сеномана, так как толща верхнего сантона и кам-
пана, согласно лежащая на подстилающих породах турона в долине
Бельбека, приближаясь к Симферополю, срезает их и переходит на
сеноман. Толща кампана и Маастрихта близ Симферополя тоже сокра-
щается и, кроме того, она срезана эоценом, а к востоку от города
верхний мел целиком перекрыт эоценом.
Нижнеэоценовые глины и нуммулитовые известняки залегают на
подстилающих породах трансгрессивно и имеют более пологий уклон
падения (3—8°). В районе между Бахчисараем и Симферополем они
срезают верхние горизонты мела и последовательно переходят к се-
веро-востоку на более древние отложения, вплоть до нижнего мела.
На фоне описанного общего широкого изгиба слоев на юго-западе
Предгорной гряды наблюдаются и более мелкие, как бы второстепен-
ные изгибы, осложняющие строение данного участка крыла. Неболь-
шой поперечный синклинальный прогиб в нижне- и верхнемеловых
породах констатирован вдоль долины Бодрака; другой — отмечен
вдоль долины Качи. Часть крыла между этими двумя прогибами
районе Бахчисарая образует род пологого антиклинального выступа,
особенно . хорошо выраженного датскими и нуммулитовыми известня-
ками. Ось его совпадает примерно с долиной р. Чурюк-Су в Бахчиса-
рае. Крылья отмеченных поперечных прогибов осложнены еще более
мелкими прогибами — третьего порядка. Кроме того, верхнемеловые
отложения в долине Качи образуют на фоне моноклинального залега-
ния продольную складку — антиклиналь и синклиналь, хорошо вид-
ную по изгибу датских известняков по обоим берегам Качи4 ниже
с. Куйбышево.
Миоценовые отложения — средний миоцен и сармат — залегают
на более древних породах также резко трансгрессивно и с угловым
несогласием, в мелких нарушениях не участвуют и более выдержаны
по простиранию. Углы падения их обычно около 2—5°. Они залегают
между Симферополем и долиной Бельбека на верхнеэоценовых мерге-
лях и олигоцене (по рекам Альме и Каче). Западнее Бельбека они
переходят на еще более древние породы — верхнего мела и юры.
В районе Симферополя и Зуи происходит довольно резкий общий
изгиб в простирании пород. Они приобретают широтное направление,
сохраняющееся далее на всем протяжении до середины Керченского
полуострова. Этот участок к востоку от Симферополя представляет
собственно северное крыло Крымской антиклинальной структуры.
Область изгиба рассматриваемого крыла в районе Симферополя
и Зуи и перехода северо-восточных простираний в широтные харак-
теризуется еще некоторыми особенностями: там наблюдается наиболее
сокращенный разрез отложений, слагающих северное крыло (отсут-
ствует верхний мел, палеоцен, а многие горизонты имеют сильно сокра-
щенную мощность, например, нуммулитовые известняки, нижний мел),
резко проявляется трансгрессивное залегание отдельных горизонтов
и срезание ими подстилающих отложений (срезаны верхним сантоном
коньяк и турон, эоценом — весь верхний мел, неогеном — олигоцен и
эоцен, а в долине р. Зуи неоген ложится даже на нижний мел).
ГОРНЫЙ КРЫМ И КЕРЧЕНСКИЙ ПОЛУОСТРОВ
383.
Кроме общего изгиба, на этом участке проявляются мелкие на-
рушения в залегании слоев, выраженные рядом пологих изгибов слоев,
эоцена, частью куполовидных. Они по данным Г. А. Лычагина, груп-
пируются в зоны северо-восточного простирания. Лучше других выра-
жен куполовидный выступ нуммулитовых известняков в долине Беш-
терека и в неогене на левом берегу Салгира.
Все это позволяет считать, что этот участок был все время
несколько приподнят относительно соседних крыльев во время отложе-
ния слагающих их осадков. С ним также связана область неглубокого
(250—300 м) залегания складчатого палеозойского основания Симфе-
ропольского поднятия, описанного ниже.
На участке к востоку от области общего изменения простирания
между Зуей и горой Агармыш породы, слагающие северное крыло,
имеют в общем моноклинальное северное падение и на всем простран-
стве разбиты поперечными сбросами. Верхнемеловые отложения
между Зуей и Белогорском представлены в основном нижним комплексом
(сеноман, турон — коньяк), достигающим значительной мощности. Эти
слои перекрыты трансгрессивно эоценом, а местами прямо средним
миоценом и сарматом. Только восточнее долины Бурульчи появляется
кампан — Маастрихт, а затем у Белогорска датский ярус и палеоцен, и
разрез становится более полным. К востоку от Белогорска, в районе
Тополевки сеноман и турон выклиниваются и прямо на апт ложится
кампан-маастрихтский комплекс верхнего мела.
Эоценовые отложения к востоку переходят с нижнего мела на
сеноман—турон, потом на кампан — Маастрихт, в районе Белогорска
на датские отложения и еще далее к востоку — на палеоцен.
К востоку от Белогорска полоса распространения верхнемеловых
и палеогеновых отложений образует дугообразный изгиб, отклоняясь
к югу. Этот изгиб обусловлен существованием Тополевского прогиба,
поперечного к общему простиранию крыла, и подобного прогибу в
долине Бельбека на западе. Он выполнен верхнемеловыми и палеоге-
новыми породами и располагается на месте осевой части Белогорского
нижнемелового прогиба.
На этом участке Крыма проявляются многочисленные поперечные-
сбросы, впервые констатированные Г. Ф. Вебер, В. В. Меннером и
В. В. Колюбинской. Между Белогорском и р. Бурульчей имеется че-
тыре значительных сброса, секущих верхнемеловые и частью эоцено-
вые отложения. Пять небольших сбросов описано в склоне Белой
скалы и целый ряд к востоку от Белогорска. Все они смещают отло-
жения верхнего мела и палеоцена, но только часть из них пересекает
эоценовые отложения и уходит в олигоцен (майкопскую серию).
Таким бразом, по возрасту можно наметить две системы сбро-
сов— первую, доэоценовую, и вторую, досреднемиоценовую. В. В. Мен-
нер, изучавший строение района Белогорска, выделял еще третью си-
стему— предпалеоценовую, относя к ней отдельные сбросы, которые
секут меловые отложения, включая датский ярус, но не затрагивают
палеоцена.
К востоку от осевой части упомянутого прогиба, в районе Топо-
левки, восточное крыло этого прогиба разбито рядом крупных попереч-
ных сбросов, из которых самый большой сечет все отложения от ниж-
него мела до олигоцена. Он, видимо, является продолжением разлома,
пересекающего весь Восточно-Крымский синклинорий в районе рек
Шелен и Ворон. К востоку от этого сброса кампан-маастрихтские*
слои описываемого крыла, а также палеогеновые имеют восток-севёро-
восточное простирание и разбиты рядом поперечных сбросов на*
блоки. Самый большой сброс расположен вдоль долины р. Индол иг
-384
ТЕКТОНИКА
ограничивает слои описываемого крыла, отделяя их от известняков
верхней юры массива Агармыш. К востоку от этого разлома слои
мела и палеогена Северного крыла смещены к северу и далее прости-
раются под покровом довольно мощных неогеновых и четвертичных
накоплений, огибая Агармышский выступ юрских пород у Старого
Крыма.
. Здесь и восточнее Агармыша в строении северного крыла меганти-
клинория огромную роль играют отложения майкопской серии: они
представлены здесь очень широкой полосой, простирающейся в сто-
рону Керченского полуострова.
Майкопская серия к северу от Тополевки залегает моноклинально,
но детали ее тектоники здесь совершенно не изучены, так как она
прикрыта чехлом мощных четвертичных накоплений. Восточнее, близ
Владиславовки, в начале Керченского полуострова майкопская серия
• слагает уже ряд крутых длинных складок, однако где на западе
начинаются эти складки и как происходит переход их в моно-
клиналь, — остается неизвестным.
Подошва майкопской серии и подстилающие ее слои восточнее
Старого Крыма и в районе Феодосии разбиты целой системой сбросов
на ряд блоковых участков. Вероятно, и сама майкопская серия затро-
нута этими поперечными разломами. Все эти сбросы, как уже сказано
выше, секут меловые и палеогеновые отложения и основание майкоп-
ской серии, но не затрагивают отложений среднего миоцена, которые
спокойно залегают в районе Владиславовки, участвуя в строении
пологого северного крыла мегантиклинория. Сбросы имеют, следо-
вательно, досреднемиоценовый возраст.
Восточнее меридиана Феодосии средне- и верхнемиоценовые по-
роды описываемого крыла тянутся почти непрерывно от Влади-
славовки и затем по Парпачскому гребню Керченского полуострова,
оконтуривая восточное погружение структуры горного Крыма.
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ СТРОЕНИЯ КЕРЧЕНСКОГО ПОЛУОСТРОВА
Парпачский гребень сложен среднемиоценовыми отложениями и
простирается сначала в широтном направлении (от Владиславовки),
затем у Марфовки сворачивает к югу и, образуя два плавных дуго-
образных изгиба (Параболический гребень), приближается у Кояш-
ского озера и горы Опук к берегу Черного моря. Область к югу и
западу от Парпачского гребня, известная как Юго-Западная равнина
полуострова, сложена преимущественно майкопской серией (рис. 94).
Площадь развития майкопских глин Юго-Западной равнины пред-
ставляет собой периклинальное замыкание Крымского мегантиклино-
рия, а миоценовые породы Парпачского гребня строго очерчивают его
северное крыло и восточное погружение. Таким образом, Парпач-
ский гребень позволяет выделить на Керченском полуострове три
части, относящиеся к различным структурным элементам.
Область юго-западной части полуострова, оконтуренная Пар-
пачским гребнем, является прямым продолжением и погружением
ядра Крымского мегантиклинория. Северная часть Керченского полу-
острова к северу от Парпачского гребня принадлежит к южному
крылу окаймляющего его Индольского прогиба, а многочисленные в
этой части полуострова складки, образующие несколько рядов, таким
образом, представляют осложнения структуры этого крыла. Юго-во-
сточная часть Керченского полуострова вместе с осложняющими ее
строение складками к востоку от изгиба Парпачского гребня от-
носится к области периклинального прогиба, отделяющего меганти-
25 Зак. 911
Рис. 94. Схематическая тектоническая карта Керченского полуострова. По А. Д. Архангельскому, А. А. Блохину,
В. В. Меннеру, С. С. Осипову, М. И. Соколову, К. Р. Чепикову, М. В. Муратову и др.
1 — меловые и эоценовые отложения, 2 — ядра антиклинальных складок, сложенные майкопской серией, 3 — средний миоцен, 4 — верхний
миоцен, 5 — плиоценовые и четвертичные отложения синклиналей, 6 — оси антиклиналей, 7 — оси синклиналей, 8 — сбросы
386
ТЕКТОНИКА
клинорий горного Крыма от мегантиклинория Большого Кавказа.
К этому прогибу относится и южная половина Таманского полуострова.
.Как уже указывалось, юго-западная часть Керченского полуост-
рова сложена почти исключительно мощной майкопской серией глини-
стых пород, которые образуют ряд крупных сжатых складок.
В строении северной части полуострова и его юго-восточного уча-
стка наряду с майкопской серией участвуют средне- и верхнемиоцено-
вые и плиоценовые отложения. Майкопские отложения выступают на
поверхность только в ядрах антиклиналей, крылья последних сложены
породами миоцена, а синклинали выполнены плиоценом.
Юго-западная часть Керченского полуострова
Вследствие поразительного литологического однообразия пород,
майкопской серии складчатые структуры Юго-Западной равнины Кер-
ченского полуострова, несмотря на их очень резкий характер, почти
совершенно не выражены в рельефе и изучены только благодаря
огромному объему горных и буровых работ, проведенных в связи с
поисками нефтяных и газовых месторождений. Только некоторые анти-
клинальные складки, в ядрах которых выходят отложения верхнего-
мела или эоцена, выделяются в рельефе в виде валообразных воз-
вышенностей (мыс Карангат, гора Дюрмень, гора Ак-Тюбе). Кроме
того, на положение осевых частей антиклиналей указывают немного-
численные грязевые вулканы и связанные с ними вдавленные синкли-
нали, поскольку они всегда связаны с местами наибольшего вздутия
шарниров складок (гора Джау-Тепе, Борух-Оба и др.).
Складки юго-западной части Керченского полуострова имеют се-
веро-восточное и восток-северо-восточное простирание и объединяются
в четыре антиклинальные зоны: южную — Дюрменскую, централь-
ные— Борух-Обинскую и Мошкаревскую и северную — Владиславов-
скую. Антиклинальные зоны разделены синклинальными прогибами
со спокойным и сравнительно пологим залеганием слоев. Породы
древнее майкопской серии обнажаются в ядрах лишь некоторых анти-
клиналей южной, наиболее приподнятой, зоны; в строении же основ-
ной части складок юго-западной части Керченского полуострова участ-
вуют исключительно майкопские отложения.
В каждой из зон складки расположены кулисообразно и, как пра-
вило, представляют собой укороченные брахиантиклинали диапиро-
вого типа. Диапиризм выражается в том, что по мере приближения к
оси угол падения майкопских глин резко возрастает и в приосевойг
части они часто залегают вертикально и сильно перемяты, а в некото-
рых складках в приосевой части выжаты совершенно раздроблен-
ные брекчии. Обычно антиклинали обладают продольной асиммет-
ричностью, их восточные окончания очень резкие, тогда как западные
более удлиненные и плавные.
Зеркало складчатости наклонено на север, вследствие чего наи-
более низкие стратиграфические горизонты (верхний мел, эоцен, ниж-
ний Майкоп) выходят на поверхность или залегают на небольшой глу-
бине только на антиклиналях южной зоны; в антиклиналях же сред-
них зон на поверхность не выходят отложения древнее среднего Май-
копа и, наконец, в северной припарпачской зоне обнажаются только
верхнемайкопские отложения.
Антиклинальные и синклинальные складки Юго-Западной рав-
нины, хотя и находятся на прямом продолжении феодосийских струк-
тур (антиклиналь Тете-Оба), по известным данным, непосредственно с
ними не могут пока быть связаны.
ГОРНЫЙ КРЫМ И КЕРЧЕНСКИЙ ПОЛУОСТРОВ
387
О том, что складчатые структуры Юго-Западной равнины сформи-
ровались в конце олигоцена или в самом начале миоцена, свидетель-
ствует тот факт, что здесь миоценовые отложения (средний миоцен,
сармат, плиоцен) встречаются лишь в виде очень маленьких и мало-
мощных останцов, лежащих несогласно на сильно дислоцированных и
размытых отложениях майкопской серии.
Дюрменская антиклинальная зона начинается срезанной морским
побережьем и опрокинутой к югу складкой на мысе Карангат, в ядре
которой на поверхность выходят отложения верхнего мела и эоцена.
Севернее нее располагается также опрокинутая к югу Дюрменская
антиклиналь, сложенная в осевой части эоценовыми и нижнемайкоп-
скими отложениями, а к северо-востоку — сложно построенная Про-
сторненская антиклиналь.
Борух-Обинская антиклинальная зона состоит из Южно-Гаврилен-
ковской, Белобродской и Борух-Обинской антиклиналей. Из них наи-
более крупной является Борух-Обинская. В ядре ее обнажаются поро-
ды нижнего Майкопа, углы падения которых на крыльях достигают
75°. Белобродская и Южно-Гавриленковская антиклинали частично
уничтожены морем.
Мошкаревская антиклинальная зона начинается крупной Мошка-
ревской антиклинальной складкой, имеющей несимметричное строение:
южное ее крыло круче северного. Северо-восточнее Мошкаревской
антиклинали располагается Вулкановская антиклиналь, к которой
приурочен крупнейший на Керченском полуострове грязевой вулкан
Джау-Тепе. На востоке зона заканчивается Марфовской анти-
клиналью.
Особенно четко выражена северная, Владиславовская анти-
клинальная зона, состоящая из системы кулисообразно расположен-
ных антиклинальных складок, вытянутых вдоль Парпачского гребня.
Южные крылья этих складок более пологие, чем северные.
К юго-западной части Керченского полуострова следует также
отнести широтную Новошепетеевскую антиклиналь, расположенную в
крайней северо-восточной части рассматриваемой территории.
Ниже приводится краткое описание нескольких наиболее типичных
и наилучше изученных складок Юго-Западной равнины. Одной из них
является Мошкаревская антиклинальная складка, расположенная в
40 км к востоку от Феодосии и имеющая северо-восточное прости-
рание.
В строении этой складки принимают участие отложения нижнего
и верхнего мела, эоцена и Майкопа (среднего — в сводовой части и
верхнего — на крыльях). По эоценовым отложениям антиклиналь
асимметричная, с крутым (35—40°) северным и пологим (10—25°)
южным крыльями, с глубиной крутизна наклона крыльев увеличи-
вается до вертикальной.
Размер Мошкаревской структуры по изогипсе —1500 м (кровля
верхнего мела) составляет 4,3X1,7 км, амплитуда поднятия до 500 м.
По данным сейсмических исследований и поисково-разведочного буре-
ния в эоцен-меловых породах структура разбита поперечными сбро-
со-сдвигами на три тектонических блока, наиболее опущенный из
которых — центральный. Кроме того, выделяется дизъюнктивное нару-
шение широтного простирания, по которому складка надвинута в
южном направлении. В пределах как Мошкаревской, так и соседней,
Куйбышевской складок устанавливается несовпадение структурных
планов между майкопскими и подстилающими их образованиями.
В западной части полуострова в 25 км к северо-западу от Фео-
досии расположена Владиславовская антиклиналь, относящаяся к се-
25*
-388
ТЕКТОНИКА
верной антиклинальной зоне Юго-Западной равнины. На поверхности
эта. складка сложена глинами верхнего Майкопа и имеет широтное
простирание. Углы падения крыльев порядка 20—30°, размер струк-
туры 6X3 км. На территории антиклинали имеются небольшая чаше-
образная вдавленность и несколько грязевых сопок (юго-восточная
часть берега озера Ачи). В результате геофизических работ, проведен-
ных в последние годы, уточнено строение структуры по глубоким гори-
зонтам. По отложениям верхнего Майкопа это субширотная анти-
клиналь размером 10x2,5 км (по изогипсе —450 м) с амплитудой
свыше 250 м. Южное крыло ее более пологое (до 30°), северное —
круче (углы 40—50°). С юга Владиславовская антиклиналь ограни-
чена нешироким прогибом, ось которого погружается с запада на
восток.
По условному горизонту в отложениях нижнего мела или юры (?)
антиклиналь полуоконтурена (западная периклинальная часть изучена
слабо) и также имеет субширотное простирание. Свод и северное
крыло, по-видимому, осложнены рядом нарушений, образующих
широкую зону дробления пород, южная граница нарушенной зоны
выделяется более четко, чем северная.
Селезневская структура, расположенная восточнее, представ-
ляет собой брахиантиклинальную асимметричную складку диапиро-
вого строения, имеющую северо-восточное простирание. Южное крыло
'более крутое (20—80°), чем северное (10—30°). Размеры антиклинали
по изогипсе —50 м (кровля песчаной пачки верхнего Майкопа) состав-
ляют 5x2 км, амплитуда превышает 100 м.
Как видно, все эти складки имеют черты сильно сжатых коротких
.антиклиналей. Обычно они разделены плоскими и спокойно построен-
ными синклиналями.
Как уже было сказано, Парпачский гребень представляет собой
моноклинальный гребень, сложенный среднемиоценовыми и сармат-
скими отложениями, залегающими обычно с размывом на верхнемай-
копских глинах Юго-Западной равнины, слагая крыло и восточное
периклинальное замыкание Крымского мегантиклинория. Мощность
отложений среднего миоцена на протяжении Парпачского гребня
невелика, и представлены они крайне мелководными, частью прибреж-
ными осадками: разнообразными детритусовыми, водорослевыми и пес-
чанистыми известняками, песками, песчаниками и галечниками, мерге-
лями. Весьма обычен гипс, иногда образующий крупные линзы. Подоб-
ный состав осадков свидетельствует о том, что они отлагались вблизи
береговой линии. Породы, слагающие гребень, падают под неболь-
шими (10—15°) углами на север, а на востоке — на северо-восток.
В нескольких местах наблюдаются небольшие сбросы или сбросо-
сдвиги: Бикеч, Джилкеджи-эли, Марьевка, Чекур-Кояш. В последнем
районе с этими нарушениями связано серное оруденение.
Северная часть Керченского полуострова
(южный борт Индольской впадины)
Складки северной части Керченского полуострова, относящейся к
ложному борту Индольской впадины, образуют антиклинальные зоны,
простирание которых приближается к широтному. В строении их
участвуют породы среднего миоцена, сармата, мэотиса и майкопской
•серии (последние обнажаются лишь в ядрах крупных антиклиналей).
В синклинальных прогибах широко развиты верхнеплиоценовые
и четвертичные отложения. Всего здесь выделяется пять антиклиналь-
ных зон, из которых четыре расположены (кулисообразно одна к дру-
ГОРНЫЙ КРЫМ И КЕРЧЕНСКИЙ ПОЛУОСТРОВ
389
гой) в широтном или близком к нему направлении, а пятая, самая
западная, протягивается в северо-восточном направлении вдоль берега
Азовского моря от с. Каменское к мысу Казантип.
Антиклинальная зона, протягивающаяся от с. Каменское к мысу
Казантип, состоит из вытянутых вдоль побережья сравнительно не-
больших куполовидных или слабо удлиненных брахиантиклиналей.
Майкопские и среднемиоценовые отложения обнажаются в ядре лишь
самой крупной из них — Каменской антиклинали. В сводовых частях
всех остальных антиклинальных складок—Краснокутской, Белокамен-
ской и Мысовой — эрозией вскрыты породы не древнее сарматских.
Морфологически эта антиклинальная зона выражена очень отчетливо
благодаря широкому развитию мшанковых рифов мэотического яруса,,
приуроченных к крыльям антиклинальных структур.
Мысовая антиклиналь, расположенная на севере Керченского
полуострова на мысе Казантип, симметричная в поперечном разрезе,
представляет собой довольно просто построенную структуру широт-
ного простирания, размером 2,6X1,3 км. Углы падения на южном и
северном крыльях примерно одинаковые: в присводовой части 2—3°,.
к центру складок они увеличиваются до 10—14°, а затем снова умень-
шаются. На поверхности складка сложена отложениями нижнего сар-
мата; в сводовой ее части имеется чашеобразное углубление, окайм-
ленное рифовыми известняками мэотиса. Мощности пород миоцена в
различных частях структуры близки между собой, слабо увеличиваясь
от свода к крыльям. В продольном сечении складка несколько асим-
метрична: восточная периклиналь, осложненная поперечным сбросом
амплитудой до 65 м и рядом мелких разломов с амплитудой 10—15 мг
короче и шире западной, где также намечается дизъюнктивное по-
перечное нарушение с амплитудой до 30 м, но изучено оно слабо.
С востока к Каменской антиклинали примыкает Насырская анти-
клиналь, относящаяся к самой южной из четырех широтных анти-
клинальных зон северной части Керченского полуострова.
Широтные зоны отделяются от рассмотренной выше антиклиналь-
ной зоны северо-восточного простирания широкой Чегерчинской син-
клиналью, открывающейся в сторону Казантипского залива и запол-
ненной плиоценовыми и четвертичными осадками.
Восточнее Насырской антиклинали располагается относящаяся к
той же антиклинальной зоне, но значительно более крупная Королев-
ская (Семиколодезная) антиклиналь, ядро которой сложено майкоп-
скими, а крылья — среднемиоценовыми и сарматскими отложениями.
Длина ее 14 км, ширина по выходам среднего миоцена от 1,5 до 4 км.
Она погружается к востоку, в сторону Ленинской синклинали.
Складка интенсивно размыта (в сводовой части обнажаются по-
роды Майкопа), имеет резко асимметричный поперечный разрез: с
крутым северным и пологим южным крыльями. В центральной части
структуры на северном крыле отложения среднего миоцена имеют
наклон 45—50°, на южном 3—10°; аналогичная картина наблюдается
и в западной части: углы падения северного крыла достигают 50°, а
южного 15—20°. И лишь у восточной периклинали складка становится
симметричной с углами падения на северном и южном крыльях поряд-
ка 30—40°.
Выходящие в приосевых частях отложения Майкопа интенсивно
перемяты, раздроблены и характеризуются крутыми углами наклона
до 60—80° и более.
Гребень складки размыт и усложнен рядом чашеобразных вдав-
ленностей округлой, иногда близкой к четырехугольной формы, выпол-
ненных сопочными брекчиями и известняками мэотиса; в рельефе они
390
ТЕКТОНИКА
выражены пологими холмами различной величины. По краям вдав-
ленностей располагаются слабодействующие или потухшие грязевые
сопки.
Северо-восточнее Королёвской антиклинали, кулисообразно к ней,
располагается самая крупная на Керченском полуострове Слюсарев-
ская антиклиналь, относящаяся ко второй антиклинальной зоне. От
Королёвской и Новошепетеевской антиклиналей Слюсаревская анти-
клиналь отделена узкой Ленинской синклиналью, заполненной нижне-
и среднесарматскими отложениями. Ядро Слюсаревской антиклинали
образовано перемятыми майкопскими глинами, крылья — среднемио-
ценовыми и сарматскими отложениями. К сводовой части антиклинали
приурочена крупнейшая на Керченском полуострове (диаметром до
4 км) вдавленная синклиналь, получившая название Бурулькайского
котла. На пологом восточном погружении Слюсаревской антиклинали
кулисообразно располагается Алексеевская антиклиналь, раздваиваю-
щаяся на востоке; на месте раздвоения расположены минеральные
источники.
Третья (с юга) широтная антиклинальная зона северной части
Керченского полуострова образована несколькими вытянутыми в ли-
нию антиклинальными складками. Самой крупной из них является
Таганашская антиклиналь, образованная крутопадающими породами
майкопской серии и более полого залегающими отложениями среднего
миоцена и сармата. К востоку от Таганашской антиклинали майкоп-
ские и среднемиоценовые породы обнажаются в осевых частях сме-
няющих друг друга по простиранию Чистопольской, Андреевской и
Восходовской антиклиналей. Восточным окончанием этой анти-
клинальной зоны является Солдатская антиклиналь.
К северу от рассмотренной антиклинальной зоны располагается
один из наиболее крупных структурных элементов Керченского полу-
острова — Керченско-Салынская синклиналь, сложенная отложениями
верхнего миоцена и плиоцена. Восточная расширенная часть синкли-
нали получила название Керченской мульды.
Участок между Керченско-Салынской синклиналью и Азовским
морем занимает четвертая (самая северная) сложно построенная анти-
клинальная зона, названная Н. И. Андрусовым зоной Чегене-Еникале.
В западной части этой зоны располагается крупная Караларская анти-
клиналь^ ядро которой сложено глинами майкопской серии, а
крылья — среднемиоценовыми и сарматскими отложениями. На восточ-
ном погружении Караларской антиклинали располагается Кезенская
мульда. Она отделяет северную, приморскую ветвь антиклинальной
зоны Чегене-Еникале от южной ее ветви. Самая западная из образую-
щих южную ветвь антиклиналей (Караминская) располагается непо-
средственно к югу от Караларской антиклинали, а две другие —
Бурашская и Бабчикская — к югу от Кезенской мульды. В строении
северной ветви принимают участие Чокракская, Булганакская и Юра-
ков-Кутская антиклинали. Антиклинали южной ветви, как и вся зона
Чегене-Еникале, характеризуются интенсивными проявлениями грязе-
вого вулканизма и широким развитием вдавленных синклинальных
структур.
На востоке антиклинальная зона Чегене-Еникале заканчивается
группой куполовидных складок, расположенных на крайней восточной
оконечности Керченского полуострова (Глазовско-Маякская, Борзов-
ская и антиклиналь Широкой балки). Она включает ряд диапировых
антиклиналей, выводящих на поверхность средний миоцен и Майкоп.
Разделяющие их округлые в плане Баксинская и Оссовинская синкли-
нали представляют собой крупные вдавленные синклинали. Они в зна-
ГОРНЫЙ КРЫМ И КЕРЧЕНСКИЙ ПОЛУОСТРОВ
391 ;
чительной мере заполнены ископаемыми сопочными брекчиями и обра-
зовались в результате длительной деятельности подводных грязевых
вулканов. Например, только в Баксмнской вдавленной синклинали сохра-
нилась сопочная брекчия среднемиоценового и сарматского возраста
мощностью несколько сотен метров.
Вообще в антиклинальной зоне Чегене-Еникале находится много
действующих и потухших грязевых вулканов. Создается впечатление,
что здесь первоначально формировалась одна очень крупная анти-
клиналь, впоследствии подразделившаяся на ряд более мелких дочер-
них структур.
Детальными исследованиями в этой антиклинальной зоне были
выделены мелкие структурные элементы, осложняющие строение
южной ветви: Северо-Бабчикское, Южно-Бабчикское и намечающееся
Западно-Бабчикское поднятия, а также Катерлезский купол.
В западной части Северо-Бабчикского поднятия среднемиоценовые
отложения северного крыла имеют углы падения 30—40°; южное
крыло построено несколько сложнее: в восточной части поднятия
крутизна наклона порядка 15—20°, а в западной увеличивается до
40—50°. К югу все крыло выполаживается, образуя структурную тер-
расу. На юго-востоке от этого поднятия располагается Катерлезский
купол с караган-чокракскими отложениями в своде, имеющий диапировый
характер и отделенный от Северо-Бабчикского поднятия четко выра-
женной седловиной. Его размеры по изогипсе —200 м составляют
1,6X1,0 км, амплитуда 200 м. Южно-Бабчикское поднятие, имеющее
размеры по изогипсе —250 м порядка 1,7X0,3 км и амплитуду свыше
200 м, также характеризуется диапировым строением; северное крыло
его оборвано вдавленностью, углы падения южного крыла 40—60°.
Вышеперечисленные поднятия окаймляют чашеобразную вдавлен-
ность диаметром около 2 км, выполненную сопочными брекчиями мощ-
ностью более 600 м.
На северном крыле намечающегося Западно-Бабчикского подня-
тия имеется широтное дизъюнктивное нарушение, в результате кото-
рого южное крыло Северо-Бабчикского поднятия было приподнято.
Юго-восточная часть Керченского полуострова
Юго-восточная часть Керченского полуострова включает зону
складок северо-восточного простирания, состоящую из двух рядов
антиклиналей, разделенных синклиналями. Между этой системой скла-
док и южным краем широтного ряда антиклиналей Чистопольской,
Андреевской, Восходовской и Солдатской, относящихся к северной
системе полуострова, расположен довольно обширный участок с очень
спокойным залеганием слоев, нарушенных куполовидными антиклина-
лями и очень пологими мульдами — синклиналями. Этот участок
занимает пространство как раз между двумя основными системами
складок Керченского полуострова, и в то же время находятся на пря-
мом простирании осевой зоны антиклинория Юго-Западной равнины.
Вероятно, этот участок и следует рассматривать как погружающееся
к востоку продолжение этого антиклинория.
Главными элементами структуры этого участка являются Аршин-
цевская (или Камышбурунская) и Героевская (или Эльтигенская)
плоские синклинали, хорошо известные как главные железорудные
мульды Керченского полуострова, которые заполнены всей толщей
пород мэотиса, понтического и киммерийского ярусов. Оси этих мульд
сходятся под углом, так как первая из них простирается широтно и сле-
дует вдоль складок северной системы, а вторая — протягивается с юго-
392
ТЕКТОНИКА
запада на северо-восток и следует направлению складок юго-восточ-
ной системы Керченского полуострова.
В пределах очень пологого поднятия, разделяющего упомянутые
мульды, расположены три сближенные куполовидные складки: Репьев-
ская, Соколовская и Алагольская, своды которых образованы средне-
миоценовыми отложениями и майкопской серией. Аршинцевская и
Героевская мульды под углом окаймляют это пологое поднятие, ослож-
ненное перечисленными куполами.
В таком соединении мульд отражается сочленение двух главных
систем неогеновых складок Керченского полуострова, окаймляющих
погружающееся к востоку ядро Крымского мегантиклинория, сложен-
ное майкопской серией.
В состав юго-восточной системы складок входят два ряда анти-
клиналей северо-восточного простирания. Один из них состоит из
Опукской, Пограничной (Чорелекской) и Приозерной (Чонгелекской)
антиклиналей. К Приозерной (Чонгелекской) антиклинали приуро-
чено одно из наиболее давно эксплуатируемых месторождений нефти.
Она расположена в 27 км юго-западнее Керчи и представляет собой
асимметричную брахиантиклиналь северо-восточного простирания,
восточная часть которой погружена под воды Тобечикского озера.
В своде Приозерной антиклинали обнажаются отложения конк-
ского горизонта и нижнего сармата. Северо-западное ее крыло более
пологое; углы падения пород в присводовой части составляют 30—
40°, а на погружении 8—10°. На противоположном юго-восточном
крыле углы падения в присводовой зоне восточной половины крыла
достигают 60—£0°; в западном направлении крыло заметно выполажи-
вается. Ось складки воздымается в восточном направлении.
Складка имеет криптодиапировое строение и осложнена дизъ-
юнктивными нарушениями: на южном крыле расположен сброс с
амплитудой более 400 м, а на северном — разлом с амплитудой 60—
70 м. В восточной части складка осложнена вдавленностью, но на
суше находится только ее западная половина, выполненная сопочными
брекчиями и мэотическими известняками.
Северо-восточное продолжение Приозерной антиклинали полу-
чило название Заозерной (Тобечикской), большая часть которой унич-
тожена морем. К юго-востоку от описанной антиклинальной зоны рас-
полагается Заветнинская мульда, северо-восточное центриклинальное
замыкание которой располагается в пределах Керченского пролива.
Юго-восточнее Заветнинской мульды протягивается вторая анти-
клинальная зона. Она образована двумя кулисообразно расположен-
ными антиклиналями — Яковенковской, осложненной продольным
разломом, и Кореньковской. Осевые плоскости этих складок юго-во-
сточного побережья полуострова наклонены к северо-западу, и эти
складки, таким образом, имеют признаки опрокидывания на юго-восток.
Возраст и происхождение складок Керченского полуострова
Складчатые системы Керченского полуострова принадлежат, как
видно, к различным частям крупных структурных элементов; в юго-за-
падной части они осложняют погружающееся ядро мегантиклинория
горного Крыма, на севере полуострова — северное крыло этого меган-
тиклинория и в то же время крыло Индольского прогиба, на юго-во-
стоке полуострова — периклинальный Керченско-Таманский прогиб.
Вместе с тем эти складки по происхождению очень тесно связаны и
имеют в общем близкий возраст.
ГОРНЫЙ КРЫМ И КЕРЧЕНСКИЙ ПОЛУОСТРОВ
393
По возрасту складчатые структуры Керченского полуострова раз-
деляются на два типа. К первому типу Относятся складки Юго-Запад-
ной равнины, закончившие свое формирование до среднего миоцена, так
как они перекрыты во многих местах несогласно залегающими отложе-
ниями чокракского горизонта.
В антиклинальных складках северной и юго-восточной частей
Керченского полуострова, относящихся ко второму типу, хорошо вы-
ражено несогласие в основании мэотиса, свидетельствующее о начале
роста этих складок еще в сарматское время (рис. 95). Окаймление
антиклиналей сарматскими и мэотическими мшанковыми рифами по-
казывает, что складки эти являлись возвышенностями на дне моря
в верхнем миоцене. Рост складок продолжался в конце миоцена и на-
чале плиоцена, о чем свидетельствует несогласие на крыльях антикли-
Рис. 95. Схема взаимоотношений отдельных горизонтов в складках
Керченского полуострова (Керченская синклиналь)
1 — верхний плиоцен, 2 — средний плиоцен, 3 — понтический ярус, 4 — мэоти-
ческий ярус (а — глины, б — известняки, в — рифовые массивы), 5 — сармат,
6 — средний миоцен, 7 — майкопская серия, 8 — отложения сопочных брекчий
налей между понтом и подстилающими породами и несогласное, иногда
трансгрессивное залегание слоев киммерийского яруса по периферии
* отдельных складок. Рост их, таким образом, продолжался по крайней
мере до середины, а вероятнее даже до конца плиоцена, а может быть
и до четвертичного периода.
г Керченский полуостров, расположенный на прямом продолжении
восточного окончания складчатого поднятия южного Крыма, в струк-
турном отношении представляет собой его периклинальную часть,
сформированную как складчатую область в новейшее время (миоцен—
плиоцен). В мезозое и палеогене здесь располагался прогиб, в котором
непрерывно в условиях интенсивного прогибания происходило отложе-
ние мощных, преимущественно глинистых и карбонатных осадков.
Особенно интенсивное накопление глинистых илов происходило в оли-
гоцене (майкопская серия), мощность которых здесь, по-видимрму,
превышает 3 км. Однако начиная со среднего миоцена намечается из-
менение состава осадков, наряду с глинами происходит отложение из-
вестняков, мергелей, песчаников и других пород умеренной мощности,
что было обусловлено первыми проявлениями неогеновых поднятий,
< охвативших огромные пространства юга европейской части СССР. На
большей части прогиба, разделяющего Крым и Кавказ, в это время
началось формирование складчатых структур, связанных, с одной сто-
роны, с Крымским мегантиклинорием (Керченский и северная часть
Таманского полуостровов) и, с другой — с Большим Кавказом (юго-
восточная часть Таманского полуострова).
Формирование этих складок протекало длительное время в усло-
виях продолжавшегося отложения морских осадков. Это обстоятель-
ство, а также огромная мощность вовлеченных в складчатость осадков
и деятельность грязевых вулканов и привели к возникновению весьма
394
ТЕКТОНИКА
своеобразных складчатых структур. Генетически складки Керченского
полуострова огромное большинство исследователей относит к числу
диапировых (Архангельский и др., 1930; Маймин, 1939; Лычагин, 1952
и др.). Доказательство этому они видят к очень крутом залегании май-
копских глин в ядрах антиклиналей, осложненных, кроме того, разры-
вами и перемятых. К крыльям складок они быстро выполаживаются.
В складках Юго-Западной равнины, где нет более молодых отложе-
ний, такое строение антиклиналей в разрезе позволяет прийти к вы-
воду о вертикальном выжимании их ядер. Антиклинальные складки
северной и юго-восточной частей Керченского и Таманского полу-
островов также относят к складкам диапирового типа, считая, что они
отличаются от складок Юго-Западной равнины только тем, что в их
строении, кроме майкопских отложений, принимают участие отложения
миоцена и плиоцена. В сильно размытых складках, в которых вскры-
вается майкопское ядро, видно, что оно построено так же как и в склад-
ках Юго-Западной равнины; покрывающие породы среднего миоцена
в осевой части залегают иногда очень круто, а в крыльях быстро выпо-
лаживаются. В малоразмытых складках майкопские глины на поверх-
ность не выходят, и антиклинальный перегиб наблюдается в отложе-
ниях среднего миоцена или сармата, при этом перегиб довольно
плавный, но при бурении и вскрытии майкопских глин выявляются их
значительно более крутое залегание и сильная перемятость, что объяс-
няют проявлением скрытого диапиризма. К таким «криптодиапировым»
структурам относят Мысовую (Казантипскую), Тарханскую (Каралар-
скую), Борзовскую, Опукскую, Чонгелекскую, Чорелекскую и некото-
рые другие антиклинали.
На основе изучения строения ряда складок Таманского и Керчен-
ского полуостровов, произведенного в последние годы совместно
с В. Я. Медведевым, М. В. Муратов пришел к другим выводам об их
происхождении.
Он считает, что различная крутизна падений и степень перемя-
тости майкопских отложений и пород среднего миоцена объясняется
прежде всего наличием крупного углового несогласия между ними.
Основание среднего миоцена обычно ложится с размьщом и несогла-
сием на майкопские глины. Вместе с тем роль диапиризма в происхож-
дении этих складок сильно преувеличена. По его мнению, их в основ-
ном следует отнести к числу «разломных», т. е. образовавшихся вдоль
разломов глубокого заложения, а явления подвижек и перемятости
в глинах связаны с движениями по разломам. Диапиризм же, т. е. вер-
тикальное выжимание' глин, лишь вторичное явление, сопровождающее
разломы. Именно с сетью разломов и связано расположение складча-
тых систем неогенового возраста вдоль периферии погружающегося
ядра мегантиклинория горного Крыма на Керченском и Таманском по-
луостровах.
Очень значительную роль в строении и происхождении рассмат-
риваемых складок, кроме того, играет грязевой вулканизм, на что об-
ратил внимание первоначально Н. А. Головкинский (1890), затем
К. А. Прокопов (1931), но что впервые по-настоящему оценил Г. А, Лы-
чагин (1952). Уже давно было известно, что многие антиклинали север-
ной и юго-восточной частей Керченского полуострова осложнены чрез-
вычайно характерными именно для него, совершенно особыми округ-
лыми мульдами, получившими название вдавленных синклиналей, или
«вдавленностей». Действительно, эти синклинали как бы насажены и
вдавлены в ядро или иногда в крылья антиклиналей. Несмотря на от-
носительно небольшие размеры, эти вдавленности отличаются большой
глубиной погружения заполняющих их слоев плиоцена, мэотиса, иногда
ГОРНЫЙ КРЫМ И КЕРЧЕНСКИЙ ПОЛУОСТРОВ
395
и среднего миоцена, так что в разрезе такая синклиналь имеет форму
котла. Целый ряд таких вдавленностей осложняет складки самого
северного ряда, Караларскую и особенно Тарханскую, а также Бу-
рашскую антиклинали. К их числу относится Баксинская синклиналь,
разделяющая Гл азовскую и Борзовскую антиклинали.
Большой «котел», заполненный сарматом и средним миоценом,
расположен в самой середине Слюсаревской складки; котлы меньших
размеров насажены на ядро Королёвской и Новошепетеевской анти-
клиналей. Осложнены вдавленностями Солдатская, Восходовская и
Андреевская, а также Пограничная антиклинали. Вдавленность выяв-
лена также между Репьевским и Сокольским куполами. Раздвоение
восточной части Алексеевской антиклинали обусловлено существова-
нием разделяющей ее вдавленной мульды. Целый ряд вдавленностей
был установлен также поверх складок, сложенных майкопскими гли-
нами в пределах Юго-Западной равнины, например на Вулкановской
антиклинали у Джау-Тепе. Во многих случаях синклинальные вдав-
ленности в пределах Юго-Западной равнины сильно размыты, и от них
сохранились лишь остатки в виде небольших участков сарматских или
среднемиоценовых пород, наложенных на майкопские глины или за-
лолняющих небольшие котлы-углубления. Особенно типичны для них
крепкие сарматские известняки и глинистые брекчии. В некоторых слу-
чаях в результате размыва от этих котлов сохранились только отдель-
ные глыбы известняков, окруженные полем брекчий.
Происхождению вдавленных синклиналей, осложняющих строение
антиклиналей Керченского полуострова, посвящена большая литера-
тура. Раньше большинство исследователей, занимавшихся этим вопро-
сом, связывали их возникновение с особенностями механизма форми-
рования складок под влиянием тех или других сжимающих усилий.
Лишь в результате проведенных в последние годы буровых работ
Г. А. Лычагину (1952) удалось найти правильное объяснение происхож-
дения этих совершенно специфических элементов- структуры Керченских
складок.
Давно было известно распространение на Керченском полуострове
действующих грязевых сопок (описанных в свое время еще Г. Абихом),
извергающих своеобразные продукты в виде жидкой грязи и так назы-
ваемой сопочной брекчии. Как выяснилось, грязевые сопки, которые
обычно располагаются группами, иногда образуют поля с довольно об-
ширной площадью; приурочены они часто к местам, расположенным
вокруг вдавленных синклиналей, или же находятся непосредственно на
раздробленных и перемятых породах ядра антиклиналей. Сопки обра-
зуются в результате проникновения подземных вод по раздробленным
ГЛИ-НЗМ.
Эти глины легко разжижаются водами и в виде глинистой грязи
выносятся на поверхность под воздействием давления углеводородных
газов, образующихся из органического вещества, заключенного в гли-
нах. Грязь, отлагаясь на поверхности, образует целые холмы — конусы
грязевых сопок. Когда каналы, по которым воды или грязь проникают
на поверхность, оказываются забитыми, газы, не находя выхода, посте-
пенно накапливаются. Давление газов увеличивается и, наконец, оказы-
вается настолько значительным, что под его воздействием происходит
прорыв, освобождающий скопившиеся газы.
Это явление сопровождается взрывом; вырывающиеся газы само-
воспламеняются, грязь извергается из жерла, происходит извержение
грязевого вулкана. Внешне оно несколько напоминает извержение- на-
стоящего вулкана, однако не имеет ничего общего с ним по существу.
•Самым крупным действующим грязевым вулканом Керченского полу-
396
ТЕКТОНИКА
острова является располагающийся в его центре Джау-Тепе высотой
до 100 м.
Вдавленные синклинали обычно сопровождаются целыми полями
раздробленных глин и древних сопочных брекчий, представляющих
продукты деятельности древних грязевых сопок. При изучении резуль-
татов бурения Г. А. Лычагин (1952) установил, что в середине вдав-
ленных синклиналей также широко развиты продукты извержения гря-
зевых сопок, причем они там чередуются со слоями осадочных пород
с фауной плиоцена, мэотиса, сармата и в некоторых случаях среднего
миоцена (карагана и чокрака). Это указывает на то, что процессы
сопочных извержений на Керченском полуострове происходили в тече-
ние плиоцена и почти всего миоцена. Большая мощность этих накопле-
ний в котлах, достигающая сотен метров \ и приуроченность их именно
к ним привели Г. А. Лычагина к мысли, что генезис самих котлов вдав-
ленных синклиналей обусловлен процессом древней сопочной деятель-
ности. В результате этой деятельности сопки выносили из глубины на
поверхность большие массы разжиженного глинистого материала.
Вдавленные синклинали представляют собой просадочные депрес-
сии, образовавшиеся на поверхности в виде небольших впадин, которые
возникали в результате выноса материала и компенсировали не-
достачу вещества на глубине, происходившую при деятельности сопок.
Депрессии тут же заполнялись морскими осадками и частью сопочными
брекчиями, и, таким образом, глинистый материал, вынесенный из глу-
бины, отлагался поблизости на поверхности.
Процесс образования углублений поверхности на месте сопочных
полей происходит и сейчас в местах интенсивной деятельности грязе-
вых сопок. В этом легко убедиться на примере Булганакского поля
сопок, расположенных недалеко от Керчи в котловине, имеющей явно
не эрозионное, а просадочное происхождение.
Таким образом, деятельность грязевых сопок и вулканов и образо-
вание вдавленных синклиналей очень тесно связаны друг с другом и
представляют собой генетически стороны одного очень интересного
процесса.
Обе системы складок Керченского полуострова — широтного и
северо-восточного простирания — находят свое продолжение, как
это выяснил еще Н. И. Андрусов (1893), в складках на соседней части
Таманского полуострова. Здесь антиклинали сильнее погружены,
а синклинали, разделяющие их, значительно шире. Развиты здесь и
грязевые сопки. Эти структуры, таким образом, должны быть отнесены
к системе складок, обрамляющих Крымский мегантиклинорий. Подоб-
ные же складки окаймляют восточное погружение Кавказского меган-
тиклинория. Разделом между этими двумя системами складок служит
глубокая депрессия, расположенная в районе Кизылташского лимана.
Складки северной системы Керченского полуострова либо симмет-
ричны, либо слегка опрокинуты на север (Мало-Бабчикская, Новонико-
лаевская антиклинали, северная антиклиналь Юго-Западной равнины).
Складки системы юго-восточной части полуострова (Дюрменская,
Кореневская, Яковенковская) опрокинуты на юго-восток. Опрокину-
тость складок в противоположные стороны подчеркивает центральное,
осевое положение поднятия Юго-Западной равнины. Керченский полу-
остров в целом имеет, следовательно, черты веерообразного строения.
1 По данным Г. А. Лычагина (1952), в Мало-Бабчикском котле при его диаметре
в 2 км 'Мощность ископаемых сопочных отложений, вскрытых бурением, более 400 л.
Равнинный крым
397
ТЕКТОНИКА РАВНИННОГО КРЫМА
И ПРИЛЕГАЮЩИХ ЧАСТЕЙ ДНА
АЗОВСКОГО И ЧЕРНОГО МОРЕЙ
ОСНОВНЫЕ ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ЭЛЕМЕНТЫ
Равнинный Крым является участком Скифской плиты, обладаю-
щей палеозойским складчатым основанием. На юге плита ограничена
разломами, отделяющими ее от мегантиклинория горного Крыма. На
севере она также обрамлена системой разломов, отделяющих ее от
края древней Восточно-Европейской платформы. Однако точное место-
положение этих разломов еще не может быть показано. Они намечены
лишь на основе интерпретации геофизических данных в области сочле-
нения докембрийского и палеозойского фундамента платформ, на до-
статочно большой глубине под осадочным чехлом.
Вдоль границы Скифской плиты и Восточно-Европейской плат-
формы расположена система продольных грабенов, из которых два —
Каркинитский и Сивашский — расположены на площадях, прилегающих
к Крымскому полуострову. В соответствии с имеющимися сейчас дан-
ными Каркинитский грабен, выявленный по геофизическим данным
(Чирвинская, Гуревич, 1959), расположен близ края древней плат-
формы на докембрийском основании, а Сивашский находится в преде-
лах Скифской плиты. Правда, эти данные требуют еще уточнения.
В пределах Скифской плиты, равнинного Крыма и прилегающих
частей дна Черного моря, Азовского моря и Сивашей в настоящее
время достаточно четко выделяются три обособленных крупных глыбо-
вых поднятия складчатого фундамента: Новоселовское, Симферополь-
ское и Новоцарицынское. Кроме того, отчетливо выделяется четвертое
поднятие — широтно вытянутый Тарханкутский вал, имеющий в основе
глыбово-складчатое строение. В его пределах, однако, складчатый фун-
дамент залегает на большой глубине. Все эти поднятия ограничены глу-
бокими и различно построенными впадинами, которые их разделяют;
не разделены только, по-видимому, Новоцарицынское и Симферополь-
ское поднятия (рис. 96).
Наиболее крупными поднятиями являются Симферопольское, при-
легающее к горному Крыму, и Новоселовское, расположенное севернее
и северо-восточнее Евпатории. Они разделены достаточно глубоким и
узким Калиновским прогибом, или скорее грабеном. В пределах обоих
этих поднятий породы фундамента и покрывающие их нижнемеловые
отложения чехла залегают очень неглубоко. Новоселовское поднятие,
занимающее обширную площадь, представляет собой выступающий по
разломам блок. С севера оно ограничено узким и длинным Донузлав-
еко-Войковским грабеном.
К северу от этого грабенообразного прогиба расположен Тархан-
кутский вал, отчетливо выраженный в залегании неогеновых (сармат-
ских) отложений и вытянутый в общем в широтном направлении вдоль
Тарханкутского полуострова. Вал осложнен целой системой небольших
выступов, куполов и антиклиналей, образующих приблизительно три
ряда, вытянутых с запада на восток. В их пределах складчатый фун-
дамент глубоко погружен и, таким образом, вал представляет струк-
туру совершенно иного типа, чем Симферопольское и Новоселовское
поднятия. В число осложняющих его второстепенных поднятий входят:
Меловое, Родниковское, Западно-Октябрьское (Громовское), Октябрь-
ское, Оленевское, Карлавское, Глебовское, Задорненское, Межводнен-
ское. и Бакальское. Несколько восточнее, близ сел Сусанино—Чапаево,
расположено Северо-Новоселовское поднятие, самое крупное в этой
398
ТЕКТОНИКА
системе. Еще восточнее на. их продолжении находится пологое Джан-
койское поднятие.
Всю систему поднятий Тарханкутского вала иногда объединяют
с Новоселовским выступом, разделяющим их Донузлавско-Войковским
прогибом под названием Тарханкутско-Новоселовского поднятия.
К северу от Тарханкутского вала расположена глубокая Карки-
нитская впадина, под основанием которой скрыт предполагаемый Кар-
Рис. 96. Схема расположения основных структурных элементов Крыма. Составил
М. В. Муратов (1966).
Антиклинали: 1 — Оленевская, 2 — Карлавская, 3 —, Глебовская, 4 — Межводненская, 5 —
Задорненская, 6—Байкальская, 7 — Меловая, 8—Родниковская, 9—Громовская (Западно-Октябрь-
ская), 40 — Октябрьская, 11 —, СеверочНовоселовская, 12 — Джанкойская, 16 — Сакское поднятие.
Прогибы: ,13 — Донузлаво-'Войковский, 14 — Калиновский, 16 — Битакский
кинитский грабен. Точно так же к северо-востоку от Тарханкутско-Но-
воселовского поднятия располагается Сивашская впадина, под основа-
нием которой, вероятно, находится упомянутый выше Сивашский грабен.
К югу от Новоселовского поднятия, между ним и окраиной гор-
ного Крыма, находится довольно обширная и плоская, хотя в деталях,
видимо, достаточно сложно построенная Альминская впадина. На
востоке она ограничена Симферопольским поднятием.
Самой восточной впадиной в пределах Крыма является Индоль-
ский краевой прогиб. Эта глубокая депрессия резко отличается от дру-
гих большой мощностью заполняющих ее неогеновых отложений, что и
является признаком ее глубокого прогибания в неогене и позволяет
отнести-к числу краевых прогибов Альпийской складчатой области.
Индольский прогиб Крыма составляет лишь оконечность обширной
депрессии, получившей наименование Индоло-Кубанского краевого
прогиба, большая часть которого находится в южной части дна Азов-
ского моря и в пределах Кубанской низменности. Южное крыло этой
впадины охватывает северную половину Керченского и Таманского
полуостровов и осложнено многочисленными складками, расположен-
РАВНИННЫЙ КРЫМ
399
ными к северу от линии Парпачского гребня и Керченско-Салынской
синклинали (см. выше).
На западе Индоло-Кубанский прогиб ограничен относительно
слабо выступающим Новоцарицынским поднятием, выявленным по
материалам геофизических исследований. Строение этого поднятия еще
очень плохо известно. Скорее всего оно не является самостоятельным,
а представляет собой погружающийся к северо-востоку выступ Симфе-
ропольского поднятия.
Для выявления строения всех перечисленных структурных элемен-
тов равнинного Крыма, помимо данных геологических съемок и глубо-
кого бурения, первостепенное значение имеют результаты геофизиче-
ских исследований, краткие итоги которых охарактеризованы ниже.
ГЛАВНЕЙШИЕ ЧЕРТЫ ТЕКТОНИКИ СКЛАДЧАТОГО ОСНОВАНИЯ
РАВНИННОГО КРЫМА
Приведенные выше данные о составе и возрасте пород, вскрытых
бурением под осадочным чехлом равнинного Крыма, позволяют наме-
тить главнейшие закономерности их распространения и сделать выводы
об основных элементах тектонической структуры его основания (рис. 96а).
Рис. 96а. Главнейшие тектонические элементы Крыма и сопредельных областей
перед началом мезозоя
/ — Восточно-Европейская древняя платформа; 2 — Добруджиноко-Тарханкутская и Кавказская гео-
синклинальные системы с позднепалеозойским (герцинским) возрастом складчатости; 3 — срединные
, массивы с байкальским возрастом складчатости
Уже сейчас в пределах равнинного Крыма можно наметить два уча-
стка, различных по возрасту основания.
Присутствие позднедокембрийских образований к северу от Сим-
ферополя, Зуи и Белогорска (Нижнегорск), а также галек кристалли-
ческих сланцев в нижнемеловых конгломератах в районе Белогорска и
Старого Крыма позволяют считать, что основание юго-восточной части
равнинного Крыма сложено верхнепротерозойскими (рифейскими) по-
родами. Они слагают значительное пространство от предгорий до Ниж-
негорска, которое можно рассматривать как часть крупного средин-
ного массива, образованного байкальской складчатостью. Распростра-
няется ли байкальское основание этого массива, который можно наз-
вать Средне-Крымским, к западу от Симферополя, остается неизвест-
ным, так как строение фундамента Альминской впадины пока не изуче-
но. Скважина в районе Николаевки на берегу моря (к западу от Сим-
ферополя) вскрыла под нижним мелом перемятую толщу черных гли-
нистых сланцев, похожих на породы таврической серии, но более мета-
морфизованных. По данным Н. И. Черняк и Л. Г. Плахотного, никаких
400
ТЕКТОНИКА
остатков ископаемых и даже пыльцы растений в них обнаружить пока
не удалось, поэтому их возраст остается неясным.
Если эти сланцы отнести к таврической серии, то можно полагать,
что они здесь заполняют продолжение Калиновского грабена широт-
ного простирания, который в этом случае, оказывается, имеет значи-
тельную ширину. Тогда можно ожидать, что в южной и северной частях
Альминской впадины по сторонам этого грабена байкальское основание
неглубоко залегает, а под грабеном оно находится на большой глубине.
Если же глинистые сланцы, вскрытые скважиной в Николаевке,
являются палеозойскими, можно думать, что основание всей северной
части Альминской впадины имеет палеозойский возраст, и только
в южной ее половине можно ожидать наличия ограниченного по разме-
рам докембрийского массива — продолжения Средне-Крымского.
Так или иначе, Средне-Крымский срединный массив, имеющий бай-
кальский возраст складчатости, занимает значительную южную часть
равнинного Крыма, протягиваясь вдоль предгорий, по-видимому, на
всем их протяжении и расширяясь на востоке до района Нижнегорска.
В этой части, согласно выводам Г. Л. Плахотного (1968), как показы-
вают данные гравитационных аномалий, байкальские складчатые
структуры имеют четко выраженное северо-восточное простирание, про-
слеживаясь через Новоцарицынский выступ в пределы западной части
Азовского моря (см. рис. 90).
Участком совершенно другого строения складчатого основания рав-
нинного Крыма является полоса метаморфизованных осадочных и из-
верженных пород палеозойского возраста, вскрытых скважинами на
Новоселовском поднятии и Тарханкутском полуострове, которые обра-
зуют систему складок примерно широтного простирания. Они слагают ос-
нование Тарханкутского вала и Новоселовского поднятия. В составе их
выделяются серицит-мусковитовые, хлоритово-слюдистые, аспидные слан-
цы с прослоями известняков, основные и средние эффузивы и туфы андези-
тового состава. По возрасту они относятся к девону и нижнему карбону.
Эту полосу можно рассматривать как зону складчатой системы,
возникшей в результате развития палеозойского геосинклинального
прогиба. Прогиб этот ограничен, вероятно, глубинными разломами,
отделяющими его от края Средне-Крымского массива на юге. Он явля-
ется, очевидно, продолжением палеозойского геосинклинального про-
гиба Добруджи, который также имеет верхнепалеозойский (герцин-
ский) возраст замыкания складчатости и сопровождается верхнепалео-
зойскими гранитоидными интрузиями. На востоке продолжение До-
бруджинско-Тарханкутской палеозойской складчатой системы пока не
выявлено. Не исключено, что она скрывается под дном Азовского моря
и через Азовский вал затем продолжается в пределы Северного Кав-
каза южнее Ейского полуострова.
Севернее описанной полосы в пределах Каркинитской и Сиваш-
ской впадин складчатый фундамент прикрыт мощным чехлом осадоч-
ных толщ, в том числе на значительной площади нижне- и среднеюр-
скими глинистыми отложениями, которые пока не пройдены скважина-
ми. Таким образом, для северной части равнинного Крыма строение
его фундамента остается невыясненным, однако есть некоторые дан-
ные, касающиеся характера гравитационного и магнитного поля, кото-
рые позволяют предполагать здесь наличие относительно узкой полосы
байкальского основания, которое отделяет палеозойскую Добруджин-
ско-Тарханкутскую систему от края древней платформы (В. А. Бура-
ковский, Б. Л. Гуревич).
Что касается основания горной части Крыма, то для нее также
пока данные о строении фундамента отсутствуют. Присутствие гранит-
РАВНИННЫЙ КРЫМ
401
ных галек докембрийского возраста в конгломератах горы Демерджи
и пермских известняков на Массандровской горке близ Ялты позволяет
предполагать, что к югу от горного Крыма располагался ранее до-
кембрийский массив, прикрытый чехлом пермских известняков, кото-
рый можно считать продолжением Закавказского массива (Грузинской
глыбы), созданного в результате байкальской складчатости. Однако
в пределах самого горного Крыма не исключено присутствие в основа-
нии палеозойского геосинклинального прогиба. Данные в пользу такого
предположения вытекают из сопоставления строения горного Крыма и
Кавказа. Как известно, мезозойский геосинклинальный прогиб южного
склона Главного Кавказского хребта был заложен в лейасе, но при
этом он наследовал положение палеозойского геосинклинального про-
гиба (Гамкрелидзе, 1966; Белов и Сомин, 1965). Поскольку же есть
данные считать, что Крымский геосинклинальный прогиб, в котором
отлагалась таврическая серия верхнего триаса и нижней юры, явля-
ется прямым продолжением Кавказского и вместе с ним составляет
Крымско-Кавказскую геосинклиналь, то, естественно, есть известные
доводы в пользу возможного наличия под горным Крымом остатков
палеозойского прогиба. Но, конечно, не исключено, что в пределы
Крыма палеозойский прогиб не распространялся и мезозойская геосин-
клиналь горного Крыма могла заложиться здесь непосредственно на
байкальском основании.
Как видно, основание Крыма и прилегающих площадей состоит из
байкальских массивов, разделенных одной (или двумя?) полосами па-
леозойских складчатых систем. Поверх этого нижнего этажа основа-
ния на палеозойские складчатые породы, или прямо на байкальские
массивы, местами налегают средне- и верхнекаменноугольные и перм-
ские отложения. Известняки верхней перми или триаса вскрыты сква-
жинами в районе Евпатории и слагают здесь под мезозоем значитель-
ный участок. О вероятном широком их распространении в пределах
Альпийской системы в геологическом прошлом свидетельствуют много-
численные упомянутые выше глыбы известняков среднего карбона и
перми, присутствующие среди пород таврической серии на окраине
горного Крыма. Таким образом, есть основание полагать, что каменно-
угольные и пермские известняки играли существенную роль в строении
основания Альминской впадины, и, возможно, останцы их присутст-
вуют там и сейчас. Вероятно, эти верхнепалеозойские породы следует
рассматривать как слагающие структуры верхнего этажа складчатого
основания, соответствующего орогенным и межгорным впадинам гер-
цинских складчатых систем.
КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РЕЗУЛЬТАТОВ
ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
В результате многолетних геофизических исследований, проведен-
ных на территории равнинного Крыма и прилегающих к нему областей,
установлены закономерности изменения физических свойств горных по-
род, изучены гравитационные и магнитное поля, получены представле-
ния о геоэлектрическом разрезе и сейсмогеологических условиях.
Результаты гравиметрической и магнитной съемок были широко
использованы при тектоническом районировании равнинного Крыма,
а также при выделении сети разрывных нарушений. Сейсмическими и
электрометрическими исследованиями изучены рельеф поверхности раз-
новозрастных фундаментов и тектоника осадочного чехла, а результаты
глубинных сейсмических зондирований и анализ гравитационного поля
положены в основу современных представлений о строении земной
коры.
26 Зак. 911
402
ТЕКТОНИКА
Физические свойства горных пород
По физическим свойствам земная кора рассматриваемого региона
подразделяется на осадочный слой и консолидированный фундамент,
состоящий из так называемых гранитного и базальтового слоев. Не-
посредственными определениями изучены физические свойства пород
осадочного и верхних частей гранитного слоя. Представление о свой-
ствах пород нижних частей гранитного и базальтового слоев зем-
ной коры базируется на данных сейсмологии и сейсмометрии, позволяю-
щих судить лишь об их упругих свойствах (Федынский, 1961).
Плотность. Нижняя плотностная граница в разрезе земной коры
приурочена к подошве земной коры. Эффективная плотность на этой
границе может быть принята равной 0,4 г/см? (плотность подкорового
вещества принимается равной 3,3 г!см\ плотность пород «базальто-
вого» слоя 2,9 zjсм3).
Вторая плотностная граница соответствует поверхности базаль-
тового слоя и обладает эффективной плотностью порядка 0,2 г{см3.
Плотность кристаллических и метаморфических пород докембрийского
фундамента варьирует в пределах от 2,5 до 3,5 г! см3, однако средняя
плотность преобладающих в нем пород гранито-гнейсового комплекса
близка к 2,65 а/см3. Герцинский фундамент слагается в основном одно-
родными в плотностном отношении образованиями. Их средняя плот-
ность по данным определений кернов скважин, пробуренных в равнин-
ном Крыму и Краснодарском крае, равна 2,7 г)см3. Можно ожидать,,
что некоторое различие в средней плотности пород, слагающих разно-
возрастные фундаменты, в благоприятных условиях должно найти от-
ображение в данных гравитационного изучения и использоваться для
прослеживания зоны сочленения древней и молодой платформ.
Третья плотностная граница приурочена к поверхности разновоз-
растного фундамента и прослеживается неповсеместно. Избыточная
плотность слагающих его пород меняется в широких пределах — от
1,0 г/см3 на участках неглубокого залегания фундамента до нуля в наи-
более погруженных частях региона. Оценка ее величины становится
возможной после установления закономерностей изменения плотности
осадочных отложений по вертикали.
Проведенные исследования (Карпинская, 1961 и др.) свидетель-
ствуют о наличии закономерностей зависимости между плотностью оса-
дочных пород регионов и глубиной их залегания. Эти зависимости для
изученного интервала глубин выражаются уравнениями регрессий, при-
веденными в табл. 18 (Бураковский, Гуревич, 1965).
Рассмотрение этих зависимостей показывает, что уплотнение одно-
возрастных литолого-стратиграфических комплексов происходит в пре-
делах различных тектонических элементов по-разному. Так, песчано-
глинистые отложения эоцена и майкопской серии на южном склоне
Украинского щита имеют градиент уплотнения, равный 0,17 г/см3 на
1000 м, в районе Тарханкутского вала он увеличивается до 0,27 г! см3,
а в пределах Индоло-Кубанского прогиба уменьшается До 0,09 г/см3.
Аналогично изменяется и градиент уплотнения карбонатных пород верх-
него мела и палеоцена, который равен соответственно 0,15, 0,29 и
0,09 г/см3 на 1000 м. В соответствии с установленными зависимостями
o=f(H) плотность нижнего комплекса осадочного чехла (мел—палео-
ген) на глубинах от 1,5 до 3,0 км приближается к средней плотности
пород фундамента. Практически это означает, что в осевых частях
платформенных впадин и Индоло-Кубанского краевого прогиба рельеф
фундамента оказывает несущественное влияние на характер гравита-
РАВНИННЫЙ КРЫМ.
403
Таблица 13
Регион Стратиграфическая прина дл ежность комплекса Количе- ство опре- делений Изученный интервал глубин, м Уравнение прямой регрессии Избыточная плотность комплекса Д а, г1см3
Южный склон Украинского щита Нижний и верхний мел и палеоцен 74 500—2400 0,15Н4-2,21 0,09—0,02Н
Эоцен — Майкоп 125 200-1400 0.17Н 4-2,12
Тарханкутский вал и Новоселов- Верхняя юра и нижний мел 120 400-1400 0,28Н4-2,24 0,04—0,01 Н
ское поднятие Верхний мел и палеоцен 332 0-1200 0.29Н 4-2,20 0,19+0,02Н
Эоцен — Майкоп 551 0-1100 0,27Н 4-2,01
Индоло-Кубан- ский краевой про- Верхний мел и палеоцен 11 2300 -2600 0,09Н 4-2,38 0,24
гиб Эоцен — Майкоп 242 600—2400 0.085Н 4-2,14
ционного поля, а плотностная граница, приуроченная к его поверхности^
здесь отсутствует.
Внутри осадочного чехла в рассматриваемом регионе может быть
выделена одна выдержанная плотностная граница, отделяющая карбо-
натную толщу верхнего мела — палеоцена от терригенных образований
эоцена — Майкопа. Избыточная плотность на этой границе изменяется
от 0,09 до 0,24 г/см3 (см. табл. 18).
Магнитные свойства. Фундамент Восточно-Европейской
платформы сложен комплексом кристаллических и метаморфических
пород, характеризующихся большим диапазоном значений магнитной
восприимчивости. В противоположность им метаморфизованные породы
фундамента Скифской плиты практически немагнитны. Низкими значе-
ниями обладают отложения таврической серии. В пределах молодой
платформы и Альпийской складчатой области значительной магнитной
восприимчивостью обладают только породы дайково-эффузивного ком-
плекса; с ними связано большинство магнитных аномалий этой части
региона.
* Осадочные породы, слагающие платформенный чехол Скифской
плиты и горный Крым, практически немагнитны. Сведения о магнитных
свойствах пород Крыма приводятся в табл. 19 (Т. С. Лебедев, В. И. Ша-
повал).
Упругие свойства. Представление о средних и пластовых
скоростях распространения сейсмических волн в осадочных отложениях
Крыма составлено по результатам сейсмокаротажа параметрических и
опорных скважин и вычислений эффективных скоростей. Обобщение-
этих данных (Карасик и др., 1964) позволяет установить некоторые за-
кономерности в изменении средних и пластовых скоростей в равнин-
ном Крыму. Здесь выделяются три участка с различной скоростной
характеристикой — Каркинитский, Новоселовский и Восточно-Крым-
ский.
На Каркинитском участке разрез осадочного чехла подразделяется
на восемь пачек:
>
1. N+Pg3+Pg23 —с пластовой скоростью от 1630 до 2460 м!сек (преобладание
терригенных отложений).
2. Pg2I+2+Pgi2 —с пластовой скоростью от 1930 до 3140 м]сек. (преобладание
карбонатных отложений). Между первой и второй пачками
располагается кумский горизонт (Pg23 km) —основной опор-
ный отражающий горизонт.
26*
404
ТЕКТОНИКА
з: Pgi1+Cr2d+m+cp
4 (2f„cp+st+cn
5.' СГ24
6. Cr2cm
7. Crialb+apt
8. Сппс
— с пластовой скоростью от 2900 до 4340 м/сек. На границе
верхнего и нижнего палеоцена наблюдается скачок пласто-
вых скоростей на 1000 м.
— с пластовой скоростью 3340—5260 м/сек.
„ 5180—5730 м/сек.
„ 4450—5230 м/сек.
„ 4090—4460 м/сек.
— с несколько увеличенной по сравнению с альб-аптской толщей
пластовой скоростью.
На Новоселовском участке многочисленные перерывы в осадкона-
коплении и размывы верхнемеловой толщи осложняют ее расчленение
на однородные пачки.
Таблица 19
Наименование пород Магнитная восприимчивость х-106 CGSM
минимальная максимальная средняя
Верхний триас (таврическая серия)
Песчаники 28 946 45
Глинистые сланцы, алевролиты 37 506 71
Вся толща 28 946 52,
Нижняя юра (эскиординская фация лейаса)
Известняки — — 33
Песчаники 33 33 33
Вся толща 33 33 33
Средняя юра (битакская свита)
Конгломераты 37 97 47
Песчаники 28 53 37
Песчано-глинистые сланцы 66 196 65
Вся толща 28 196 49
Среняя юра (эффузивно-сланцевая толща)
Диабазы, габбро-диабазы, диориты, 63 12 700 1830
туфы
Спилиты 86 11408 2650
Афаниты 88 3 595 995
Вся толща 64 12 700 1965
Верхняя юра (байраклинская свита)
Конгломераты — — 36
Песчаники 39 47 43
Вся толща 36 47 41
Нижний мел (апт-альбские отложения)
Песчаники 26 817 43
Глинистые сланцы 29 58 47
Глины 30 84 53
Гравелиты — — 45
Вся толща 26 817 46
Верхний мел
Мергели 23 42 30
Известняки 23 34 24
Вся толща 23 42 30
Палеоген
Известняки 20 32 26
Опоковидная глина 23 30 26
Конгломераты — — 40
Мергели 28 30 29
Вся толща 20 32 27
РАВНИННЫЙ КРЫМ
405
В восточном Крыму выделено также 8 пачек, причем пачки 1—2
характеризуются пластовыми скоростями 1800—2970 м/сек,-, 3—6, соот-
ветствующие отложениям верхнего мела, объединяются в одну со ско-
ростью 3920—4470 м/сек-, 7—8 (нижний мел) на Керченском полу-
острове имеют резко уменьшенную пластовую скорость 3040 м/сек.
Домеловые отложения, вскрытые Нижнегорской скважиной, харак-
теризуются пластовой скоростью, равной 6750 м/сек-, домеловые аргил-
литы и меловые отложения северного борта Причерноморской впадины
имеют близкую скоростную характеристику.
В результате всех исследований установлено увеличение средне-
пластовой скорости осадочных отложений с глубиной, происходящее по
линейной зависимости. Резкое изменение упругих свойств осадочных
пород происходит на четырех границах, являющихся эффективными от-
ражающими поверхностями. Такими рубежами являются: 1) кумский
горизонт верхнего эоцена; 2) низы палеоцена, 3) кровля нижнего мела,
4) поверхность домеловых отложений.
Исследованиями КМПВ и ГСЗ выяснены пределы изменения и зна-
чения граничных скоростей распространения сейсмических волн на по-
верхностях фундамента, «базальтового» слоя и Мохоровичича. Для до-
кембрийского фундамента граничная скорость определяется значения-
ми, близкими к 6,0 км/сек. От поверхности домелового комплекса в пре-
делах равнинного Крыма преломленная волна фиксируется только на
отдельных участках, а граничная скорость имеет величину порядка
5,0—5,5 км/сек. Более четко прослеживается волна, преломившаяся на
границе, расположенной ниже вскрываемых скважинами отложений
складчатого основания; граничная скорость на ней равна 5,7—7,0 км/сек.
Граничная скорость распространения волн на поверхности «базальто-
вого» слоя составляет 6,7—6,8 км/сек, а на разделе Мохоровичича
8,0—8,1 км/сек. Внутри гранитного и базальтового слоев отмечен
ряд преломляющих границ, залегающих в целом горизонтально, харак-
теризующихся граничными скоростями от 6,6 до 7,3 км/сек (Соллогуб,
Чекунов и др., 1963—1965).
Электрические свойства. Представление о геоэлектриче-
ском разрезе Крыма составлено по данным электрокаротажа буровых
скважин и анализа материалов полевых электрометрических исследо-
ваний. В общих чертах в геоэлектрическом разрезе там выделяются три
горизонта:
1) надпроводящий (четвертичные отложения различного литологи-
ческого состава);
2) проводящий (терригенные образования палеогена и мела);
3) опорный горизонт высокого электрического сопротивления.
В районе склона Украинского щита он приурочен к породам кристал-
лического фундамента. К югу при переходе к более погруженной части
Причерноморской впадины и в Крыму он отождествляется с высокоом-
ными отложениями верхнего мела, юры или более древними отложения-
ми домелового комплекса.
В северо-западной части Черного моря геоэлектрический разрез по
данным НДОЗ и ЗСП состоит в основном из двух сред: верхней —
проводящей, представленной терригенными отложениями палеогена, и
нижней — высокоомной, сложенной образованиями верхнего мела. На
их границе увеличивается электрическое сопротивление и скачкообраз-
но возрастают скорости распространения сейсмических волн. Указан-
ные признаки позволяют отнести верхнемеловую толщу к опорному
горизонту высокого сопротивления. Надпроводящую толщу малой мощ-
ности составляют здесь слой морской воды и зона интенсивного обвод-
нения (Бокун и др., 1963).
406
ТЕКТОНИКА
Данные электрокаротажа позволяют дать более детальную харак-
теристику электрических свойств осадочных отложений региона.
. Домеловые отложения обладают высоким кажущимся электриче-
ским сопротивлением — КС (200—1000 омм по стандартному зонду).
Граница между нижнемеловыми отложениями обычно четкая. Нижне-
меловые отложения представлены песчаниками с повышенными значе-
ниями КС (20—25 омм) и глинистыми сланцами (1—2 омм). Сеноман-
ские отложения (известняки и мергели) характеризуются более высо-
кими значениями КС и их нестабильностью. Максимумы интенсив-
ностью до 160 омм, соответствующие пропласткам известняков, сменя-
ются минимумами до 8—10 омм, отвечающими глинистым прослоям.
Туронские отложения, представленные мощной толщей известняков, об-
ладают высокими значениями КС (50—75 омм). Коньякские отложе-
ния — известковистые глины и мергели — имеют более низкое сопротив-
ление (7—10 омм). Сантонские плотные, местами окремнелые извест-
няки обладают высоким сопротивлением и резко отделяются на каро-
тажных диаграммах от ниже- и вышележащих отложений. Кампанские
мергели и глинистые известняки имеют КС, равное 10—18 омм. Мааст- •
рихтские отложения состоят из двух литологически различных пачек.
Нижняя представлена переслаиванием глинистых известняков и гли-
нисто-мергелистых пластов и имеет сопротивление 4—8 омм. Верхняя
представлена рыхлыми мелоподобными трещиноватыми известняками.
Датские отложения — глинистые известняки с прослоями песчанистых
глин и мергелей — обладают небольшим сопротивлением (3—7 омм).
Нижнепалеоценовые известняки характеризуются высокими значе-
ниями КС (до 200 омм)\ глинисто-мергельная толща верхнего палео-
цена обладает КС в 4—5 омм. Глинистая толща нижнего эоцена
характеризуется значением КС, равным 1—2 омм. Среднеэоценовые
отложения (мергели с прослоями глинистых известняков) обладают не-
сколько повышенным сопротивлением (5—25 омм), а верхнеэоценовые
мергели и глинистые известняки низкими значениями КС (1—8 омм).
Майкопская глинистая толща в целом характеризуется низкими зна-
чениями КС (1—1,5 омм).
Магнитное поле
В общих чертах магнитное поле Крыма и прилегающих к нему
частей Азовского и Черного морей представляется весьма сложным.
Оно' состоит из большого количества крупных и мелких аномалий по-
ложительного и отрицательного знаков. Внутри поля выделяются об-
ласти докембрийской, герцинской и альпийской складчатости (рис. 97) Г
Область докембрийского фундамента Восточно-Евро-
пейской платформы, охватывающая северные зоны Каркинитского за-
лива, Сиваша, Присивашья и Азовского моря, характеризуется
крупными, сложно построенными положительными и отрицательными
магнитными аномалиями север-северо-западного простир-ания интен-
сивностью в 400—600 гамм.
Область Скифской плиты (южная часть Каркинитского за-
лива, равнинный Крым, центральная часть Азовского моря) харак-
теризуется слабовозмущенным магнитным полем с тенденцией повы-
шения его напряженности к востоку.
В области альпийской складчатости (горный Крым,
Керченский полуостров) характерной особенностью магнитного поля
является его четко выраженное субширотное простирание.
1 Сводная карта магнитного поля составлена по данным аэромагнитной и на-
земной магнитной съемок и к единому уровню не приведена. Магнитное поле равнин-
ного Крыма, исследованное мелкомасштабной наземной съемкой, изучено схематично.
РАВНИННЫЙ КРЫМ
407
Анализ магнитных свойств горных пород и магнитного поля Крыма
и сопоставление их с имеющимися геологическими данными обосновы-
вают связь выделенных типов аномальных магнитных полей с геологи-
ческим строением складчатого фундамента этой территории. Так, в фун-
даменте Восточно-Европейской платформы наибольшей магнитной вос-
приимчивостью обладают породы гнейсовой серии, образующие склад-
чатые структуры субмеридионального простирания. Они развиты, как
правило, в синклинориях и крупных синклинальных складках. Интера-
номальные участки этой области соответствуют районам развития гра-
нитоидов.
Качественный анализ магнитного поля и количественные расчеты
позволяют судить о некоторых особенностях рельефа кристаллического
фундамента. С севера на юг до линии Армянск—Ново-Алексеевка он
сравнительно равномерно погружается, достигая глубин 3,0—3,5 км.
Вдоль крупной широтной Сивашской аномалии, вероятно, отображаю-
щей разлом, сопровождаемый интрузивами дайкового типа, поверх-
ность магнитноактивных масс опущена на большую глубину, порядка
5—6 км. Это отчетливо проявляется в резком затухании магнитных
аномалий и уменьшении горизонтального градиента магнитного поля.
Поведение фундамента в районе, лежащем южнее Сивашского разлома,
не ясно. Вероятно, он испытывает общее быстрое погружение к югу, так
как на широте коса Бакал — с. Стрелковое «докембрийские» аномалии
резко обрываются. Именно это качественное изменение магнитного
поля может быть положено в основу проведения границы между Вос-
точно-Европейской платформой и Скифской плитой. Южнее этой гра-
ницы развиты метаморфизованные палеозойские породы. Однако
исчезновение «докембрийских» аномалий не может быть объяснено
лишь погружением гнейсовых толщ архея на большие глубины. Необ-
ходимо допустить их качественное изменение, что может быть связано
с повторным метаморфизмом, произошедшим в герцинское время.
В области Скифской плиты, где фундамент представлен герцин-
скими образованиями малой магнитной восприимчивости, на фоне от-
носительно спокойного магнитного поля наблюдаются аномалии, обус-
ловленные присутствием диабазов и базальтов, как в складчатом фун-
даменте, так и в нижних горизонтах платформенного чехла. Они обра-
зуют дайки, приуроченные к разломам, и покровы. Наиболее отчетливо
в магнитном поле фиксируются дайковые породы, имеющие простира-
ние, общее с простиранием складчатых пород фундамента. Благодаря
этому, по данным магнитной съемки, с известной достоверностью уда-
ется наметить разломы.
Многие положительные локальные поднятия фундамента Скифской
плиты сопровождаются разломами, находящими отображение в магнит-
ном поле. Новоселовский приподнятый блок ограничивается с севера
(вдоль оз. Донузлав) и с юга (район г. Саки) линейными магнитными
максимумами восток-северо-восточного простирания, протягивающи-
мися и западнее, в Черном море. Новоцарицынской гравитационной
аномалии, отображающей влияния плотных пород, поднятых по раз-
лому, отвечает повышенная напряженность магнитного поля. Связь
этой гравитационной аномалии с разрывными нарушениями становится
еще яснее на западе Азовского моря, где выявлено большое число ли-
нейных максимумом Та, вероятно, указывающих на широкое развитие
здесь дайкового магматизма. По данным магнитометрии выделяется
также разлом вдоль берега Каркинитского залива западнее мыса. Ба-
кал; здесь на расстоянии свыше 50 км прослеживается узкая субширот-
ная цепочка аномалий. Аналогичная, но меньшая по размерам анома-
лия зафиксирована на севере Арабатской стрелки (с. Стрелковое).

РАВНИННЫЙ КРЫМ
409
Pihc. 97. Карта магнитного поля. Составили А. В. Тесленко, Т. С. Нечаева, В. В. Нечаев (1965)
/ — нулевые значения ДТ (вверху) и Za (внизу), 2 — изодинамы отрицательных значений ДТ (вверху) и Za |(внизу), в десятках гамм, 3 — изодинамы положи-
тельных значений ДТ (вверху) и Za (внизу), в десятках гамм, 4 — расчетные глубины до верхней кромки возмущающих тел, в км, 3 — региональные разломы,
в том числе сопровождаемые крупными интрузивными телами, 6 — разломы, сопровождаемые дайками, 7 — прочие разломы, в том числе сбросы, 8 — южная
граница «докембрийских аномалий», 9 — график ДТ по единичному маршруту |(к западу от Крыма)
Кроме субширотных, в этой части региона наблюда-
ются и субмеридиональные аномалии. Крупнейшие из них
выявлены в 10 и 50 км западнее Тарханкутского полу-
острова. Ближайшая к нему имеет линейный характер и,
вероятно, обусловлена дайками диабазов. Вторая, более
удаленная, занимает значительно большую площадь,
а магнитоактивные породы, ее обусловившие, лежат
здесь на глубине порядка 5 км. Расположение этой
аномалии позволяет предположить здесь крупное попереч-
ное нарушение.
От Севастополя, вдоль северного края Крымского ме-
гантиклинория, и далее вдоль Керченского и Таманского
полуостровов и северного склона Главного Кавказского
хребта по данным аэромагнитной съемки прослеживается
протяженная полоса положительных магнитных аномалий.
Единство полосы доказывается сходством аномалий
после пересчета на высоту 5—10 км.
В Крыму и на северо-западном Кавказе линия этой
аномальной полосы совпадает с выявленными ранее геоло-
гической съемкой разрывными нарушениями, приурочен-
ными к южной окраине Скифской плиты. Магнитные ано-
малии этой зоны, обнаруженные в пределах Черного и Азов-
ского морей, позволяют рассматривать упомянутые нару-
шения как части единого глубинного разлома, являющегося
шовной зоной между Скифской плитой и областью альпий-
ской складчатости.
I Горный Крым по характеру магнитного поля четко раз-
деляется на западный и восточный участки. Граница ме-
жду ними проходит в меридиональном направлении по ли-
нии Симферополь — Алушта и выражена полосой пони-
женных значений магнитного поля, отождествляемой с
крупным предполагаемым субмеридиональным разломом.
К западу от Севастополя по данным четырех аэромагнит-
ных маршрутов отмечается возмущенное магнитное поле.
По его характеру можно предположить существование
скрытого под водами Черного моря продолжения меганти-
клинория горного Крыма.
Керченский полуостров характеризуется отрицатель-
ным магнитным полем, а локальная аномалия южнее
г. Керчи отвечает железорудному месторождению.
Гравитационное поле
В области Восточно-Европейской плат-
формы характер поля определяется внутренней структу-
рой кристаллического фундамента и поведением глубинных
границ разделов земной коры поверхности Конрада и Мо-
хоровичича. В погруженной части склона платформы воз-
растает влияние рельефа фундамента и плотностных границ
платформенного чехла.
Для этой области характерна повышенная напряжен-
ность гравитационного поля, состоящего из чередования
относительных максимумов и минимумов силы тяжести
различной интенсивности и ориентировки, разделенных зо-
нами больших градиентов. Среди них по интенсивности,
протяженности и четко выдержанному простиранию (от се-
410
ТЕКТОНИКА
вер-северо-восточного к меридиональному) выделяются Белозерский,
Запорожский и Херсонский максимумы (рис. 98).
.Наибольшей интенсивностью отличается Белозерский максимум. По
данным глубинных сейсмических зондирований ГСЗ, к нему приурочен
подъем высокоскоростной границы раздела (предположительно поверх-
ности Конрада). Зона больших градиентов, ограничивающих максимум
с юга, соответствует глубинному разлому, плоскость которого накло-
нена на юг. С рассматриваемым гравитационным максимумом совме-
Рис. 98. Схема гравитационного поля. Составили В. Е. Бураковский, Б. Л. Гуревич,
С. Я. Шершевская, 1965
Максимумы силы тяжести: / — склона Русской платформы (I — Одесский, II—Рясно-
польский, III — Херсонский, IV — Запорожский, V — Белозерский, VI — Приазовские, VII — Вино-
градовский) ; 2 — Скифской плиты (Азовской акватории, IX — Новоселовский, X — Симферопольский,
XI — Новоцарицынский); 3—Крымского мегантиклинория: 4— глубоководной впадины Черного мо-
ря. Минимумы силы тяжести: 5—склона Русской платформы; 6 — Скифской плиты (1 —
Западно-Каркинитсюий, 2 — Каркинитокий, 3 — Оивашокий, 4 — Северо-Азовские, б —• Индоло-Кубан-
ский); 7 — глубоководной впадины Черного моря; 8—зоны больших градиентов силы тяжести
щается одноименная магнитная аномалия, вызванная мощной толщей
железистых пород, выполняющих осевую часть Белозерского синклино-
рия. Вероятно, Белозерский гравитационный максимум обусловлен
суммарным эффектом, создаваемым осадочно-метаморфическим ком-
плексом докембрия и подъемом плотных пород «базальтового» слоя.
Максимумы гравитационного поля, расположенные западнее (За-
порожский и др.) и восточнее (Приазовские), характеризуются боль-
шими размерами и меньшей интенсивностью зон больших градиентов,
их ограничивающих. Отсутствие в пределах этих гравитационных мак-
симумов интенсивных магнитных аномалий позволяет считать, что они
вызваны подъемом поверхности Конрада и в связи с этим развитием
в гранитном слое пород основного состава (амфиболитов, амфиболовых
и биотитовых гнейсов).
РАВНИННЫЙ КРЫМ
411
Упомянутые максимумы силы тяжести разделены зонами понижен-
ных значений поля (наиболее протяженным и резко выраженным из
них является Николаевский минимум), возможно, соответствующими
участкам большей гранитизации земной коры и погружения поверх-
ности Конрада.
Зоны больших градиентов, ограничивающие с юга рассматривае-
мые аномалии склона щита, соответствуют, вероятно, региональному
глубинному разлому, с которым связано изменение структуры земной
коры. К югу от него строение гравитационного поля меняется: напря-
женность его резко уменьшается, а простирание региональных анома-
лий становится субширотным.
Лишь на небольшом участке (Присивашье) в целом субширотное
гравитационное поле осложнено относительными максимумами силы
тяжести северо-западного простирания (Виноградовский, Ново-Алексе-
евский), совпадающими с максимумами магнитного поля. Они, вероят-
но, отвечают складчатым структурам докембрийского фундамента, по-
груженного здесь на значительную глубину.
Западно-Каркинитский, Каркинитский, Сивашский и Северо-Азов-
ские минимумы силы тяжести, приуроченные к зоне сочленения разно-
возрастных платформ, обусловлены грабенообразными впадинами, вы-
полненными мощной толщей осадочных отложений мезозойского воз-
раста. Прогиб фундамента в пределах Каркинитского и Сивашского
грабенов, по данным ГСЗ и количественной интерпретации гравитаци-
онного поля (Бураковский, Гуревич, 1965), компенсируется подъемом
поверхности Конрада. В районе Северо-Азовских грабенов прогиб фун-
даментов, вероятно, сопровождается погружением этой поверхности и
остается некомпенсированным.
К югу от Каркинитского минимума силы тяжести наблюдается
группа положительных и отрицательных локальных аномалий неболь-
шой интенсивности, имеющих изометрическую форму. Прослеживаются
они вплоть до северного берега Тарханкутского полуострова, где огра-
ничиваются зоной больших градиентов субширотного простирания. Эти
аномалии, не всегда отвечающие аномалиям магнитного поля, вероятно,
отображают внутреннюю структуру глубоко погруженного и значи-
тельно переработанного фундамента.
В области Скифской п л и т ы, характеризующейся плотно-
стной однородностью фундамента, внутренняя структура незначительно
‘влияет на строение гравитационного поля, и основной эффект здесь
создается рельефом плотностных границ в осадочном чехле и консоли-
дированной коре.
В целом там господствует относительно повышенное гравитацион-
ное поле с преобладанием субширотных элементов. Увеличение интен-
сивности Гравитационного поля к югу обусловлено подъемом поверх-
ности фундамента и, по-видимому, глубинных границ раздела. Макси-
мальная интенсивность гравитационного поля наблюдается в районах
Новоселовского и Новоцарицынского максимумов силы тяжести.
В центральной части Азовского моря прослеживаются три субши-
ротно ориентированные зоны максимумов. Северная и центральная вы-
ражаются четко, южная отображена изгибом изоаномал. Гравитацион-
ные максимумы центральной зоны располагаются на южном склоне
Азовского вала и, вероятно, аналогично Новоцарицынскому максимуму
силы тяжести, обусловлены поднятием плотных пород по разлому
(Соллогуб, Чекунов и др., 1964).
Для отдельных участков этой области наблюдается соответствие
между напряженностью гравитационного поля и глубиной залегания
складчатого основания. Одняко, как следует из результатов ГСЗ, гра-
412
ТЕКТОНИКА
витационное поле здесь обусловлено не тблько рельефом поверхности
фундамента, но и поведением поверхности «базальтового слоя».
На юго-востоке Скифской плиты гравитационное поле отделено
зоной больших градиентов от региональных минимумов Индоло-Кубан-
ского прогиба, а на юге и юго-западе — от интенсивных максимумов
горного Крыма.
Гравитационное поле горного Крыма отображает рельеф
основных плотностных границ земной коры и неоднородность интрузив-
ных тел.
Поле силы тяжести характеризуется там высокой напряженностью,
наибольшей в его западной части. Увеличение интенсивности поля,
здесь, очевидно, объясняется выходом на поверхность плотных пород
таврической серии и подъемом поверхности базальтового слоя при
некотором увеличении мощности земной коры. Области повышенных
значений поля, прослеживающиеся в пределах Черного моря, к западу
и востоку от Крымских гор, вероятно, отображают погруженные струк-
туры мегантиклинория.
Следует сказать, что структуры мегантиклинория горного Крыма,
не нашли четкого проявления в гравитационном поле из-за недоста-
точной детальности гравиметрической съемки.
В пределах южной части Азовского моря и северной половины Кер-
ченского полуострова располагается региональный минимум силы
тяжести значительной интенсивности, отвечающий Индоло-Кубанскому
краевому прогибу.
В области глубоководной впадины Черного моря
характер гравитационного поля, кроме эффекта основных плотностных
границ в земной коре, в значительной мере, вероятно, обусловлен внут-
ренней неоднородностью верхней мантии.
Южнее Крымского полуострова там располагается группа регио-
нальных минимумов силы тяжести, выявленных морской гравиметриче-
ской съемкой (Ю. Д. Буланже, 1961), однако из-за редкой сети наблю-
дений их интенсивность и конфигурация установлены лишь в общих
чертах. Зона больших градиентов силы тяжести, ограничивающая
с севера указанные минимумы, вероятно, соответствует глубинному раз-
лому подкорового заложения, отделяющему горный Крым от глубоко-
водной впадины Черного моря.
Гравитационное поле Черноморской впадины характеризуется
большой интенсивностью, а наблюдаемые здесь максимумы силы
тяжести имеют субширотное простирание. Увеличение интенсивности
гравитационного поля, как показывают результаты ГСЗ, объясняется
уменьшением (до 22—30 км) мощности земной коры и отсутствием
«гранитного» слоя. Совместный анализ гравитационного поля и резуль-
татов ГСЗ позволяет предположить различное строение земной коры
и верхней мантии в западной и восточной частях дна Черного моря
(Бураковский, Гуревич, 1965).
Электрометрические исследования
В зависимости от решаемых задач в пределах рассматриваемого
региона применялись различные методы электроразведки. Так, для
изучения тектоники осадочного чехла и фундамента использовались
методы ВЭЗ, дипольных электрических зондирований (ДЭЗ) и электро-
профилирования, а в последние годы — метод зондирований становле-
нием электромагнитного поля (ЗСП). Наиболее эффективен из всех
перечисленных метод ВЭЗ. Хорошие результаты получены также при
РАВНИННЫЙ К'РЫМ
413
комплексировании упомянутых методов в различных сочетаниях. В пре-
делах Азовского и Черного морей с успехом применялись методы не-
прерывных дипольных осевых зондирований (НДОЗ) и непрерывного
профилирования (НП).
Для выяснения гидрогеологических условий отдельных участков
с большим эффектом используются методы ВЭЗ, ДЭЗ, дипольного про-
филирования; картирование известняков проводится методом ВЭЗ, из-
учение направления трещиноватости пород — методом круговых элек-
трических зондирований.
Результаты региональных электрометрических исследований зна-
чительно дополнили представление о тектонике Крыма, особенно о по-
ведении поверхности фундамента в местах его неглубокого залегания и
локальных структурах в осадочном чехле.
Глубина залегания опорного горизонта высокого электрического
сопротивления в различных частях региона неодинакова. В северной
части Причерноморья он погружается к югу, а в равнинном Крыму —
в сторону Индоло-Кубанского прогиба и грабенов Сивашского, Карки-
нитского. В пределах последнего глубина залегания опорного гори-
зонта составляет примерно 4200—4600 м.
В Азовском море выделяется несколько областей с различ-
ной глубиной залегания опорного горизонта высокого сопротивления:
а) южный склон Украинского щита, характеризующийся моноклиналь-
ным погружением горизонта от 400 до 1600 м\ б) Северо-Азовские гра-
бены с глубиной его залегания порядка 1600—1800 м\ в) Азовский вал,
в области которого опорный горизонт залегает на глубине 900—
1000 м; г) южный склон эпигерцинской платформы, характеризующийся
его погружением до 2000—2400 м.
Электрометрическими работами в пределах северного борта При-
черноморского прогиба установлено блоковое строение фундамента —
выявлены Ново-Алексеевский и Генический опущенные блоки. В Сиваш-
ской впадине на фоне общего подъема опорного горизонта к югу окон-
турены Стрелковое и Чонгарское поднятия субширотного простирания.
В западной части Крыма также прослеживается ряд локальных под-
нятий. Южнее Новоселовской площади выявлены контуры Симферо-
польского поднятия и установлен предположительный характер его со-
членения с соседними структурами.
По результатам полевых электроразведочных работ в пределах
Южного берега Крыма составлено представление о литологических
разностях развитых здесь пород. Установлено существование подзем-
ного водораздела, разграничивающего различные площади водосбро-
сов; определены зоны интенсивной трещиноватости пород и установ-
лено их преобладающее северо-восточное направление (Богданов, 1960).
Разрывные нарушения намечаются по различным признакам: рез-
кой смене геоэлектрического разреза, устанавливаемой по изменению
типа кривых ВЭЗ, смене направления изолиний «S» и изогипс опорного
горизонта, искажению правых ветвей кривых ВЭЗ; появлению зон
интенсивных градиентов проводимости, кажущихся сопротивлений и т. д.
Сейсмические исследования
Сейсмические исследования в пределах Крыма выполнялись мето-
дом отраженных волн (МОВ) и корреляционным методом преломлен-
ных волн (КМПВ). С целью изучения глубинного строения региона
в 1960—1963 гг. были произведены исследования методом глубинного
сейсмического зондирования? (ГСЗ), а с 1965 г. для изучения сложно-
414
ТЕКТОНИКА
построенных структур Керченского полуострова применяется метод
регулируемого направления приема (РНП).
Характеристика сейсмо геол о г ичес ких условий
(с данными о стратификации отражающих и преломляющих горизон-
тов). Поверхностные сейсмогеологические условия определяются релье-
фом дневной поверхности; наличием и составом зоны малых скоростей
(ЗМС); условиями возбуждения упругих колебаний, в свою очередь
зависимыми от состава приповерхностных отложений, уровня грунто-
вых вод и многих других факторов.
В южной части Тарханкутского полуострова приповерхностные от-
ложения представлены закарстованными необводненными известняка-
ми, что крайне затрудняет бурение взрывных скважин и ухудшает усло-
вия возбуждения и приема упругих колебаний. Сейсмические записи
отраженных волн в этом районе хаотичны, обеднены отражающими
площадками и практически интерпретации не поддаются. Записи пре-
ломленных волн здесь несколько отчетливее и позволяют выделить
в меловых отложениях отдельные преломляющие границы.
В центральной части равнинного Крыма и в Присивашье, где при-
поверхностные отложения представлены глинистыми образованиями
неогенового и четвертичного возрастов, условия возбуждения и приема
упругих колебаний существенно лучше. Однако наличие сарматских и
среднеэоценовых известняков, между которыми мощная толща однород-
ных глинистых майкопских отложений, создает на этой значительной
территории благоприятные условия для возникновения кратных волн,
что существенно усложняет изучение мезозойских отложений МОВ.
Проведенные полевые и тематические исследования показали, что
большинство отражений, зарегистрированных после прихода опорного
отражения (кумский горизонт верхнего эоцена), частично, либо полно
кратны (Гончарова, Гуревич, 1963). Среди кратных регистрируются и
нормальные однократные волны от отражающих границ в верхнемело-
вых, а при достаточной длине записи и нижнемеловых отложений.
Однако в большинстве случаев некратные отражения ни по интенсив-
ности, ни по какому-либо другому признаку резко не отличаются от
кратных и выделяются лишь по совокупности всех признаков, обнару-
живаемых при анализе сейсмограмм, годографов, скоростей и разре-
зов. Между тем, именно на этой территории МОВ и КМПВ удается
выделить протяженные коррелирующиеся горизонты в меловых и ниж-
непалеогеновых отложениях.
Наиболее выдержанный по площади опорный отражающий гори-
зонт Па отождествляется с кумской свитой верхнего эоцена (Гуревич,
1959)’. В нижнем палеогене получены отражения от отражающих гори-
зонтов в кровле белоглинской свиты (II) и на границе нижнего эоцена
с палеоценом (III)1 2. С последним совмещается и преломляющая гра-
ница, характеризующаяся граничной скоростью 4,8 км]сек — волна3.
Стратификация отражающих горизонтов в меловых отложениях
(IV—V) не вполне однозначна. На некоторых участках нижний отра-
жающий горизонт V, вероятно, отвечает границе меловых и более древ-
них отложений. Эта граница является также и преломляющей поверх-
ностью: от нее прослеживаются головные волны с граничными скоро-
стями от 4,5 до 5,5 км]сек (волна /3). В палеогеновых отложениях так-
же отмечается преломляющий горизонт (волна t\ с граничной ско-
ростью 3,5 км]сек).
1 Аналог фораминиферового опорного отражающего горизонта, прослеживаемого
на территории Северо-Западного и Центрального Предкавказья.
2 По индексации Крымской геофизической экспедиции.
3 По индексации Института геофизики АН УССР.
РАВНИННЫЙ КРЫМ
415
Выделение преломленных волн t\, t2 и t3 весьма осложняется нали-
чием сопутствующих им волн-помех (преломленно-отраженные, обмен-
ные и др.), создающих интерференцию и крайне затрудняющих выде-
ление полезных сигналов. По характерным кинематическим и динамиче-
ским признакам относительно уверенно выделяются головные волны от
поверхности фундамента и близлежащих границ (t4), а также от гори-
зонтов внутри «кристаллической» части земной коры, характеризую-
щихся граничными скоростями соответственно 6,8; 7,2 и 8,0 км/сек.
Близкие значения граничных скоростей головных волн, возникаю-
щих внутри «гранитного» и «базальтового» слоев, а также на разде-
ляющей их поверхности Конрада предопределяют значительную услов-
ность их интерпретации.
Волны, отраженные от поверхности Мохоровичича, в большинстве
случаев имеют невыдержанную групповую запись, осложненную «внут-
ренней» интерференцией; возможности фазовой корреляции их ограни-
чены. Анализ волновой картины позволяет судить о том, что эта по-
верхность практически представляет собой зону перехода от земной
коры к верхней мантии, мощностью около 5 км. Головные волны от нее
получены в первых вступлениях на расстоянии свыше 200 км от пункта
взрыва в виде очень слабых колебаний (Соллогуб, Чекунов, 1963).
На акваториях Азовского и Черного морей характер сейсмических
записей определяется в основном глубинными сейсмогеологическими
условиями. Водная среда создает практически однородные условия воз-
буждения и регистрации упругих колебаний: упругие свойства отложе-
ний морского дна изменяются по площади незначительно, а зона малых
скоростей отсутствует. На отдельных участках появляются волны-
помехи.
Изучение осадочного чехла сейсморазведкой
М О В. Сейсмические исследования МОВ проведены на значительной
части равнинного Крыма, в Присивашье, а также в пределах Азов-
ского моря и Каркинитского залива.
По отражающим горизонтам в третичных и меловых отложениях
на Тарханкутском полуострове оконтурены линейные, вытянутые в суб-
широтном направлении складки, группирующиеся в определенные зоны..
. В центральной части равнинного Крыма (район Джанкоя) выяв-
лено множество локальных поднятий различных размеров и амплитуд,
в расположении которых намечается значительно менее выраженная
линейность северо-западного направления. Локальные поднятия по-
горизонтам в меловых отложениях невелики по размерам и амплитуде
и имеют неправильную, местами причудливую конфигурацию. Их
строение по опорному отражающему горизонту (Pg23km) представ-
ляется более простым. Таким образом, устанавливается значительное
различие строения локальных структур в отложениях мела и палео-
гена (Г. А. Гончарова, Б. Л. Гуревич, Н. И. Краснюк, Т. Б. Пасту-
хова, 1965).
К северу от Тарханкутской и Джанкойской групп складок по кум-
скому горизонту намечаются две локальные впадины.
К юго-востоку от Джанкойского поднятия неогеновые отложения
погружаются под углом 2—3° и постепенно меняют свое простирание
с приближением к западной центриклинали Индоло-Кубанского крае-
вого прогиба с почти широтного на субмеридиональное. Наибольшее
погружение опорного отражающего горизонта в восточном Крыму
превышает 4000 м. Здесь меридиональное простирание вновь сменяется
почти широтным. К югу происходит резкий подъем неогеновых отло-
жений, в предгорьях Крыма (Гончаровка) они выходят на дневную
поверхность, и центриклиналь краевого прогиба по кумскому горизонту
416
ТЕКТОНИКА
осложнена несколькими прогибами, поднятиями и довольно протяжен-
ными зонами разрывных нарушений. В пределах приосевой части про-
гиба (Керченский полуостров) МОВ устанавливаются структурные
несоответствия между различными горизонтами в отложениях Майкопа,
эоцена и мела.
В Альминской впадине и на участке, прилегающем к ней с севера,
МОВ выявлено строение меловых и юрских отложений. Оконтурен ряд
структурных форм и выделены осложняющие их разрывные наруше-
ния. Наблюдается упрощение структурных форм в верхнем мелу по
сравнению с нижним мелом.
Результаты морской сейсморазведки МОВ указывают на сложность
тектоники осадочных отложений под дном Черного и Азовского морей.
В северо-западной части Черного моря изучено строение главным
образом третичного комплекса пород, имеющего здесь большую мощ-
ность. В Каркинитском заливе выделяются крупные структурные
формы (поднятия Шмидта и Голицына, Михайловская и Павловская
впадины), а к югу от них — хорошо выраженные антиклинальные пере-
гибы, фиксирующие продолжение Тарханкутского поднятия на запад.
К югу от Тарханкутского полуострова в третичных и меловых отложе-
ниях выделяется крупное антиклинальное поднятие, осложненное в сво-
довой части разрывными нарушениями. Углы падения крыльев и нару-
шенность его с глубиной увеличиваются (Гаркаленко, Безверхов,
Богаевский, 1962—1965).
В центральной части Азовского моря МОВ выявлен Азовский вал,
протягивающийся в субширотном направлении и ограниченный с севера
региональным разрывным нарушением. К югу от вала третичные отло-
жения моноклинально погружаются к осевой части Индоло-Кубанского
прогиба. В пределах наиболее погруженной части этого прогиба отло-
жения палеогена залегают на большой (до 6—7 км) глубине и отра-
жения от них не зарегистрированы. Исследованиями МОВ здесь, как
и в южной части моря, изучено только строение неогеновых отложений.
Осевая часть прогиба по палеогеновым отложениям располагается
в 20—30 км к северу от побережья Керченского полуострова (Мало-
вицкий, 1961).
Изучение поверхности фундамента КМПВ. На юж-
ном склоне Восточно-Европейской платформы региональными профи-
лями КМПВ изучен рельеф поверхности кристаллического фундамента.
Было установлено, что в районе г. Скадовска докембрийский фундамент
несколько севернее берега Черного моря погружен на значительную
глубину. Видимая амплитуда сброса составляет здесь 2,0 км. На про-
филе Каховка—Армянск отмечается плавное погружение докембрий-
ского фундамента до г. Армянска, затем угол наклона его поверхности
увеличивается, и происходит воздымание фундамента в южном направ-
лении до регионального сброса, к югу от которого фундамент уже пред-
ставлен палеозойскими породами. В районе Ново-Алексеевки докем-
брийский фундамент полого погружается в южном направлении.
Эффективность сейсмических исследований КМПВ при изучении
поверхности эпигерцинского фундамента Скифской плиты существенно
ниже. Интенсивная головная волна с кажущейся скоростью v = 5,7-r-
-=-6,5 км!сек, фиксируемая в западной части равнинного Крыма, харак-
теризует преломляющую поверхность, расположенную ниже поверх-
ности фундамента на глубинах от 500 до 2000 м. Волна от поверхности
фундамента характеризуется здесь малой интенсивностью, быстрым
затуханием и фиксируется лишь на отдельных участках сейсмических
профилей. В восточной части равнинного Крыма преломляющая гра-
ница, по-видимому, соответствует поверхности фундамента, что под-
РАВНИННЫЙ КРЫМ
417
тверждается данными глубокого бурения на Новоцарицынском под-
нятии.
По данным КМПВ фиксируются зоны тектонических нарушений^
характеризующиеся различной амплитудой, в том числе и региональные
разломы, ограничивающие Причерноморскую систему грабенов.
Исследованиями ГСЗ изучалось строение земной
коры равнинного Крыма, Присивашья и Черноморской акватории.
Полный разрез земной коры изучен по региональному профилю Бело-
горск—Ново-Алексеевка и центральным частям некоторых профилей,
выполненных в Черном море к югу от Крыма. Выясняется принци-
пиальное различие строения земной коры Крыма и глубоководной впа-
дины Черного моря.
На южном склоне Украинского щита поверхность Мохоровичича
находится на глубине около 35 км\ к югу она постепенно погружается,
достигая в пределах Скифской плиты в районе Джанкоя глубины 40 км.
Результаты глубинных сейсмических зондирований
На территории Крыма и прилегающих к нему областей за послед-
ние годы выполнен относительно большой объем исследований методом
глубинных сейсмических зондирований по профилю Белозерка—Ново-
Алексеевка—Джанкой—Белогорск—Приветное (Соллогуб, Чекунов
и др., 1963—1964) и на ряде профилей Черноморской акватории (Не-
прочнов и др., 1963—1965).
Проведенные исследования свидетельствуют о сложном строении
этого участка земной коры, что вполне объяснимо, так как там проис-
ходит сочленение Восточно-Европейской платформы со Скифской пли-
той, последней — с областью альпийской складчатости, а также резкое
изменение типа земной коры от континентального к океаническому,
наблюдаемому в пределах центральной части Черного моря. Мощность
земной коры на этом участке равна 28—30 км, «гранитный» слой отсут-
ствует, а мощность осадочного чехла увеличивается до 12—15 км.
Следует отметить, что пластовые и средние скорости распространения
упругих колебаний в осадочных образованиях составляют там
3—3,5 км/сек, что свидетельствует о слабой степени их метаморфизма.
Осадочные породы залегают непосредственно на поверхности «базаль-
тового» слоя и во многих местах осложнены разрывными нарушениями,
выявленными МОВ (рис. 99).
В разрезе земной коры под Черным морем, как известно, гранит-
ный слой с игр=6,4 км/сек появляется лишь в 100 км к югу от Крым-
ского полуострова. Ближе к полуострову новая сейсмическая граница
с иГр = 6,0 км/сек условно отождествляется с поверхностью эпигерцин-
ского складчатого основания. Поверхность Мохоровичича постепенно
погружается в северном направлении. На участке, где появляется
предполагаемый эпигерцинский фундамент, углы наклона поверхности
Мохоровичича несколько увеличиваются, а мощность земной коры
достигает 32—33 км.
Зона распространения очагов крымских землетрясений, по-види-
мому, приурочена к крупному разлому, по которому поверхность Мохо-
ровичича резко погружается к северу на 15—18 км, в связи с чем
мощность земной коры под горным Крымом достигает 50 км. С севера
Крымские «горы» также ограничены глубинным разломом, причем при-
поднятым крылом здесь уже является северное. Амплитуда сброса
несколько меньше, чем на юге, и равна 8—9 км.
27 Зак. 911
Скифская , пиита
о
fo
20
00
40
JO
Впадина Черного
\А
\А
дД-
И
Д
ЛЧегана7и-
коинорий
НрА/ма
Украинский щит
белогорский приподнятый блок
ььш*г*++2
Ц
I т
Уж
TvT
и

> EZP [v^P Iwk Г\^к Е> EZZk DZk СЗ^ЕЗ*
\уг=8,о\13 I ~Г~ \?4 I * j/б | * \7О
Рис. 99. Региональный профиль через Черное море — Крым — Скифскую плиту и Русскую платформу:
/ — водный слой; 2 — осадочный слой; 3 — «гранитный» слой; 4 — метаморфические породы белозерской серии в «гранитном» слое; 5 —
метаморфические породы палеозойско-триасово-юрского возраста в «гранитном» слое; 6 — базальтовый слой; 7 — глубинные разломы,
разделяющие основные регионы; 8 — разломы внутри отдельных блоков (глубинные или спутники основных разломов); 9 — нарушения по
поверхности фундамента и в осадочной толще; 10 — преломляющие или отражающие горизонты; // — поверхность' Мохоровичича; 12 —
поверхность Конрада; 13 — граничная скорость; 14 — буровые скважины; 15 — очаги землетрясений; Г5 — точки дифракции
РАВНИННЫЙ КРЫМ
419
В равнинном Крыму поверхность Мохоровичича залегает примерно
горизонтально на глубине 40 км. Сочленение Восточно-Европейской
и Скифской платформ по поверхности Мохоровичича выражается
только в разрыве самой поверхности, без каких-либо вертикальных
смещений.
Севернее происходит некоторое локальное погружение поверхности
Мохоровичича под древнюю протерозойскую синклиналь (Белозерское
железорудное месторождение), причем сама поверхность здесь меньше
крымских, между тем как поверхность «базальтового» слоя (Конрада)
испытывает более значительные вертикальные перемещения, чем
поверхность Мохоровичича. Под дном Черного моря поверхность Кон-
рада залегает на юге на глубине 15—16 км, постепенно погружаясь
в северном направлении, и на расстоянии 70—80 км от береговой линии
достигает глубины 18—19 км. Затем она интенсивно поднимается
(до 8—10 км) в сторону Крымских гор. К северу от последних проис-
ходит резкое погружение поверхности Конрада, причем севернее
г. Белогорска на ней установлен узкий и довольно глубокий прогиб.
Под центральной, наиболее погруженной частью Причерноморской
впадины поверхность Конрада образует небольшой выступ. Его север-
ное крыло прослеживается примерно до широты г. Мелитополя. Здесь
по крупному разлому происходит резкое воздымание сейсмической
границы с иГр=7,0 км/сек, которая, по-видимому, характеризует поверх-
ность «базальтового» слоя. В Белозерском районе она залегает на
глубине 5—8 км, а несколько севернее, также по разлому, погружается
на глубину 15—18 км.
Таким образом, Белозерский район представляет собой приподня-
тый по поверхности Конрада блок, мощность земной коры в котором
несколько увеличена за счет погружения поверхности Мохоровичича.
Наблюдаемая интенсивная гравитационная аномалия там обусловлена
в основном подъемом «базальтового» слоя и частично породами желе-
зисто-кремнистой формации повышенной плотности.
Поверхность фундамента на рассматриваемой территории также
весьма разнородна. Под дном Черного моря осадочные отложения,
залегающие непосредственно на «базальтовом» слое, имеют значитель-
ную (12—15 км) мощность и представлены, по-видимому, молодыми
образованиями. В районе Симферополя мощность их невелика, к северу
она увеличивается и в центральной части Причерноморской впадины
достигает величины 6—8 км. На северном ее склоне мощность осадков
постепенно уменьшается, а в районе Белозерки она составляет всего
лишь 0,1—0,2 км.
Таким образом, основные сейсмические границы земной коры на
рассматриваемой территории залегают неодинаково, а на некоторых
участках образуют даже взаимно противоположные изгибы. Так, под
Крымскими горами на поверхности Конрада выделяется выступ, между
тем как поверхность Мохоровичича залегает в виде впадины. И наобо-
рот, под Скифской плитой поверхность фундамента образует впадину,
а поверхности Конрада и Мохоровичича — выступ, хотя и небольшой
амплитуды. Подобно этому в районе Индоло-Кубанского прогиба
поверхность Мохоровичича образует небольшой выступ..
Как видно из рис. 99, плоскости большинства глубинных разломов
наклонены к северу, что может быть связано с предполагаемым сме-
щением значительного сегмента земной коры, ограниченного глубин-
ными разломами — Одесским на западе и Новоцарицынско-Мелито-
польским на востоке.
27*
420
ТЕКТОНИКА
СТРОЕНИЕ ГЛАВНЕЙШИХ СТРУКТУРНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ
РАВНИННОГО КРЫМА
Симферопольское поднятие
Симферопольское поднятие расположено в южной части равнин-
ного Крыма и представляет собой субмеридиональный выступ склад-
чатого основания Скифской плиты, отходящий от горного Крыма и от-
деляющий Альминскую впадину от Индольского прогиба. Поднятие
было намечено впервые П. А. Двойченко (1926) под названием Симфе-
ропольской антеклизы, а затем подробно описано в работах М. В. Му-
ратова (1937, 1949, 1960), В. В. Меннера (1947), Г./А. Лычагина (1958),
3. Л. Маймин (1951), А. Е. Каменецкого (1963) и других исследова-
телей.
Западная граница антеклизы проходит примерно по линии Чистень-
кая—верховья Аишской балки. Несколько западнее глубина залегания
складчатого основания быстро возрастает и заметно увеличивается
полнота разреза осадочного чехла (мела, палеогена, неогена).
Восточная граница проводится по линии Ароматное—Цветочное—
Колодезное, совпадая с выделенным Г. А. Лычагиным (1958, 1961)
субмеридиональным разломом (Цветочненским), по которому происхо-
дит резкое погружение склона поднятия с возрастанием мощности ме-
ловых отложений. Опущенный блок принадлежит северной, погребен-
ной под палеоген-неогеновыми отложениями грабенообразной части
Белогорского прогиба (Вернадовский грабен), граничащей на востоке
по системе разломов с приподнятым Агармышским массивом и ограни-
ченной также с севера крупным широтным разломом на широте с. Вер-
надовки.
Севернее Вернадовского широтного разлома и несколько восточнее
Цветочненского поперечного разлома, уже в приподнятом блоке, Мель-
ничной и Найденовской скважинами вскрыт сокращенный разрез ниж-
него мела (мощностью порядка 300 м), в котором отсутствуют неоком-
ские, аптские и нижнеальбские отложения.
Резкий обрыв восточного склона Симферопольского поднятия про-
исходит таким образом лишь на южном отрезке Цветочненского раз-
лома на границе с Вернадовским грабеном. Севернее широты с. Вер-
надовка разлом становится малоамплитудным, хотя несомненно суще-
ствует, разделяя восточный (Мельнично-Найденовский) и западный
участки северного погружения Симферопольского поднятия с различ-
ным типом разреза нижнего мела.
От Новоселовского поднятия Симферопольская антеклиза отде-
ляется глубоким Калиновским прогибом (Лычагин, 1961), в котором
появляются верхнемеловые, а несколько севернее и майкопские (олиго-
ценовые) отложения, отсутствующие в пределах антеклизы. Возможно,
что этот прогиб является структурой древнего заложения и выполнен
на глубцне триас-юрскими образованиями. Об этом свидетельствует
-наличие нижнемезозойских отложений в Альминской впадине и появле-
ние их на северо-восточном склоне Симферопольского поднятия
(у с. Найденовка).
Складчатое основание поднятия разновозрастно. В центральной
части его вскрыты на небольших (215—370 м) глубинах метаморфи-
ческие сланцы предположительно докембрийского возраста (Мура-
тов, 1960). По-видимому, интенсивный гравитационный максимум
в поле остаточных аномалий, описанный А. И. Котляр (1964), отвечает
наиболее древнему участку фундамента антеклизы. По периферии под-
нятия встречены более молодые породы складчатого основания —
пермско-каменноугольные (?) у с. Мельничное, раннемезозойские
РАВНИННЫЙ КРЫМ
421
у с. Найденовки’, палеозой-мезозойские (?) у с. Гвардейское. В южной
его части залегают поставленные на голову битакские среднеюрские
конгломераты. Впадина, которая ими заполнена, отделяет древний
фундамент Симферопольского поднятия от структур горного Крыма.
Погружение поверхности фундамента в северо-западном и север-
ном направлениях очень пологое и характеризуется углами 1,5—2,5°,
а в северо-восточном оно несколько круче (до 3—4°). Рельеф складча-
того основания сравнительно простой, однако он все же осложняется
локальными поднятиями (в районе д. Давыдово, у пос. Рассвет и др.).
Платформенный чехол Симферопольской антеклизы сложен мело-
выми, палеогеновыми и неогеновыми породами мощностью 200—800 я
и характеризуется наличием многочисленных перерывов с выпадением
отдельных ярусов и горизонтов.
Нижнемеловые отложения представлены мелководным, обычно
маломощным комплексом готерив-баррема и глинистыми породами
апт-альба. В направлении от Симферополя до с. Зуи мощность неоком-
ских образований увеличивается до 250—300 я. В то же время севернее
разрез неокома, вероятно, сильно сокращен, у с. Найденовки альбские
отложения залегают непосредственно на домеловых породах. Верхне-
меловые отложения в пределах Симферопольского поднятия отсутст-
вуют, появляясь лишь на его склонах, где они представлены неполно.
На нижнемеловых образованиях трансгрессивно залегают средне-
эоценовые нуммулитовые известняки, на севере они перекрываются
отложениями верхнего эоцена, среднего миоцена, сармата, понта и
плиоцена. Майкопские (олигоценовые) отложения развиты лишь за
пределами поднятия.
Контуры Симферопольского выступа хорошо вырисовываются по
поверхности альбских и эоценовых отложений (Каменецкий, 1963),
а также на картах суммарных мощностей нижнего мела и палеогена.
По кровле сарматских глин примерно вдоль линии Ново-Михай-
ловка — Хмельницкое — Ровное прослеживается полоса небольших син-
клинальных прогибов, которая так же выражена, как и Гвардейский
желоб, однако значительно смещена по отношению к нему к северу.
В осадочном чехле поднятия прослеживаются несколько линии
мелких складок северо-восточного и восток-северо-восточного прости-
рания, которым обычно отвечают неровности рельефа складчатого
основания. Наиболее четко выражены локальные поднятия по поверх-
ности средне- и верхнеэоценовых отложений. По кровле сарматских,
глин также намечаются структурные осложнения (у сел Марьино,
Тургеньевка и др.), однако амплитуда перегибов, как правило, очень
незначительна.
Располагаясь в пределах Скифской плиты, Симферопольское под-
нятие перекрыто породами, образующими северное крыло мегантикли-
нория горного Крыма. По своему положению Симферопольская анте-
клиза имеет известное сходство с Адыгейским, или Минераловодским,
выступом основания в пределах Северного Предкавказья. Подобно
тому как последний разделяет Предкавказский предгорный прогиб на
две части: западный, Кубанский, и восточный, Терско-Кумский, Сим-
феропольская антеклиза отделяет Альминскую впадину на западе от
Индольского прогиба на востоке.
В пределах поднятия пробурено несколько профилей и одиночных,
скважин, а также проведен комплекс геофизических работ, что позво-
лило довольно подробно изучить его структуру.
1 На продолжении Калиновского грабена.
422
ТЕКТОНИКА
Рельеф поверхности палеозоя и среднеюрских отложений сравни-
тельно простой, но все же здесь выделяются относительно приподнятые
и опущенные участки. В наиболее приподнятой части породы фунда-
мента залегают на отметках, близких к отметкам уровня моря. В более
высоких горизонтах резкость этих складок увеличивается, причем уве-
личение их амплитуды происходит за счет увеличения мощности альб-
ских глин, которая в сводах антиклиналей больше, чем в синклиналях.
С поверхности Симферопольское поднятие сложено среднеэоцено-
выми нуммулитовыми известняками, а на севере средним миоценом,
сарматом, понтом и континентальным плиоценом. В этих отложениях
довольно четко прослеживаются пологие складчатые изгибы слоев,
отражающие в преувеличенной форме неровности рельефа складча-
того основания. В то же время залегающие на поверхности неогеновые
отложения в пределах антеклизы, хотя и имеют, уменьшенные по
сравнению с соседними прогибами (Альминским, Калиновским) мощ-
ности, сохраняют примерно тот же фациальный состав. Следовательно,
формирование поднятия закончилось в неогене.
На современном этапе описываемая структура вырисовывается
как приподнятый участок Скифской плиты. В отложениях неогена про-
слеживаются две или три пологие антиклинальные зоны; на некоторых
из них выходят к поверхности отложения нижнего мела (Кырк, Калмук-
кара, Осма).
В последние годы на территории Симферопольского поднятия
были проведены детальные гравиметрические работы (А. И. Котляр),
давшие очень интересные результаты. В частности, была намечена
дугообразно изогнутая депрессия, тянущаяся из долины Малого Сал-
гира и огибающая Симферополь с севера. Предполагалось, что здесь
проходит разрывное нарушение в породах фундамента. Однако буре-
нием установлено, что эта депрессия представляет собой древнюю
доаптскую эрозионную ложбину — продолжение долины древней реки,
вытекавшей из Салгирской котловины на север и направлявшейся
в противоположность современному Салгиру не к востоку, а в запад-
ном направлении.
Новоцарицынское поднятие
Новоцарицынское погребенное поднятие было выделено Г. X. Ди-
кенштейном (1955), который высказал предположение, что крупная
положительная гравитационная аномалия, выявленная И. Б. Биркганом
и протягивающаяся от Белогорского района к средней части Арабат-
ской стрелки, отражает структуру глубоких горизонтов мезозоя и соот-
ветствует поднятому участку складчатого герцинского фундамента.
Это поднятие, как отмечает Г. X. Дикенштейн, ограничивает край
Индольского прогиба. Наличие выступа позднее было подтверждено
злектроразведочными данными (Гуревич, 1959).
Многие исследователи (Гуревич и Чирвинская, 1959; Бурштар,
1960; Черняк и Богаец, 1961; Каменецкий, 1963) разделяли точку зре-
ния Г. X. Дикенштейна в отношении природы Новоцарицынской ано-
малии. Другие (А. В. Чекунов, Г. А. Лычагин) полагали, что аномалия
может быть обусловлена наличием в фундаменте магматического тела,
внедрившегося по глубинному разлому. В. Б. Соллогуб (1960) связы-
вал аномалию с разломом в палеозойском фундаменте, продолжая
его на юг, как и Г. А. Лычагин (1958), в горный Крым, а на север —
в район Мелитополя.
Проведенными в 1962 г. Институтом геофизики АН УССР сейсми-
ческими исследованиями (КМПВ и ГСЗ) установлено, что по профилю
РАВНИННЫЙ КРЫМ
423
Джанкой—Феодосия поверхность фундамента действительно образует
пологий антиклинальный перегиб с минимальными глубинами (около
3 км от поверхности) в зоне Новоцарицынской аномалии (Соллогуб,
Чекунов, Павленкова, Хилинский, 1964). В плане этому перегибу соот-
ветствует структурный выступ. Вместе с тем расчеты показали, что
основной гравитационный эффект вызван наличием плотных масс на
больших глубинах.
Данные сейсморазведки подтвердились бурением Нижнегорской
параметрической скважины, вскрывшей на глубине 2745 м метаморфи-
ческие зеленые сланцы. Скважина остановлена при забое 3208 м
в интрузивном теле основного состава, представляющем собой, по-види-
мому, дайку или силл (Савицина, Плахотный, 1965) небольшой
(25—30 м) мощности. Л. Г. Плахотный относит эти породы к докем-
брийским, слагающим байкальское основание.
Сопоставление материалов профиля КМПВ с результатами бурения
показывает, что в пределах Новоцарицынского выступа и его южного
склона сокращены мощности меловых отложений, резко возрастающие
в сторону Сивашского прогиба и заметно увеличивающиеся (к югу от
крупного нарушения) в сторону Индольского прогиба. В разрезе
Нижнегорской скважины кампан залегает с глубоким размывом на
апте, а мощности нижнемеловых (готерив—апт) и верхнемеловых
(кампан—даний) отложений составляют соответственно 450 и 580 м.
Учитывая данные по Мельничной и Найденовской глубоким сква-
жинам, а также результаты структурного бурения на Красногвардей-
ской площади, становится очевидным, что Новоцарицынский выступ
является естественным продолжением на восток Симферопольского
поднятия. Далее к востоку эта относительно приподнятая зона протя-
гивается в пределы Азовского моря.
Современное положение и контуры выступа предопределились
погружениями мезозойского времени, развивавшимися с севера в связи
с формированием Сивашского прогиба, и интенсивными опусканиями
кайнозойского времени, захватившими южный приподнятый край
платформы при формировании Индольского прогиба. В залегании кай-
нозойских отложений Новоцарицынский выступ почти не отражается.
Локальные структурные формы на восточном продолжении Ново-
селовского поднятия почти не изучены. По данным геологической
съемки и сейсморазведки намечается ряд осложняющих это поднятие
структур, однако наличие их нуждается в подтверждении бурением.
В частности, в районе с. Дубровское установлено поднятие по кровле
эоцена с амплитудой 80—90 м.
Индольский прогиб
Индольский прогиб выделен М. В. Муратовым (1949) как западная
оконечность единого Индоло-Кубанского краевого прогиба, сформиро-
вавшегося в конце палеогена—начале неогена, одновременно с круп-
ным поднятием Кавказа и горного Крыма. Южная граница его на
Керченском полуострове протягивается по Парпачскому гребню,
а западнее — по Внешней Предгорной гряде.
Как показано в работах Г. X. Дикенштейна (1957), Г. А. Лычагина
(1958), А. В. Чекунова (1957) и других исследователей, Индольский
неогеновый прогиб развивался на отложениях, слагавших более древ-
ние прогибы, располагавшиеся примерно в том же месте в мезозое и
раннем кайнозое.
В пределах рассматриваемого прогиба развита мощная толща
олигоценовых и неогеновых образований. Осевая часть прогиба по
424
ТЕКТОНИКА
отложениям майкопской серии проходит у южного конца Арабатской
стрелки. Мощность майкопских отложений превышает здесь, очевидно,
3,5 км, так как в районе с. Каменское скважина не вышла из среднего
Майкопа при глубине 3003 м. В западном направлении происходит
уменьшение мощностей Майкопа (до 1780 м у с. Пушкино), а затем
на склонах Симферопольского поднятия они полностью выклини-
ваются.
Осевая линия неогенового прогиба смещена несколько к северу.
Максимальные мощности неогеновых—антропогеновых отложений за-
фиксированы в районе с. Шубино, где они достигают 800 м.
Таким образом, Индольский прогиб характеризуется огромными
мощностями кайнозойских отложений, возрастающими в восточном
направлении и сокращающимися на запад, в сторону Симферополь-
ского выступа, где обрисовывается замыкание прогиба.
Северо-западная граница прогиба проводится по склонам Ново-
царицынского погребенного поднятия. Однако эта граница весьма
отчетлива лишь в гипсометрии фундамента и нижних горизонтов оса-
дочного чехла. По кайнозойским отложениям Индольский прогиб фак-
тически сливается с Сивашским, и северную границу наиболее погру-
женной его части можно наметить лишь условно по увеличению гра-
диента погружения палеогеновых горизонтов.
В пределах западного замыкания Индольского прогиба локальные
структуры почти не выявлены. В районе с. Шубино по кровле сармат-
ских глин выделяется малоамплитудное (5—7 м) поднятие юго-восточ-
ного простирания, которому по поверхности майкопских отложений
отвечает структурный нос.
По данным сейсмических исследований, в западной части прогиба
намечается несколько структурных осложнений в отложениях палео-
гена и мела.
Антиклинальные перегибы зафиксированы также в южной части
Арабатской стрелки.
В пределах северо-западного крыла Индольского прогиба, в зоне,
примыкающей к крупному разлому, фиксируемому по данным КМПВ
(Соллогуб, Чекунов и др., 1964), не исключена возможность наличия
локальных складок.
Южное крыло Индольского прогиба в пределах Керченского полу-
острова севернее Парпачского гребня имеет очень сложное строение.
Здесь его строение осложняет целая система антиклинальных складок,
вытянутых широтно и сложенных в ядрах майкопской серией, а на
крыльях — средне- и верхнемиоценовыми отложениями. Описание этих
складок дано выше (см. стр. 388).
Альминская впадина
Альминская впадина, выделенная впервые П. А. Двойченко (1926,
1927), расположена в юго-западной части равнинного Крыма и ограни-
чена: на севере — Новоселовским поднятием, на востоке — Симферо-
польской антеклизой, а на юге и юго-востоке мегантиклинорием горного
Крыма. Западная ее часть продолжается под дно Евпаторийского за-
лива Черного моря.
Геофизическими исследованиями в ее пределах установлено не-
сколько приподнятых участков, из которых наиболее северный, выявлен-
ный гравиметрической съемкой и подтвержденный в дальнейшем сей-
смическими и буровыми работами, известен как Сакское валообразное
поднятие. К северу от него простирается Калиновская депрессия (про-
гиб, по Г. А. Лычагину), на востоке протягивающаяся к с. Гвардей-
РАВНИННЫЙ КРЫМ
425
скому. Эта депрессия отделяет Симфе-
ропольское поднятие от Новоселовского.
Альминская впадина — это типичная
платформенная структура, выполненная
отложениями мела, палеогена, неогена и
антропогена. Меловые отложения несо-
гласно залегают на породах юры (?) и
таврической серии (рис. 100).
Домеловые отложения вскрыты на
Сакской площади (скважины 1 и 2), а
также в районе с. Николаевка (скв. 1-Р).
В Сакских скважинах в верхней части
разреза значительную роль играют пес-
чаники, алевролиты и аргиллиты, содер-
жащие редкие прослои известняков. В
низах породы более сланцеватые, они
имеют облик как бы сланцев, но без вто-
ричного изменения минералов.
В Николаевке (скв. 1-Р) под мело-
выми отложениями также встречены тем-
ные почти черные сланцеватые аргилли-
ты, дислоцированные, с углами падения
(по керну) до 60°. По сравнению с кер-
ном из таврической серии района Качи
(скв. 1-Р) они отличаются только нали-
чием сланцеватости.
Абсолютные отметки кровли домело-
вых пород в Сакских скважинах в преде-
лах 740—860 м, у Николаевки 1160 м.
Такое приподнятое залегание домелового
основания в районе Сак объясняется на-
личием здесь валообразного поднятия,
выраженного в домеловых породах. По
данным сейсмических исследований, мак-
симальное погружение пород домелового
основания в Альминской впадине состав-
ляет 1800—2000 м.
Как в пределах Новоселовского под-
нятия, так и в Альминской впадине доме-
ловые породы рассечены разрывными на-
рушениями, зафиксированными геофизи-
ческими исследованиями. Одно из них,
северное, отделяет Альминскую впадину
от Новоселовского поднятия, второе —
южное, по мнению А. В. Чекунова,
И. А. Гаркаленко и Г. Е. Харечко (1955),
представляет собой глубинный разлом,
проходящий на границе между горным
Крымом и Скифской плитой. Кроме того,
намечаются также субмеридиональные
нарушения, простирающиеся по линии
Бахчисарай — Тепловка и Николаевка —
Саки.
Разрывные нарушения в меловых и
палеогеновых отложениях не установлены.
100. Геологический разрез через Альминскую впадину, Новоселонекое поднятием Северо-Новоселовскую антиклиналь (профиль III—III на рис.
101). (’оставила II. И. Черняк, 1966 г.
426
ТЕКТОНИКА
Альминская впадина начала формироваться в нижнемеловое время,
что было связано с общим опусканием всего равнинного Крыма.
В настоящее время в пределах Альминской впадины пробурено не-
сколько скважин, из которых только три прошли полный разрез неоге-
новых, палеогеновых и меловых отложений. Суммарная мощность всех
этих образований составляет 790 м у Сак и 1175 м у Николаевки.
Нижнемеловые отложения, представленные песчано-глинистыми об-
разованиями готерив-баррема и глинистыми образованиями апт-альба,
несогласно залегают на породах таврической серии (?) и местами,
возможно, юры. Мощность их довольно сильно меняется. Так, если
в скв. 9 у Евпатории она составляет 660 м, то в скв. 5 у Тарасовки
940 ж, в скважинах 1 и 2 в районе Сак 350—250 м, а в районе Нико-
лаевки всего лишь 75 м, уменьшаясь у Симферопольского поднятия до
40 м. Учитывая, что скважины были заложены на сводовых частях под-
нятий, можно допустить, что в пониженных участках она будет не-
сколько больше.
В конце альба произошло некоторое воздымание территории Аль-
минской впадины, возможно ее отдельных участков, что и вызвало от-
сутствие сеноманских и турон-коньякских отложений, в районе как
г. Саки (скв. 2-Р), так и Николаевки.
Начиная с кампанского, местами, возможно, турон-коньякского
времени, Альминская впадина испытывает погружение, которое наи-
более интенсивным было в Маастрихте. В позднем мелу произошло на-
копление карбонатных отложений мощностью от 200 до 350 м.
Центральная часть впадины, тяготеющая к Черному морю, в па-
леогеновое время испытала дальнейшее погружение, там накапливались
мергельно-известковистые отложения палеоцен-эоцена мощностью до
300 м и песчано-глинистая толща олигоцена (майкопская серия) мощ-
ностью до 250—300 м. Мощность последней резко уменьшается к северу,
востоку и югу, вплоть до полного их выклинивания.
Неогеновые образования залегают трансгрессивно на породах май-
копской серии и представлены мелководной карбонатной фацией, их
мощности достигают 230—290 м.
Исходя из анализа фаций и мощностей, можно допустить, что Аль-
минская впадина — сравнительно слабо прогнутая платформенная
структура, формирование которой связано с очень медленным прогиба-
нием поверхности ее основания.
В пределах Альминской впадины сейсмическими исследованиями
выделен ряд локальных поднятий — Кальчугинское, Николаевское и
другие, фиксирующиеся по отражающим горизонтам в юрских (?) по-
родах. Природа этих форм неясна, так как ни на одном из этих подня-
тий не производилось бурение. Можно предполагать, что эти локаль-
ные поднятия являются неровностями древней мезозойской или палео-
зойской поверхности, впоследствии перекрытыми различными горизон-
тами нижнего мела и вышележащим осадочным комплексом.
Новоселовское поднятие
Новоселовское поднятие занимает центральное положение в рав-
нинном Крыму и представляет собой большой, поднятый по разломам
выступ основания, осложненный второстепенными нарушениями. Он
обладает довольно плоской поверхностью и относительно крутыми скло-
нами и протягивается в широтном направлении от берега моря и Донуз-
лавского озера к Новоселовке и Красновке на протяжении около 90 км,
имея ширину около 30 км.
РАВНИННЫЙ КРЫМ
427
Наиболее поднятый участок выступа расположен восточнее Ново-
селовского, где поверхность складчатого основания вскрыта на абсо-
лютной отметке —844 м, а поверхность альбских отложений на отметке
—40 м. На альб здесь налегают непосредственно миоценовые отложе-
ния (сармат).
Новоселовское поднятие первоначально объединялось с Тарханкут-
ским валом как одна из его частей (Муратов, 1937; Дикенштейн, 1957;
Гуревич, 1959).
После проведения значительного объема геофизических исследова-
ний и бурения глубоких скважин за последние годы значительно уточ-
нилось представление о глубинной структуре равнинного Крыма и вы-
явилась необходимость отделить Новоселовское поднятие от Тархан-
кутского вала как совершенно различные по строению и истории струк-
турные элементы. Тарханкутский вал представляет собой по существу
несколько рядов складок, осложняющих строение южного крыла Кар-
кинитского прогиба. При этом эти складки отделены от Новоселов-
ского поднятия узким и длинным Донузлавско-Войковским грабеном,
выявленным еще ранее (Муратов, 1949).
Наиболее известные тектонические схемы как всего равнинного
Крыма, так и Тарханкутского полуострова были составлены М. В. Му-
ратовым (1937, 1960), В. В. Меннером (1947), Н. П. Балуховским
(1949), 3. Л. Маймин (1951), Г. X. Дикенштейном и др. (1958),
В. Г. Бондарчуком (1957, 1959), Г. А. Лычагиным (1958, 1963),
Н. И. Черняк (1958, 1963, 1964), М. В. Чирвинской и Б. Л. Гуревичем
(1958, 1959), Е. А. Щерик (1958), В. Б. Соллогубом и др. (1962, 1963,
1964), А. Е. Каменецким (1963) и другими исследователями.
Несмотря на некоторые отличия этих схем, иногда имеющие прин-
ципиальное значение, все авторы рассматривают центральную часть
равнинного Крыма как наиболее приподнятый участок Скифской плиты.
Однако границы Новоселовского поднятия и сопряжение его с окру-
жающими впадинами трактуются различно. Особенно спорным явля-
ется вопрос по поводу северного и восточного продолжения Новоселов-
ского поднятия и его сопряжения с Каркинитским и СивашСким про-
гибами.
Как и предполагали многие исследователи, равнинная часть
Крыма расположена в пределах складчатого основания, сложенного
палеозойскими и, возможно, более древними образованиями. Эти по-
роды в период герцинского орогенеза были собраны в складки и об-
разовали горную страну, в последующем разобщенную на ряд возвы-
шенных и погруженных участков. Такое расчленение палеозойского
складчатого основания и предопределило развитие всей этой области
в мезозойское время. Наиболее стабильными из этих участков оказа-
лись Новоселовское и Симферопольское поднятия, тогда как Каркинит-
ская и Сивашская впадины в меловое и палеогеновое время испыты-
вали интенсивное погружение. По характеру взаимоотношения различ-
ных стратиграфических комплексов в пределах равнинного Крыма до-
вольно четко выделяются два основных структурных этажа: домеловой
(палеозойский и нижнемезозойский) и мел-палеогеновый и неогено-
вый.
Нижний из них, сложенный дислоцированными и метаморфизован-
ными породами, вскрыт скважинами на Новоселовском поднятии
у сел: Каштановка (Красновская структура), Северское, Глубокое
(Тарасовская антиклинальная складка), Елизаветово, Шишкино (Кры-
ловская площадь).
Отсутствие палеонтологических остатков в скрытой части домело-
вых пород не позволяет с достаточной уверенностью определить воз-
428
ТЕКТОНИКА
раст пород той или иной части разреза палеозоя, а местами, возможно,
нижнего мезозоя или протерозоя. Однако детальное изучение литологи-
ческого состава этих отложений, а также степень их метаморфизма
позволили В. Г. Бондаренко, А. А. Савицыной и Е. В. Самарской вы-
делить несколько различных комплексов пород, довольно резко отли-
чающихся друг от друга. Анализ этого, пока еще очень незначитель-
ного материала по домеловым отложениям дает основание предпола-
гать, что породы Зуйского и Нижнегорского районов являются наи-
более древними образованиями, возможно протерозойскими, тогда как
породы, вскрытые в пределах Новоселовского поднятия, вероятно,
более молодые — палеозойские, а на некоторых участках, возможно, и
нижнемезозойские.
Представлены домеловые породы на Новоселовском поднятии глав-
ным образом темно-серыми до черного, углисто-серицитовыми и серици-
то-хлоритовыми сланцами, содержащими тонкие прослои песчаников и
мраморовидных известняков (села Урожайное, Чапаеве, Каштановка,
Глубокое). Несколько отличаются от них породы, встреченные на Ели-
заветовском поднятии, которые являются, вероятно, более древними,
а домеловые отложения из Октябрьской структуры, наоборот, более
молодыми. В районе Евпатории под нижнемеловыми образованиями не-
сколькими скважинами встречены дислоцированные известняки и доло-
миты.
Домеловые отложения наиболее высоко залегают в пределах
Новоселовского поднятия, погружаясь довольно резко в западном,
северном и восточном направлениях.
Так, в Новоселовском поднятии глубина залегания домеловых по-
род характеризуется такими отметками: у с. Каштановка 800л/, ус.Лу-
говое (скв. 9-Р) 840 л/, у Евпатории 850 м. К западу от структуры по
системе разрывных нарушений домеловой фундамент понижается от
1500 м в районе Крыловки до 3200—3600 м в Донузлавской депрессии.
Новоселовское поднятие четко фиксируется на картах гравитацион-
ного поля и структурных, составленных по меловым и палеогеновым от-
ложениям, а также на карте доолигоценовых пород (рис. 101). На по-
следней вырисовывается общая конфигурация Новоселовского подня-
тия в виде крупной антиклинальной структуры субширотного прости-
рания, сложенной в ядре нижнемеловыми и сеноманскими образова-
ниями и четко оконтуренной породами эоцена. Длина поднятия по ме-
ловым отложениям 65 км, ширина 25—30 км. Поднятие имеет асим-
метричное строение. Восточная его часть более приподнята, и в районе
с. Луговое вскрыты альбские образования, трансгрессивно перекрытые
породами сеномана. Эти породы слагают почти всю восточную часть
поднятия и на погружении несоглас'но перекрываются образованиями
кампана или среднего эоцена. Отложения сеномана зафиксированы
в районах сел Каштановка и Глубокое. В районе последнего они вы-
полняют ядро антиклинальной складки и трансгрессивно перекрыва-
ются породами сантона — турона.
Западнее линии Желтокаменка — Маевка в связи с общим погру-
жением поднятия разрез верхнего мела наращивается за счет появле-
ния маастрихтских и датских отложений, перекрывающихся в свою
очередь трансгрессивно породами эоцена.
Домеловые породы рассечены разрывными нарушениями на ряд
блоков. Наличие этих нарушений в домеловом фундаменте в настоящее
время доказывается геофизическими исследованиями, а некоторые из
них подтверждены и материалами бурения. Судя по геофизическим
данным, основная сеть дизъюнктивов приурочена к складчатому осно-
ванию.
РАВНИННЫЙ КРЫМ
429
В пределах Донузлавского озера намечается крупный разлом,
который отделяет Новоселовское поднятие от Каркинитского прогиба,
по данным В. Е. Бураковского и Б. Л. Гуревича (1965), этот разлом
имеет амплитуду порядка 1,5 км. В пределах Новоселовского поднятия
намечается сеть поперечных разломов.
Весьма вероятно, что устанавливаемые разрывные нарушения в до-
меловом фундаменте имеют различный возраст и глубину заложения.
Движение же по этим разломам могло происходить в различное время.
Одни из них затухали в палеозое или нижнем мезозое, а другие продол-
жали развиваться в альбское, домиоценовое или даже антропогеновое
время.
Рассматривая Новоселовское поднятие как основной, крупный тек-
тонический элемент приподнятого фундамента Скифской плиты в пре-
делах равнинного Крыма, необходимо отметить неполноту наших зна-
ний о его строении, в том числе и о строении нижнего структурного
этажа. Учитывая геофизические данные, можно допустить, что основ-
ная часть разрывных нарушений приурочена к породам домелового
фундамента (рис. 100, 102, 103).
В пределах Новоселовского поднятия, от с„ Шишкино на западе до
с. Красный Партизан на востоке, палеозойский фундамент залегает
примерно на одном уровне на глубине 1000—1500 м (см. рис. 103, проф.
IV—IV). В его теле намечается несколько крупных разломов домело-
вого, а также альбского возраста. Часть их, вероятно, юрского возраста,
некоторые возникли позже, в нижнемеловое и даже в предчокракское
время.
Особое развитие имеют верхнеальбские разломы, возникшие
в период общей активизации тектонических движений в Крыму. С ними
в ряде разрезов связаны крупные проявления вулканизма и магма-
тизма.
Геофизическими данными к северу от Евпатории установлено на-
рушение субширотного простирания, а буровыми работами в этом
районе под меловыми отложениями вскрыты известняки и доломиты,
возможно, пермского возраста. Севернее, у с. Шишкино (Крыловская
площадь), под нижним мелом располагаются различные сланцы, имею-
щие, вероятно, более древний возраст. Это дает основание предпола-
гать, что доломиты и известняки трансгрессивно перекрывали сланцы
верхнего палеозоя и имели гораздо большую площадь распростране-
ния, но затем в предмезозойское время были размыты (см. рис. 102,
проф. II—II). Возможно, что в пределах Новоселовского поднятия
существует еще несколько разломов домелового возраста, не оказавших
существенного влияния на историю развития и осадкообразования по-
род чехла.
Кроме древних разломов, не проявившихся в меловое и палеогено-
вое время, встречаются также унаследованные. Так, у с. Каштановка
на Красновской структуре в скв. 1 под нижнемеловыми отложениями
встречена мощная толща эффузивных пород нижнемезозойского или
палеозойского возраста. Их наличие свидетельствует о прохождении
здесь крупного домелового разлома, по которому и происходило излия-
ние лавы. Мощность образований неокома и апта между скважинами
2 и 1 (расположенных на расстоянии 2 км) почти не меняется, тогда
как мощность отложений альба в скв. 2 резко увеличена, что, вероятно,
обусловлено возобновлением движений по этому разлому в конце
альба.
По данным геофизических исследований, этот разлом имеет значи-
тельные размеры, простираясь от Красновской структуры к югу — в на-
правлении с. Тимошенко.
ТЕКТОНИКА
РАВНИННЫЙ КРЫМ
431
На всем своем протяжении с запада на восток палео-
зойские отложения несогласно перекрываются породами
нижнего мела (см. рис. 102, проф. IV—IV), имеющими
мощность 800—900 м, а на западе, у с. Шишкино, до 500 м.
Крыловский блок, ограниченный двумя разломами альб-
ского возраста, был приподнят выше уровня моря в сено-
манское время и опустился ниже его только в конце сан-
тона — турона. Четко усматриваются краевые верхнеальб-
ские разломы к западу от с. Шишкино (Крыловская пло-
щадь) и на востоке у с. Дубровское (скв. 676). Западнее
скв. 127 по геофизическим данным намечается три субме-
ридиональных разлома, по которым фундамент ступенчато
погружается в западном направлении. Это погружение до-
меловых пород сопровождается наращиванием осадочного
чехла за счет как увеличения мощностей, так и появления
новых стратиграфических горизонтов.
На севере и на юге Новоселовское поднятие также
ограничено разрывными нарушениями (см. рис. 100,
проф. III—III), из которых южное отделяет его от Альмин-
ской впадины, а северное — от Донузлавско-Войковского
прогиба. В триасово-юрское время рассматриваемое под-
нятие представляло собой приподнятую зону, откуда посту-
пал основной обломочный материал в окружающие его бас-
сейны. В готерив-барреме вся территория равнинного Кры-
ма испытывает погружение. Отложения этого времени, за-
легающие несогласно на эродированной поверхности доме-
ловых пород, представлены пестроцветными континенталь-
ными, прибрежными и мелководными отложениями. Мощ-
ность их колеблется от 10 до 100 м. Выше следуют песчано-
глинистые отложения апта сравнительно небольшой мощно-
сти (от 30 до 250-и). Основную часть нижнемелового разреза
составляют альбские образования, представленные глинами
и аргиллитами с прослоями песчаников и песков и пиро-
кластического материала. Мощность альбских отложений
довольно изменчива и составляет 200—720 м (рис. 104).
В верхнемеловое время Новоселовское поднятие вновь
испытывало ряд поднятий и опусканий, что вызвало с одной
стороны сокращение мощности меловых отложений, а с
другой — перерывы в осадконакоплении. Представлены они
главным образом известняками и мергелями, мощностью
400—600 м.
Палеогеновые отложения имеют более ограниченное
распространение в пределах Новоселовского поднятия.
Почти совершенно отсутствуют породы палеоцена, а май-
копские породы развиты лишь на склонах поднятия. Наи-
более распространены эоценовые образования, представ-
ленные нуммулитовыми известняками и мергелями.
В предсреднемиоценовое время произошла существен-
ная перестройка структурного плана. Новоселовское под
нятие в это время было сильно поднято и размыто, а за-
тем совместно с окружающими его прогибами вовлечено
в опускание; этим объясняется то, что породы миоцена
трансгрессивно перекрывают нижележащие отложения
вплоть до нижнего мела включительно. Максимальные
мощности миоцен-плиоценовых пород на Новоселовском
поднятии не превышают 100—120 м.
4000

Ю
200
О
000
7000
7000
2000
2000
0ООО
0000
4000
4000
0000
0000
0000
0000
0ap/>atfptfaf)
77? C
Crjcmp
Cccm
Craib
N
PS2
p9z~2
—p9i
Cr2rf
-4?
T2‘
’ Cr
-Cijmst
Cr?cmp
, Crzsnt + t
Cijcm -
’. Cqalb
РгГ’
Cr2snt-cn
CGopt-nc
C
Рис. 102. Поперечные
геологические разрезы
через Каркинитский про-
гиб (профиль I—I) и Но-
воселовское поднятие —
Каркинитский прогиб
(профиль II—II). Соста-
вила Н. И. Черняк,
1966 г.
000
^000
7000
2000
0г(7
2000
0000
0000
4000
Оересеч cnpotp У-V
cSumi/w
0ерезо0сл,ол
407 400 г-0 400 077
7&расо0с*-ая
700 Pg^st 0-0 7-0 000 000 004
Ml
ш 00паторийс*а/>
0 --
N
p92-"i
Or alb
Cr.apt + nc
Cr. cmp
Cr2d-pg,
Cr.rnst
Cijsnt-cn-t
-GtjCm
Cqalb
<Cr, apt ♦ nt
Cqapt + nc
• pr;
3
НЬь/ло&сная
c. СтаханоОна
SCO
7SCC
asaa
ОСОС
OSCO -
О 2
СХодненсиая
sac
-race
rsaa
aaaa
asaa
aaaa
ssaa
4 аса
4sac
saaa
ssac
ccca
ssaa
В
SS3
гарасоЗская
с /УшСокое
4СЙ 7—Р
6
сЛубройсио^ *°°с**'е ^P^aHt,
Cigcm
-₽9h:
. Cr^mst
Cr^cmp
Cijsnt-i
"^-c,rS"
' -Cqapt+nc
3-T
‘ Pzf?
у*
Спа Lb
Cn apt -nc
W)
с гарпоХиа
set
?caa
Рис. 103. Продольные геологические разрезы через Новоселовское поднятие (профиль IV—IV) и 1’_г
депрессию (профиль V—V). Составила Н. И. Черняк, 196б'г.

apt +пс
or alb
P3VN1
^J2
^Cr2mst
Cijcmp
Cr2snt-t
Cr2cm
C^-apt tnc
Садорненская
H/OfCH»-
ХерезоЗская
424 <
с Самана
Нулаково
SS7 SSS
с ОанфалоХиа
с Сой надо
30
~Й5ТЛ<
Cr,mst
Cr.d
C^msts
Or, amp
Or,«nt- t
Cr.cm
Каркинитский прогиб — Донузлаво-Войковскую
434
ТЕКТОНИКА
Мелящая c*f4-P Janaffao- 'Prmotfpf- сяая скв 9-P Да muff caff 1-P t> c * 4 * CJfP 8~P ffpimof- сяая crff 1-P lapacoff- сяая c/S S-P a о face вияогра- d'ofo Cffff S-P ло^сроя P/T>*-pj>/- J7>00 c^.7-P a p ae a er/в 2-P off ffCA CKff. 7—P
₽9з+ ' ₽92 - ^2 6^ -‘‘-70^ —40~~~ •777777777 — 11tP^ 77777777/ — ~^12S-^ -^140^— Lial40^.
ZZZZZZZZ/l 'SSSSSSS/l *77777777 77777777, ’77’7777'7’7/ 7777777'77, +
7////77ЛД '.^7777777. Y77//7/2/ ^7/77777,7 +
₽9i - ^•720^ M

'zzzz/ZVz
Сггс C^mst - Cr2cmp C^snt СП Cr2t С^сп - C^aib opt Cqnc - 3- T Pz &W:’ рй/ЗО-^ <й',-2оо:.:й
'WMW2,
i/ofO:-
420 ’ йззгз': /ЗОО:-: 7;:ooos--: й22ОО^ UZ-ZOi^.
722272722. i +
:: 'iff ': муо-^

v-JOO:/ т-ъма .. /220:-; ^20-4^. ^.g-p-^7 +
г J
ООО :4go :- :У430/: X/teO;;;, Li/ZAki; '~‘-2O-~J- ±

;7J7£.l. ™:-зоо& //coo/. :7j4o7 7^00:7 >';: 7ji>. j :'7/7io'7. :-,4lO./„ 1 +1

~ f p-.isop: K::24O/\ /:-.ioo.'\ .100:7 +
?

^.30-^- ^.fO^^. ^00^. ^-90^-
'////////I, 41 111/1 11,17777//// /////////.
777777/77, 77/7777777
? — Ч/2Ш/2/ '//г////// 77////T7/7 'MW/JV
+

11 offer ер oOc кая
Урожай-Чалае/to
ffoe
CKf.ff-P
/арасо&ся-ая
ск9. g-P
Cffff 1-Р
гое ~—гго
Cr.snt СП
£ впато-
рийсяая
Север-
ская
р9г
₽9j
Cr.d
ЕЖ
/200 ::
eo-^'
j \w\w
10
,\W,W>W ь
rz
Cr^mst
Crjcmp

Cr.c<n
Cr.alb
' 2iii42O2.
Cr^apt
Cr.nc
3
ssssssW3?s
. K\WW
ez
'•±120/4
Оя/пя6р1 ская caff 1-P Зайоряен сяая cag 1-P -Sepeoaff- саая cirg. 1-0
22fjff0^P- +
^223-2^4 +
+

+
^РО-^й. '^ЮОйЛ +
: 300 ;. i-:33f:/ 7/090/: +

T-jpO/X 7iiooo77 ^2.110^44. +
йаггойй iigoo/y 22И4Ойй +

1/200:-.':, :ii::4go;:/ i/fooi/i +

//430// Ш43О/> ^2t0/i, +

/040./: /:~4ОО/:- /7413/-1. ±_

^f.130^2. TiLtoo-iiii, ±

- + .

Il 4-11 +•

•2 >.•. —
я~х.?ООИ
2130^

£ggp KSik
Рис. 104. Схема размещения осадочных образований в пределах Новосе-
ловского поднятия и Каркинитского прогиба. Составила Н. И. Черняк,
1966
/ — участки, испытавшие воздымание (а) и опускание (б); 2—накопление осадков
и их мощность; <3 — отсутствие отложений, места размыва
РАВНИННЫЙ КРЫМ
435
Суммарные мощности меловых, палеогеновых и неогеновых образо-
ваний в пределах Новоселовкого поднятия не превышают 850—1400 м,
тогда как в пределах Каркинитского и Сивашского прогибов они уве-
личиваются до 3000—6000 м. При этом устанавливается увеличение
мощностей всех этих отложений от Новоселовского поднятия к западу,
востоку и к северу. Эта общая картина распределения мощностей, от-
четливо видная на геологических разрезах, осложняется только в пре-
делах локальных поднятий или флексурных изгибов.
Благодаря детальному изучению разреза по фауне фораминифер
(А. М. Волошина, Л. В. Проснянова, Л. М. Голубничая и М. А. Тка-
чук), а также анализу его по каротажным диаграммам (А. Т. Богаец,
В. Д. Фролов и др.) в разрезе осадочного чехла Новоселовского под-
нятия выявлено несколько перерывов: 1) в верхнем альбе, 2) между
альбом и сеноманом, 3) сеноманом и коньяк-туроном, 4) коньяк-туро-
ном и сантоном, 5) сантоном и кампаном, 6) кампаном и Маастрихтом,
7) Маастрихтом и датским ярусом и 8) в основании среднего и верх-
него эоцена.
Отложения осадочного чехла в пределах Новоселовского поднятия
образуют пологие антиклинальные поднятия, имеющие блоковое строе-
ние. Среди них выявлены и наиболее изучены Тарасовская антиклиналь
у с. Глубокое, Елизаветовекая, Красновская у с. Каштановка и Север-
ская.
Тарасовская антиклиналь сложена в ядре породами сеномана, ана;
крыльях сантон-туронскими и кампанскими породами. Кроме профиля
скважин, антиклиналь была оконтурена данными гравиразведки, со-
гласно которым ее длина около 10 км, а ширина порядка 3 км.
Складка асимметрична: южное крыло более крутое, северное — поло-
гое; высота около 200 м, простирание северо-западное.
Елизаветовекая антиклинальная складка, выделенная еще
К. К. Фохтом (1889), сложена в ядре породами сармата, а на
крыльях — понтом. По отложениям миоцена антиклиналь вытянута
в северо-восточном направлении на протяжении 25 км. Структурно-ко-
лонковым бурением под породами миоцена вскрыты отложения Мааст-
рихта и более низких горизонтов верхнего и нижнего мела. Антикли-
нального перегиба в породах верхнего мела не установлено. В районе
с. Северское сейсморазведочными работами МОВ установлена куполо-
видная антиклинальная складка размером 4X2 км. Амплитуда складки:
порядка 150 м.
Геофизическими работами в пределах Новоселовского поднятия по
меловым отложениям намечается еще целая группа аномалий, обуслов-
ленных, вероятно, наличием выступов в фундаменте или отображающих
флексурные перегибы в породах мела.
М. В. Муратов (1937) и В. В. Меннер (1947) полагали, что дисло-
кации Новоселовского поднятия, которые они включали в Тарханкут-
ский вал, протягиваются на восток к выступу суши в Сиваше в районе
с. Белостадное (Белый Кош). Несколько позже 3. Л. Маймин (1951)
пришла к выводу, что вал протягивается к востоку не в широтном,
а в северо-восточном направлении, и продолжение его следует искать
южнее г. Геническа. В настоящее время совершенно ясно, что о продол-
жении поднятия можно говорить лишь в отношении структуры мезозоя;
и фундамента.
Палеогеновые породы восточнее линии Горловка—Ястребовка—
Некрасово—Ровное почти моноклинально погружаются в сторону Вос-
точных Сивашей. В этом же направлении происходит увеличение мощ-
ностей палеогеновых и неогеновых отложений от 400—500 до 2350 м
28*
436
ТЕКТОНИКА
(в районе с. Белостадное). По кровле верхнего эоцена угол погруже-
ния на склонах Новоселовского поднятия составляет 2—3°, умень-
шаясь к востоку до 0°30'—1°. Простирание изогипс северо-западное,
а с приближением к зоне Джанкойско-Славянской группы складок
меняется на субширотное.
Справедливые в общем выводы Б. Л. Гуревича (1961) о сходстве
миоценового, нижнепалеогенового и верхнемелового структурных пла-
нов нуждаются в существенных уточнениях; их соотношение в восточ-
ной части Крыма оказалось гораздо сложнее, чем представлялось до
«сих пор.
Структурный план палеогеновых отложений имеет в значительной
мере наложенный характер и отражает особенности истории восточного
Крыма в кайнозое, развивавшегося на фоне погружеция Индольской и
Сивашской впадин. Восточное продолжение Новоселовского поднятия
в результате было погребено под кайнозойским комплексом отложений,
заполняющих наложенный Восточно-Сивашский прогиб.
Каркинитский прогиб
Каркинитский прогиб является широкой и глубокой впадиной,
-•сливающейся на востоке с Сивашской, с которой они составляют еди-
ную глубокую область опускания северной части равнинного Крыма.
Обе они расположены в области сочленения докембрийского фунда-
мента Восточно-Европейской платформы и Скифской плиты. Заполняю-
щие их мезозойские и кайнозойские осадочные толщи ложатся таким
образом как на палеозойское, так (в северной части) и на докембрий-
ское основание. В глубокой части впадины, по-видимому, присутствуют
юрские, а может быть и триасовые отложения платформенного типа,
сходные с такими же образованиями в пределах Добруджи и Западного
Предкавказья.
Начало формирования Каркинитского прогиба относится к концу
альба, когда, в противоположность Новоселовскому поднятию, Карки-
нитский прогиб начинает испытывать устойчивое погружение. В его
пределах без перерыва от нижнего мела до миоцена отложилось
3500—3600 м осадочных образований.
Особенно широко здесь распространены образования палеоцена,
эоцена и олигоцена, представленные карбонатно-глинистыми фациями.
.Максимальная их мощность приурочена к центральной зоне прогиба —
.Джарылгачской синклинали, несколько уменьшается она в сводовых
частях антиклинальных структур, что свидетельствует о довольно актив-
ном их формировании в палеоценовое и эоценовое время.
Суммарное увеличение мощностей осадочного чехла в пределах
Каркинитского прогиба происходит в северо-западном направлении
(см. рис. 102, проф. I—I и рис. 103, проф. V—V), к центральной части
прогиба, а к северу, в сторону Восточно-Европейской платформы, мощ-
ности осадочных пород вновь сокращаются (Черняк, 1965).
Домеловой фундамент в Каркинитском прогибе разбит дизъюнктив-
ными нарушениями и, вероятно, имеет блоковое строение. Наиболее
сильно поднят и нарушен он в южном крыле прогиба, которое ослож-
нено тремя рядами куполовидных складок, объединяемых иногда под
названием Тарханкутского вала. Достоверно установлено крупное на-
рушение, протягивающееся от Донузлава через Зимине—Рылееве.
С этим разломом связана Донузлавская депрессия, переходящая во-
сточнее в Войковский прогиб, расположенный между Новоселовским
РАВНИННЫЙ КРЫМ
437
поднятием и Северо-Новоселовской антиклинальной структурой. В целом,
эта узкая депрессионная зона известна под названием Донузлавско-
Войковского прогиба и служит как бы разделом между дислокациями
Новоселовского поднятия и южной бортовой частью Каркинитско-Си-
вашской погруженной области.
Как выяснилось в последнее время, Донузлавско-Войковский про-
гиб не является однородной структурой и его существование связано
с наличием системы субширотных разломов, ограничивающих с севера
Новоселовское поднятие. Западная часть прогиба (Донузлавская син-
клиналь), вероятно, более древняя и существовала уже в коньяк—ту-
роне (А. Т. Богаец, С. М. Захарчук, Л. Г. Плахотный, 1965). Особенно
интенсивно погружалась она в кампанское, маастрихтское и датское
время. Восточная часть прогиба (Войковский прогиб) отделяется от за-
падной перемычкой, имеющей блоковый характер (Куликовско-Панфи-
ловский блок). С конца альба вплоть до кампана этот блок оставался^
приподнятым (см. рис. 103, проф. V—V), в среднем эоцене он резко опу-
стился, и Донузлавская депрессия соединилась с Войковской. Таким
образом, Донузлавско-Войковский прогиб разновозрастный на различ-
ных участках.
К северу от Донузлавско-Войковского грабенообразного прогиба
расположена нарушенная складками и поднятием зона южного крыла
Каркинитского прогиба. Каркинитско-Сивашская погруженная область
характеризуется резким увеличением мощностей осадочного чехла,
в частности меловых пород, по сравнению с Новоселовским поднятием.
Обособление Каркинитской впадины от Сивашской основано на
представлении, во-первых, о существовании Каркинитского и Сиваш-
ского грабенов, заполненных нижними горизонтами (юра) осадочного
чехла (геофизические данные), и, во-вторых, о наличии поперечной при-
поднятой зоны (перемычки), разделяющей их (Чирвинская, Гуревич,
1959).
Что касается строения верхних горизонтов осадочного комплекса,
заполняющего впадины, то среди исследователей нет единого мнения
о существовании поперечного поднятия, выраженного в них, и его по-
ложении.
В свете последних геолого-геофизических данных совершенно оче-
видно, что в районе Перекопского перешейка палеогеновые и неогено-
вые отложения поперечной перемычки не образуют. Эти отложения
испытывают лишь подъем в направлении от Каркинитского залива
к востоку к Сивашам, и только между Балашовкой и Джанкоем, как
отмечает А. В. Чекунов (1964), образуют пологую седловину, разде-
ляющую Каркинитскую и Сивашскую части единой области кайнозой-
ских погружений Северного Крыма.
Вместе с тем по всем горизонтам осадочного чехла четко вырисо-
вывается в виде тупого угла выступ северного склона Новоселовского*
поднятия по линии Новоселовка — Раздольное. В пределах этого вы-
ступа глубины залегания домеловых пород гораздо меньше, чем к за-
паду и к востоку от него. Так, в районе Березовки они составляют
2,5 км, а у с. Меловое и у Джанкоя увеличиваются до 4 км. К этому вы-
ступу приурочена Виноградовско-Новоселовская зона повышенных зна-
чений силы тяжести северо-западного простирания. М. В. Чирвинская
и Б. Л. Гуревич (1959) интерпретируют ее как зону поперечных дисло-
каций.
Обращает внимание также сокращение мощностей нижнего мела
в районе Березовки (скв. 1) и в Новоселовской скв. 1 до 400—700 мг
в то время как западнее, у с. Меловое (скв. 4), они достигают-
2170 м.
438
ТЕКТОНИКА
Локальные структуры в пределах этой зоны, особенно по глубоким
горизонтам, приобретают северо-западное простирание, в отличие от
етруктур Тарханкутского полуострова.
Все эти данные указывают на существование различий в попереч-
ном направлении в широтной Каркинитско-Сивашской области погру-
жений (впадине) и подтверждают таким образом представление
П. А. Двойченко (1926), В. В. Меннера (1947), М. В. Муратова,
А. В. Чекунова (1964) и других исследователей о наличии здесь попе-
речного поднятия. Наиболее четко оно, вероятно, выражено по юрским,
нижнемеловым и сеноманским отложениям (Черняк, Богаец, Плахот-
ный, 1966). Возможно, эта структура наследуем элементы древнего
(домезозойского) структурного плана *.
К западу от Виноградовско-Новоселовской поперечной зоны под-
нятия и расположен собственно Каркинитский прогиб, в котором отчет-
ливо выделяется южный борт, наиболее погруженная осевая его часть,
и пологий северный склон.
Осевая часть Каркинитского прогиба расположена в пределах Кар-
кинитского залива. Она характеризуется большими мощностями палео-
геновых и неогеновых отложений, достигающих по сейсмическим дан-
ным порядка 3 км. И. А. Гаркаленко, Л.Б. Богаевский и Б. Д. Безвер-
хов (1964) отмечают, что по данным гравиразведки мощность осадоч-
ных отложений в осевой части прогиба еще больше, 7—8 км. В восточ-
ном направлении происходит воздымание кайнозойских отложений и
сокращение их мощности.
Сейсморазведочными работами (Соллогуб, Гаркаленко, Чекунов,
1965) в третичных отложениях наиболее прогнутой части Каркинит-
ского прогиба в низах палеогена выявлены структурные выступы: под-
нятия Шмидта и Голицына и впадины Михайловская и Павловская.
Глубинная структура наиболее прогнутой части Каркинитского
прогиба, судя по геофизическим данным, представляет собой грабен,
имеющий субширотное простирание длиной 170 км, при ширине
50—70 км.
Строение северного борта Каркинитского прогиба изучено лишь гео-
физическими исследованиями. Согласно этим данным, докембрийский
фундамент Восточно-Европейской платформы испытывает монокли-
нальное погружение к югу, а примерно вдоль северной береговой
линии Каркинитского залива намечается смена докембрийского фунда-
мента палеозойским, сопровождающаяся полосой узких грабенообраз-
ных впадин (Северо-Скадовская и др.).
По данным КМПВ и электроразведки, поверхность фундамента
осложнена поднятиями, контуры и характер которых пока не выяснены.
Широтным профилем КМПВ установлено наличие перегиба амплитудой
<50 м в отложениях мела у с. Ново-Софиевка (к западу от Скадовска).
Опорный сейсмический горизонт палеогена погружается монокли-
нально к юг-юго-западу под углом 0° 30'—2°. Однако не исключена
возможность наличия в осадочном чехле северного борта Каркинит-
•ского прогиба малоамплитудных антиклинальных поднятий.
, z Южный борт Каркинитского прогиба
Образования платформенного чехла в южном борту Каркинит-
ского прогиба образуют многочисленные ' складки, группирующиеся
в несколько антиклинальных линий, намеченных еще К. К. Фохтом
1 Следует ожидать, что в пределах северной части Причерноморья (район Вино-
градовской гравитационной аномалии) продолжение этой поперечной зоны может
быть отражено в гипсометрии докембрийского фундамента и нижних горизонтов оса-
дочного чехла.
РАВНИННЫЙ КРЫМ
439
(1889), которые позднее объединены М. В. Муратовым (1937) под на-
званием Тарханкутский вал.
Наиболее интенсивным рост этих структур был в предчокракское
время, он продолжался вплоть до плиоцена и четвертичного периода,
благодаря чему большинство антиклинальных складок хорошо выдер-
жаны в современном рельефе и образуют систему Тарханкутских воз-
вышенностей.
Таким образом, Тарханкутский вал является, по-видимому, весьма
молодым сооружением.
Наиболее крупные высокоамплитудные поднятия расположены
в первой самой южной зоне складок рассматриваемого вала. Сюда
входят Донузлавская, Октябрьская, Западно-Октябрьская (Громов-
ская), Родниковская, Меловая, Оленевская и Западно-Оленевская
антиклинали Тарханкутского полуострова, а также расположенные
восточнее Березовская и Северо-Новоселовская структуры.
Оленевская и Западно-Оленевская антиклинали рассматриваются
А. Т. Богайцем, С. М. Захарчуком и Л. Г. Плахотным (1965) как от-
ветвление от основной полосы складок.
В пределах первой зоны складок мощности палеогеновых отложе-
ний сильно сокращены вплоть до полного их отсутствия в сводах не-
которых структур (Меловой, Октябрьской, Березовской), что связано,
вероятно, в основном с их предчокракским размывом (см. рис. 104).
Амплитуда складок составляет обычно 200—300 м, достигая
иногда (Меловая структура) 700 м. Большинство из них асимметрич-
ны: обычно южные крылья у них более крутые. Многие из структур
осложнены нарушениями различного возраста: от нижнемелового до
неогенового.
Вторую зону складок образуют Карлавская, Глебовская, Красно-
полянская и Задорненская антиклинали.
Самой северной является Межводненско-Бакальская полоса под-
нятий, куда входят небольшие по амплитуде Межводненская и Бакаль-
ская структуры, а также, вероятно, Панская и Черноморская складки.
Наиболее крупной структурой южного борта Каркинитского про-
гиба является Северо-Новоселовская антиклинальная складка, которая
по характеру разреза и мощностям слагающих ее меловых пород (см.
рис. 100, проф. III), как это и предполагал Г. А. Лычагин, относится
к краевой части прогиба.
Северо-Новоселовская антиклинальная складка сложена на по-
верхности породами среднего и верхнего миоцена, трансгрессивно за-
легающими на породах Маастрихта, датского яруса, палеоцена и
эоцена. Длина структуры по поверхности меловых отложений 25—
30 км, ширина до 5 км. Амплитуда поднятия более 400 м.
Строение этой антиклинали довольно сложное. Есть основание
предполагать, что в сводовой части она осложнена второстепенными
поднятиями и изгибами, простирающимися в северо-западном направ-
лении.
По данным Б. Л. Гуревича, В. Б. Соллогуба и других, по северному
крылу Северо-Новоселовской структуры в домеловых отложениях
устанавливается крупное продольное нарушение. В представлении
В. Б. Соллогуба, А. В. Чекунова и др. (1963) амплитуда этого сброса
около 1,5 км, а к востоку, в сторону Джанкоя, она уменьшается до
0,8 км. Опущенным является северное крыло.
С юга Северо-Новоселовская структура отделяется от Донузлавско-
Войковского прогиба также разломом, проходящим почти в широтном
направлении. Возраст данного разлома, вероятно, верхнеальбский.
440
ТЕКТОНИКА
Кулисообразно к ней на северо-западе подходит Березовская анти-
клинальная складка, сложенная под миоценовыми отложениями поро-
дами. мела, палеоцена и эоцена. По меловым отложениям структура
вытянута в запад-северо-западном направлении на 8 км при ширине
до 3 км. Высота ее по палеогеновым породам до 250 м, она несколько
уменьшается с глубиной. Свод широкий и пологий, углы падения до
15°. По отложениям нижнего мела структура нарушена крупным раз-
ломом (см. рис. 102, проф. II—II). К северу от Северо-Новоселовской
структуры гравиметрическими исследованиями зафиксированы локаль-
ные максимумы силы тяжести, которые интерпретируются как положи-
тельные структуры, выраженные в породах мела.
Западнее, вдоль южного края Каркинитского прогиба, протягива-
ется приподнятая зона фундамента, к которой приурочена Мелово-
Октябрьская зона кулисообразных складок (см. рис. 101). В этой зоне
буровыми скважинами вскрыт полный разрез осадочного чехла.
Детальное сопоставление разрезов, произведенное А., Т. Богайцем,
С. М. Захарчуком и А. Г. Плахотным (1965), дало возможность уста-
новить здесь серию многочисленных разломов как альбского, так и
неогенового возраста (см. рис/102, проф. I—I). Домиоценовые раз-
ломы фиксируются также в пределах Оленевской антиклинальной
складки. Возможно, что разломы неогенового возраста развиты гораздо
шире, чем это изучено в настоящее время.
В последние годы детальным изучением геологии этого района за-
нимались А. Т. Богаец, С. М. Захарчук, А. Е. Каменецкий, Г. П. Ку-
рыло, П. К. Марков, Л. Г. Плахотный, В. Д. Фролов, Н. И. Черняк,
Е. А. Щерик и др., материалы которых и легли в основу описания тех
структур южного борта Каркинитского прогиба (Тарханкутского вала),
строение которых детализировано буровыми работами.
Меловая антиклиналь расположена на крайнем юго-западе первой
зоны и прослеживается от берега моря в северо-восточном направле-
нии. В присводовой ее части широко развиты известняки среднего
сармата, а в районе с. Меловое на поверхности обнажаются породы
среднего миоцена и верхнего мела — Маастрихта.
В ядре складка сложена породами Маастрихта и датского яруса и
окаймляется на крыльях отложениями палеоцена и эоцена. В западной
части вновь наблюдается выход маастрихтских пород, уходящих далее
к западу в сторону моря. Мощность осадочных пород, слагающих анти-
клиналь, составляет в сводовой части 3970 м (скв. 4-М), из них 1800 м
принадлежат верхнему и 2170 м нижнему мелу.
Длина антиклинали по породам верхнего мела 12 км, ширина 4 км,
высота около 700 м. Складка симметрична, углы падения 15—27°.
К северо-востоку от Меловой антиклинали кулисообразно распо-
ложено Родниковское поднятие. На поверхности, в сводовой части его
вскрываются караганские, майкопские и палеоценовые отложения,
трансгрессивно перекрытые породами среднего и верхнего сармата.
Размер Родниковской структуры по длинной оси 4 км, по короткой
2 км. Северное крыло крутое (14—20°), южное более пологое (12—
13°). Простирание широтное. По глубоким горизонтам структура не
изучена.
Западно-Октябрьская антиклинальная складка сложена на поверх-
ности известняками среднего и верхнего сармата. В своде, под караган-
скими отложениями, в ядре залегают породы палеоцена, а на крыльях—
нижний, средний и верхний эоцен. В строении структуры принимает
участие полный комплекс меловых пород мощностью в 3200 м, из
которых 2000 м приходится на верхнемеловые и 1200 м на нижнемело-
вые отложения.
РАВНИННЫЙ .КРЫМ
441
По подошве датского яруса длина складки 8 км, ширина 2 км, вы-
сота около 100 м. Углы падения пород на северном крыле не превы-
шают 17°, а. на южном увеличиваются до 23°. Строение складки по
нижним горизонтам осадочного чехла довольно сложное. В ее преде-
лах намечдется несколько нарушений различной направленности и
амплитуды, что значительно усложняет ее изучение.
Октябрьская брахиа’нтиклинальная складка расположена несколько
восточнее Западно-Октябрьской, имеет северо-восточное простирание.
На поверхности она сложена отложениями миоцена, трансгрессивно,
с резким угловым несогласием залегающих на породах дата в своде
структуры и палеогена на ее крыльях. Наиболее приподнятой явля-
ется центральная часть складки, в пределах которой на глубине
2722 м вскрыт домеловой фундамент. Эти же породы подсечены сква-
жинами на северном (скв. 5, на глубине 3310 м) и южном (скв. 2, на
глубине 2910 м) крыльях (см. рис. 102, проф. I—I).
На южном крыле проходит сброс с амплитудой от 100 до 600 м, по
которому опущена южная часть складки. Амплитуда его уменьшается
в западном и северо-восточном направлениях. На северном крыле
также зафиксированы нарушения, но более раннего, альбского, воз-
раста, к северу от которых увеличивается разрез альбских пород за
счет появления в нем новых пачек. Размер структуры по длинной оси
12 км, по короткой 4 км. Высота ее превышает 320 м. Углы падения
пород на северном крыле 12—16°, на южном 28—35°.
На юго-востоке Октябрьская антиклиналь ограничена Донузлав-
ским прогибом, простирающимся в северо-восточном направлении.
К северу от Мелово-Октябрьской полосы складок протягивается
синклинальная зона. Наиболее четко выражена Лиманская (Карад-
жинская) синклиналь, расположенная между Меловой и Оленев-
ской антиклиналями. Она протягивается в субширотном направлении,
несколько суживаясь и выполаживаясь при подходе к Родниковской
структуре.
Оленевская антиклинальная складка на поверхности сложена по-
родами сармата и мэотиса, углы падения в которых не превышают
1—3°. Отложения среднего миоцена с размывом залегают на породах
майкопской серии, под которыми вскрыты палеогеновые и верхнемело-
вые породы. По отношению к Меловой структуре Оленевская складка
более опущена. В ее ядре подошва Маастрихта залегает на глубине по-
рядка 1200 м, в то время как на Меловой около 200 м. Характери-
зуется она также увеличенными мощностями пород верхнего мела, что
связано с общим фоном увеличения мощностей в северном и северо-
западном направлениях. Так, если в пределах Меловой структуры по-
дошва верхнего мела залегает на глубинах порядка 1800—2000 м, то
на Оленевской структуре при глубине 3100 м не были пройдены породы
сеномана.
Оленевская антиклиналь вытянута почти в широтном направлении,
по длинной оси ее длина составляет 8—9 км, по короткой 1,5—3 км.
Складка имеет асимметричное строение. Падение эоценовых пород на
северном крыле составляет 12—23°, а южное крыло осложнено сбро-
сом субширотного простирания амплитудой 200—250 м. Углы падения
в ненарушенной части составляют 18—25°.
Карлавская антиклинальная складка вытянута в восток-северо-
восточном направлении и на поверхности в сводовой части слагается
верхнесарматскими известняками, трансгрессивно перекрытыми поро-
дами понта. Углы падения по сарматским известнякам 4—5°. В строе-
нии складки принимают участие также олигоценовые, палеоценовые и
. 4*
442 ТЕКТОНИКА
меловые породы. По кровле эоценовых отложений она опущена по от-
ношению к Оленевской структуре. Если в последней кровля эоцена за-
легает на глубинах 100—200 м, то здесь — на 500—600 м. Антикли-
наль по породам эоцена имеет северо-восточное простирание. Длина ее
около 9 км, ширина 1,6 км. Углы падения северного крыла 8—12°, юж-
ного 13—16°.
К югу от Карлавской антиклинали располагается Артемовская
синклиналь, осложненная на южном крыле Краснополянским подня-
тием.
Кулисообразно к Карлавской складке расположена Глебовская
брахиантиклинальная структура, вытянутая почти в широтном направ-
лении. Размеры ее 5X2,5 км. Углы падения достигают 14°. По отложе-
ниям палеоцена она имеет высоту 250—270 м, а по среднемайкопским
породам всего 70 м. Как и в Карлавской антиклинали, в ее строении
принимают участие палеогеновые и меловые породы, однако глубинное
строение этих структур еще не изучено.
Юго-западнее Глебовского поднятия кулисообразно к нему распо-
ложена небольшая Краснополянская складка, а к югу от Глебовского
поднятия установлена Дозорненская синклиналь, южнее кото-
рой начинается подъем слоев в сторону Октябрьской структуры.
Восточнее Глебовской брахиантиклинали расположено Кировское
поднятие, сложенное на поверхности породами верхнего миоцена. По
майкопским и эоценовым отложениям здесь вырисовывается небольшой
свод с вытянутой западной периклиналью, протягивающейся в виде
длинного структурного носа, осложненного также малоамплитудным
поднятием.
Задорненская антиклинальная складка сложена на поверхности по-
родами мэотиса и понта, а отложения среднего миоцена трансгрессивно
перекрывают образования майкопской серии. По эоценовым породам
эта антиклиналь более приподнята, чем Глебовская и Карлавская.
Здесь кровля верхнего эоцена залегает на глубине 300—400 м. Длина
структуры 10 км, ширина около 4 км. Углы падения северо-восточного
крыла 10—16°, юго-западного 15—17°. Складка изучена только по от-
ложениям палеогена. Ее строение по нижнему мелу еще не выяснено.
Западное периклинальное окончание Задорненской структуры по-
гружается к северо-западу в направлении Джарылгачской синклинали,
отделяющей Карлавскую группу складок от самой северной полосы
антиклинальных структур.
Наиболее погруженной является северная полоса складок (Меж--
водненская, Бакальская антиклинали и др.). Здесь эоценовые отложе-
ния залегают на глубинах порядка 1000 м.
Межводненская антиклиналь четко выражена на поверхности в по-
родах "“верхнего сармата. По отложениям палеогена она имеет1 субши-
ротное простирание’ с более крутым южным и пологим северным кры-
лом. Амплитуда складки порйдка 40 м. По меловым отложениям
структура не изучена.
К востоку от Межводненской вырисовывается Бакальская складка,
однако строение ее еще очень слабо ^изучено. Вероятно, поднятие имеет
небольшую амплитуду. ‘ .
Помимо описанных структур, в .той или иной степени изученных
бурением, в .пределах южного борта Каркинитского прогиба (Тархан-
кутского .вала) по геологическим, геофизическим и геоморфологиче-
ским данным- намечается еще значительное количество поднятий, строе-
ние которых, однако, в силу отсутствия данных бурения, пока не совсем
ясно.
РАВНИННЫЙ КРЫМ
443
Сивашская впадина
Сивашская впадина занимает северо-восточную часть Крымского
полуострова, дно Сиваша и прилегающую к нему часть материковой
суши. Она выполнена мощной (свыше 4—4,5 км) толщей меловых,
палеогеновых и четвертичных отложений.
Наиболее прогнутая часть впадины расположена в пределах
Скифской плиты и представляет собой сравнительно неширокую грабе-
нообразную депрессию в складчатом основании, заполненную, вероятно,
нижними горизонтами осадочного чехла. Судя по данным Генической
и Ново-Алексеевской скважин и материалам сейсморазведки, в строе-
нии ее принимают участие юрские отложения.
Следовательно, Сивашская впадина, как полагают многие иссле-
дователи (М. В. Муратов, Г. А. Лычагин, Н. И. Черняк и др.), является
унаследованной структурой по отношению к юрскому, а возможно, и
более древнему (пермо-триасовому) прогибу, и в ее строении можно
выделить как бы два этажа: нижний, представляющий собой грабено-
образную впадину нижнемезозойского возраста, и верхний, сложенный
верхнемеловыми и палеоген-неогеновыми отложениями, образующими
обширную и пологую депрессию.
Сивашская впадина является по возрасту в основном мезозойской
структурой, о чем свидетельствует соотношение мощностей соответст-
вующих отложений.
Сивашский грабен, образующий нижний структурный этаж рас-
сматриваемой структуры, располагается в северной части равнинного
Крыма. На западе он граничит с грабеном осевой части Каркинитской
впадины, а на востоке — с системой Северо-Азовских грабенов. Ориен-
тирован он в направлении, близком к широтному.
Таким образом, эта структура является одним из звеньев в цепи
грабенов и грабенообразных впадин, прослеженных по всему южному
окаймлению Восточно-Европейской платформы на протяжении более
700 км.
Этот вывод был сделан на основе комплексного анализа результа-
тов геофизических исследований последних лет и лег в основу текто-
нического районирования Причерноморья (Гуревич, Чирвинская, 1962).
Существование цепи грабенов по линии от Карпатской дуги на западе
до Ставропольского свода на востоке, четко выраженных на гравита-
ционных картах, позволило судить о характере центральной, наиболее
погруженной части Причерноморского прогиба, приуроченного к зоне
сочленения разновозрастных платформ (докембрийской и эпигерцин-
ской), слагающих его северный и южный борта.
Пробуренная в конце 1965 г. Балашовская скважина 4, располо-
женная примерно в центре Сивашского гравитационного минимума,
вскрыла весьма сокращенные мощности отложений осадочного чехла и
на глубине 2464 м вошла в комплекс метаморфизованных отложений,
возраст которых, вероятно, палеозойский. .На расстоянии около 7 км
к югу от этой скважины данными К(ЧПВ устанавливается наличие
глубинного разлома с амплитудой, достигающей 1,5 км, который при-
мерно совпадает с границей «безаномального» магнитного поля.
Обнаружение в Балашовской скважине 4 метаморфизованных пород,
возможно, палеозойского возрасда позволяет предположить, что зона
сочленения разновозрастных платформ имеет здесь весьма сложный
характер.
К югу мощность осадочного чехла резко увеличивается (Джанкой-
• скйе скважины 7,'8, 16 и др.), достигая, по данным КМПВ, 8 км.
444
ТЕКТОНИКА
Данные профиля КМПВ позволяют судить о наличии юрских,
а возможно и более древних (триасовых?) отложений в наиболее опу-
щенной части прогиба. Примерная глубина поверхности палеозойских
отложений по этому же профилю оценивается в 8 км. Все эти данные
позволяют провести сравнения Молдавского грабена с Сивашским и
рассматривать последний как образование мезозойского возраста, на-
ложенное на герцинское основание.
Юрские отложения, выполняющие собственно Сивашский грабен,
покрывает чехол меловых, палеогеновых и неогеновых образований.
Между юрскими, нижнемеловыми и посленижнемеловыми отложениями
следует ожидать основные несогласия структурных планов.
Верхний этаж Сивашской впадины, представленный чехлом верхне-
меловых— палеогеновых и неогеновых пород, ложится на сравнительно
маломощный комплекс нижнемеловых отложений южного склона
Украинского кристаллического щита.
У самой границы с грабеном, в районе с. Балашовки, сантонские
отложения залегают резко несогласно на породах нижнего — среднего
альба. В пределах этой зоны северного борта Сивашской впадины мощ-
ность осадочного чехла не превышает 2500—3000 м. Южнее, в наибо-
лее прогнутой грабенообразной части впадины, мощность чехла резко
возрастает за счет нижнемезозойских отложений.
Меловой Сивашский прогиб протягивается в субширотном направ-
лении, к западу в сторону Каркинитского залива и к востоку в сторону
северной части Арабатской стрелки. Там и происходит замыкание про-
гиба, фиксируемое по быстрому уменьшению глубин залегания фунда-
мента (до 1,5—2 км восточнее о. Бирючьего, по данным В. Б. Солло-
губа, А. В. Чекунова и др., 1963), воздыманию верхнемеловых гори-
зонтов и сокращению мощностей верхнего мела. В районе с. Счастлив-
цево (Арабатская стрелка) сантонские отложения вскрыты на 400 м
выше, чем у с. Медведовка.
Максимальные (свыше 1500 м) мощности верхнего мела в восточ-
ной части Сивашского прогиба установлены бурением в районе Джан-
коя. Восточнее, у с. Стрелковое, они уменьшаются до 450 м.
С юга Сивашский прогиб ограничен Новоселовским поднятием и
его восточным погребенным продолжением, протягивающимся к сред-
ней части Арабатской стрелки. Южнее крупного нарушения, установ-
ленного сейсморазведкой в районе Джанкоя, происходит, по-видимому,
подъем к югу меловых отложений и одновременное сокращение их мощ-
ностей и полноты разреза. Воздымание к югу верхнемеловых отложе-
ний установлено также на Арабатской стрелке, так, у с. Стрелковое
кампанские отложения залегают на 300 м выше, чем в районе с. Сча-
стливцево. При этом почти моноклинально погружающиеся к югу па-
леогеновые образования трансгрессивно срезают отложения Маастрихта.
Особенности глубинного строения Сивашского прогиба и соотно-
шение структурных планов отдельных стратиграфических комплексов
мезозоя пока не выяснены. Гораздо лучше изучена его структура по
палеогеновым и неогеновым отложениям.
По палеогеновым отложениям осевая часть Сивашской впадины
проходит через южную оконечность Перекопского перешейка и далее
к востоку примерно по линии селений Ишунь—Крепкое—Колоски—
Корнеевка—Сивашская. Погружение пород в направлении к осевой
части впадины происходит очень постепенно и характеризуется углами
0° 30'—1° 30'.
Между Джанкоем и Балашовкой расположена пологая седловина
(Чекунов, 1964), отделяющая рассматриваемую впадину от Каркинит-
РАВНИННЫЙ КРЫМ
445
ского прогиба, который раскрывается к западу. На востоке Сивашская
впадина сливается с Индольским (Восточно-Сивашским) прогибом.
Вдоль южного борта восточной части Сивашской впадины протя-
гивается линия локальных поднятий (Джанкойское, Восточно-Джан-
койское, Славянское, Стрелковое), служащая как бы разделом между
Сивашским и наложенным Восточно-Сивашским прогибами. Однако
эта граница весьма условная, так как по кайнозойским отложениям
прогибы образуют, по существу, единую Индоло-Сивашскую депрес-
сионную зону.
Джанкойское поднятие примыкает с востока к Северо-Новоселов-
скому поднятию, располагаясь на его продолжении, что особенно четко
видно на структурной карте по кровле сарматских глин. Поднятия сое-
динены небольшой седловиной, разделяющей Журавлевский и Полтав-
ский синклинальные прогибы.
По кровле эоценовых отложений Джанкойское поднятие представ-
ляет собой пологую брахиантиклинальную складку широтного прости-
рания с короткой и крутой западной периклиналью и пологой вытяну-
той восточной. Размеры структуры 18X5 км, амплитуда 45 м.
По отложениям среднего Майкопа складка имеет два свода. С юга
Джанкойская антиклиналь ограничена Журавлевским синклинальным
прогибом, раскрывающимся к юго-востоку.
Восточно-Джанкойское и Славянское поднятия выражены лишь по
нижним горизонтам палеогена. В отложениях олигоцена и миоцена им
соответствует структурный нос, являющийся продолжением восточной
периклинали Джанкойской складки. С глубиной эти поднятия стано-
вятся более четко выраженными.
Далее к восток-северо-востоку на продолжении этой линии скла-
док расположено Стрелковое поднятие. Судя по данным бурения
и геофизических исследований, основная часть структуры находится
в пределах Азовского моря. На Арабатской стрелке располагается лишь
западная периклиналь складки. Амплитуда поднятия по нижнемайкоп-
ским отложениям превышает 40 м. Вверх по разрезу она постепенно
уменьшается.
Вся эта линия складок имеет, по-видимому, приразломный харак-
тер.
Северо-восточнее, Джанкойской структуры кулисообразно к нему
расположена небольшая Калиновская складка. По кровле сарматских
глин ей отвечает структурный нос. С глубиной это поднятие замыка-
ется, и по эоценовым отложениям амплитуда его составляет всего лишь
20—25 м.
В северо-западном направлении от Джанкойской структуры отходит
протяженный Орловский структурный нос, полого погружающийся
в сторону Каркинитского залива. Кулисообразно к нему примыкает
Воинское (Красноперекопское) поднятие, представляющее собой
брахиантиклинальную складку запад-северо-западного простирания. По
кровле эоценовых отложений высота этого поднятия 20—25 м, раз-
меры 5X2 км. Углы падения пород на крыльях складки не превышают
1°30'.
С юга-запада Орловский структурный нос ограничен узким Пол-
тавским синклинальным прогибом.
В пределах пологого северного борта Сивашской впадины, восточ-
нее Перекопского перешейка, расположена крупная положительная
структура, известная под названием Балашовского (Гуревич, 1961)-или
Северо-Сивашского (Чекунов, 1957, 1960) выступа. По кровле сармат-
ских глин размеры этого поднятия в пределах изогипсы —200 м со-
ставляют 32X12 км. В наиболее приподнятой части структуры наме-
446
ТЕКТОНИКА
чается антиклинальный прогиб незначительной (3—4 м) амплитуды.
По кровле эоценовых отложений контуры поднятия менее четки и оно
имеет вид пологодугообразного выступа. Однако с глубиной, судя по
данным сейсморазведки, поднятие, видимо, становится снова более
четко выраженным.
А. В. Чекуновым (1964) высказано предположение, что Балашов-
ский выступ представляет собой структуру облекания докембрийского
фундамента на южном краю Восточно-Европейской платформы. Однако'
бурением под нижнемеловыми отложениями были вскрыты метаморфи-
зованные песчаники и изверженные породы (определения В. Г. Бонда-
ренко), вероятно, палеозойского возраста. Это позволяет полагать, что
Балашовский выступ, контролируемый разломами, принадлежит к крае-
вым поднятиям Скифской плиты.
Глава VII
ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ В КРЫМУ И ПРИЛЕГАЮЩИХ
К НЕМУ ЧАСТЯХ ЧЕРНОГО МОРЯ
Крымский полуостров с непосредственно прилегающими к его бере-
гам частями Черного моря относится к числу сейсмических регионов
Советского Союза.
Происходящие здесь сейсмические явления обычно редки и незна-
чительны, однако известны в далеком и недавнем прошлом (табл. 20),
а следовательно, вероятны и в будущем отдельные сильные и даже раз-
рушительные землетрясения. Дошедшие до нас данные, хотя и не явля-
ются полными, однако свидетельствуют о многих значительных земле-
трясениях, которые ощущались жителями Крыма в прежние времена.
По данным античных рукописей, более двух тысячелетий тому
назад в IV веке до современного летоисчисления произошло сильное
землетрясение в районе Боспора Киммерийского, т. е. Керченского
пролива. Имеются сведения о том, что в 480 г. землетрясением были
разрушены сооружения древнего Херсонеса (близ Севастополя).
В 1292 г. наблюдалось сильное землетрясение в районе Сугдеи (Суда-
ка). Через полвека после этого, в 1341 г., произошло землетрясение,
по-видимому, сопровождавшееся значительными волнами цунами в Чер-
ном море. Еще через 150 лет отмечалось разрушительное землетрясение
в районе Ялты, приведшее к паническому бегству местного населения.
Относительно сейсмических проявлений в Крыму за время с XV по
XVIII век никаких документальных свидетельств не сохранилось.
Довольно значительным было землетрясение на полуострове
в 1838 г. и особенно в 1869 г. в районе Судака, также сопровождав-
шееся цунами. За этим последовало сейсмически активное десятиле-
тие, в котором только один 1875 г. дал семь землетрясений силой от 4
до 7 баллов.
Наиболее памятными для Крыма являются землетрясения 1927 г.,
из которых сентябрьское достигало 8 баллов. Оно сопровождалось
человеческими жертвами, большими разрушениями и нанесло значи-
тельный материальный ущерб. Сопоставляя наиболее достоверные не-
инструментальные (макроскопические) данные о землетрясениях, про-
исшедших в Крыму за последние 160 лет, можно заключить, что земле-
трясение 11—12 сентября 1927 г. было самым сильным из всех. В ре-
зультате этого землетрясения 16 человек было убито, а более ста полу-
чили ранения0 и ушибы. На Южном берегу не оказалось ни одного
строения, которое бы в той или иной мере не пострадало. Только в Ялте
более 30 зданий оказались разрушенными настолько, что их пришлось
полностью разбирать, а около тысячи домов пострадали в такой мере,
что 3/4 их площади оказались непригодными для жилья. Почти поло-
вйна сельского населения восьмибалльной зоны землетрясения оста-
лась без крова.
На рис. 105, 106 приведены карты изосейст этого землетрясения,
составленные А. В. Вознесенским (1927) и Г. П. Горшковым (1947).
Общая плейстосейстовая площадь превосходит 1 млн. км2. По наблю-
дениям поверхностных волн этого землетрясения на удаленных сейсми-
448
ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ,
Таблица 20
Каталог ощутимых крымских землетрясений
с древнейших времен до 1924 г. включительно
Дата Время Места, где наблюдалось Наибольшее проявление интенсивности
IV век до н. э. — Керченский пролив Сильное
480 г. Осень г. Херсонес и весь Крым Разруши- тельное
1292 г. Январь Судак —
1341 г. — Крым Разруши- тельное
1471 г. Август Ялта
1751 г. — Кучук-Кой Слабое
1786 г. Март Кучук-Кой
1793 г. Ноябрь Крым [5-6 б.]
1802 г. Октябрь Севастополь и другие места 6 б.
1815 г. Май д. Аргин (Белогорск) 3—5 б.
1823 г. Декабрь Крым —
1827 г. Январь Крым —
1832 г. Январь Алушта и другие мёста 5 б.
1853 г. — Севастополь, Евпатория [5 б.]
1855 г., 30/Х Ночью Южный берег, Симферополь 6 б.
1859 г., 17/1 • 21 ч Южный берег, Ливадия [3-4 б.]
1861 г., 6/XII Ночью Севастополь, Балаклава 4—5 б.
1863 г., сентябрь Ночью Ялта и Южный берег 5 б.
1869 г., 6/IX Днем Массандра м Южный берег 4—5 б.
1869 г., 11/Х 13 ч 10 мин Судак и весь Крым 7 б.
1872 г., 20/III 7 ч 15 мин Ялта, Южный берег, Бахчисарай 5 б.
1872 г., 3/IV 18 ч 30 мин Феодосия и другие места 6 б.
1875 г., 11/ХП 21 ч Алушта и другие места Крыма 4 б.
1875 г., 25/VII 6 ч 28 мин Севастополь и весь Крым 7 б.
1875 г., 25/VII 17 ч Алушта, Южный берег, Симферополь 5 б.
1875 г., 25/VH 21 ч Алушта и Южный берег 3 б.
1875 г., 1/VIII 16 ч Феодосия и другие места Крыма 4-5 б.
1875 г., 8/VIII [13 ч} Феодосия и другие места 7 б.
1875 г., 9/VIII [3 ч] Феодосия 4 б.
1881 г., июль Днем Севастополь и долина р. Качи 4 б.
1885 г., летом [12 ч\ Севастополь 3-4 б.
1886 г., январь [20 ч} Алушта, Гурзуф 3—4 б.
1888 г., летом Ночью Судак [5 б.]
1890 г., сентябрь 12 ч Бахчисарай [5 б.]
1892 г., июль [12 ч] Ялта, Южный берег, Симферополь [5 б.]
1892 г., октябрь [15 ч] Алушта, Симферополь 5 б.
1893 г., апрель Ночью Гурзуф, Симферополь 4—5 б.
1893 г., июль [17 ч\ Гурзуф, Симферополь 4—5 б.
1897 г., 9/II [2 ч] Магарач, Симферополь Бахчисарай 4 б.
1897 г., начало августа [13 ч] [4 б.]
1897 г., середина августа Вечером Феодосия, Ялта Симферополь 5 б.
1899 г., май [2 ч] Гурзуф, Алушта, Симферополь 4 б.
1900 г., 7/V 3 ч Феодосия, Алушта 5 б.
1900 г., 8/VII 2 ч 40 мин Алушта, Партенит и другие места 6 б.
1902 г., 8/1 17 ч 30 мин Феодосия, Белогорск, Симферополь 6 б.
1903 г., 4/VIII [2 ч] Ялта, Алушта, Симферополь 4-5 б.
1903 г., октябрь [24 ч] Алушта, Гурзуф, Ялта, Симферополь 5 б.
1906 г., осень — Алушта, Ялта 3—4 б.
1907 г., август 7 ч и вечером Алушта, Кучук-Узень 3—4 б.
1907 г., [ноябрь] [1 ч] Ялта, Алушта 4-5 б.
1908 г., 22/IV 4 ч 30 мин Алушта, Ялта 5 б.
ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ
449
Продолжение табл. 20
Дата Время Места, где наблюдалось Наибольшее проявление интенсивности
1908 г., 30/V 11 ч Ялта, Симферополь 3—4 б.
1908 г., 31/V 1—3 ч Ялта, Южный берег и другие (до 6 б.
Джанкоя)
1908 г., август [Н ч} Судак 4 б.
1910 г., 17/VII [24 ч] Ялта, Гурзуф, Алушта, Бахчисарай 5 б.
1912 г., осень Ночью Ялта, Алушта и др. 4 б.
1913 г. Ночью Алушта, Симферополь
1914 г., июнь 14 ч Алушта 3-4 б.
1918 г., лето Ночью Алушта, Ялта, Симферополь 3—4 б.
1919 г., 26/XII 23 ч 50 мин Феодосия, Южный берег 6 б.
Севастополь и другие места 2 б.
1920 г., 11/1 4 ч 15 мин Карадаг (Планерское)
1923 г., 2/III 1 ч 15 мин Судак, Ст. Крым, Белогорск, Сим- 7 б.
ферополь
1923 г., 2/IV [И Алушта 3 б.
1923 г., апрель [20 ч] Бахчисарай, Симферополь 3 б.
1924 г., лето [16 ч] Алушта, Симферополь 3 б.
Примечание. Время указано местное.
ческих станциях его магнитуда М равна 6*/2 (Левицкая, 1961). Эпи-
центр землетрясения приходился на середину эпицентральной зоны
Ялтинско-Алуштинской группы очагов при глубине залегания очага
в пределах земной коры.
На рисунках 107, 108, 109 представлено несколько фотоснимков
разрушительных последствий землетрясения в Крыму.
Имеется много сведений о различных ощущавшихся в Крыму землетрясениях,
но они разбросаны по разным историческим и литературным источникам и не всегда
сопоставимы. Отдельные ценные данные встречаются у исследователей прошлого сто-
летия: П. С. Палласа (1881), X. Стевена (Ch. Steven, 1832), П. А. Сумарокова
(1803—1805), В. X. Кондараки (1875), В. Д. Соколова (1890) и др. Существовали
попытки собрать и систематизировать эти данные в форме каталогов.
Более полные списки крымских землетрясений представлены в каталоге А. Ор-
лова и И. Мушкетова, содержащем сведения о 10 землетрясениях (1893), в каталоге
А. И. Маркевича (1929), в каталоге В. В. Попова (1940), в перечнях А. Ф. Слуд-
ского (1928), А. X. Полумба (1933) и др. Наиболее полный каталог ощущаемых
в Крыму землетрясений составил симферопольский учитель и краевед М. В. Смирнов,
собравший и систематизировавший достаточно надежные сведения о 75 землетрясе-
ниях за два тысячелетия до 1924 г. (1931). В каталог М. В. Смирнова включены
также ощущавшиеся на территории полуострова землетрясения, очаги которых зна-
чительно удалены от Крыма (Карпаты, Румыния и др.). Каталог сильных землетря-
сений Крыма составлен С. В. Медведевым (1962).
По инструментальным наблюдениям сейсмических станций, с включением и
более слабых землетрясений, составлены каталоги: А. Я- Левицкой в «Атласе земле-
трясений СССР» (1962) и И. И. Поповым и 3. И. Ароновичем в материалах по
сейсмическому районированию полуострова.
Данные различных авторов взаимно дополняют друг друга. Нами еще раз тща-
тельно проверено сопоставление сведений, и в таблицах 20 и 22 приведен перечень
(каталог) ощутимых землетрясений Крыма по 1963 г. включительно, данные о кото-
рых можно считать наиболее достоверными.
В табл. 20 не содержится тех землетрясений, которые хотя и ощу-
щались в Крыму, но очаги которых находились далеко за пределами
крымской сейсмической зоны. Примером подобного явления служит
разрушительное землетрясение 23(11) января 1838 г., эпицентр кото-
рого находился в районе карпатской дуги. Это землетрясение ощуща-
лось в Румынии, Венгрци, на всем Балканском полуострове, во всей
29 Зак. '911
450
ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ
юго-западной части России, в Крыму, Киеве, Таганроге и т. д. (Евсеев,
1961). М. В. Смирнов в своем каталоге (1931) ошибочно считал, что
эпицентр этого землетрясения лежит в Черном море вблизи Крыма.
Кроме того, нами не включены такие данные о слабоощутимых отдель-
Рис. 105. Карта изосейст землетрясения 11 сен-
тября 1927 г. 1—изосейсты; 2—эпицентр
ных землетрясениях, кото-
рые являются очень сомни-
тельными.
105 ощутимых крымских
землетрясений, происшед-
ших за последние 160 лет,
по десятилетиям распреде-
ляются следующим обра-
зом (табл. 21). ,
Следует сказать, что по
крайней мере за последние
полтора столетия какой-ли-
бо простой закономерности
или явной цикличности в че-
редовании сильных землей
трясений в Крыму выявить
пока не удалось.
Представления о сейс-
мичности Крыма были зна-
чительно расширены и восполнены после организации систематических
инструментальных наблюдений и создания сети сейсмических станций
после землетрясения в 1927 г.
Сеть сейсмических станций
существовала до начала Великой
Отечественной войны 1941 г.,
когда они были ликвидированы.
Накопленный за 14 лет материал
сейсмических наблюдений позво-
лил уже тогда сделать ряд суще-
ственных заключений об особен-
ностях региональной сейсмично-
сти. Этими наблюдениями уда-
лось охватить явления, сопутст-
вующие сильному землетрясению
1927 г. Только за один 1928 г.
было зарегистрировано 97 крым-
ских землетрясений (афтершо-
ков), в 1929 г. их было 53,
в 1930 г. 34 с последующим до-
вольно быстрым ослаблением
процессов, генетически связанных
с предшествующим разруши-
тельным крымским землетрясе-
нием.
Были выявлены расположе-
ние. 106. Изосейсты землетрясения
12 сентября 1927 г.
ния эпицентров многочисленных
слабых землетрясений и в первом приближении порядок величины глу-
бин залегания очагов, которые оказались в 5—15 раз превосходящими
наибольшую глубину Черного моря. Тектоническая природа крым-
ских землетрясений не вызывала сомнений (Райко, 1930; Левицкая,.
1935, 1948).
ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ
451
Эпицентры наблюденных землетрясений оказались локализован-
ными на площади около четверти квадратного градуса, т. е. приблизи-
тельно на 2,5 тыс. км2 между 34 и 35° в. д. и 44 и 45° с. ш. (рис. 110).
Рис. 107. Балаклава. После 12 сентября 1927 г.
Рис. 108. Алушта. Рабочий уголок.
После 12 сентября 1927 г.
Рис. 109. Гурзуф. После 12 сентября
1927 г.
Были определены основные кинематические параметры крымских
землетрясений: времена пробега и скорости прямых объемных (про-
дольных и поперечных) сейсмических волн в пределах стокилометро-
вого расстояния основной группы очагов региона. А. Я- Левицкой был
составлен первый годограф сейсмических волн для Крыма.
Систематические инструментальные наблюдения показали, что
сейсмическая активность 1927 г. и последующих лет в Крыму давала
29*=
452
ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ
рецидивы из этой же эпицентральной зоны в виде отдельных трех-
пятибалльных землетрясений (М = 31/г—47г) в июле 1932 г., в январе
1933 г., в декабре 1934 г., в октябре 1935 г., в ноябре 1938 г., в августе
и декабре 1949 г., в июне 1953 г., в январе и феврале 1961 г. и в марте
и декабре 1963 г. В марте 1957 г. произошло ощутимое пятибалльное
землетрясение из Севастопольского очага при магнитуде М = 574, глу-
бине залегания очага в 10—20 км с координатами эпицентра: 44° с. ш.
и 33° в. д.
Результаты наблюдений явились материалом для сейсмостати-
стики и позволили сделать попытку первого приближения сейсмогеоло-
гической интерпретации в связи с современными представлениями
Рис. ПО. Эпицентры крымских землетрясений
в период 1928—1941 гг. Составила А. Я- Левицкая
Таблица 21
Распределение ощутимых землетрясений в Крыму по десятилетиям
Десятилетия 1805-1814 1815—1824 1825-1834 1835-1844 1845-1854 1955-1864 1865-1874 1875-1884
Число землетрясе- ний 0 2 3 0 1 4 4 8
Десятилетия 1885-1894 1895—1904 1905-1914 1915-1924 1925-1934 1935-1944 1945-1954 1955-1964
Число землетрясе- ний 12 5 11 7 37 3 3 5
о тектонических движениях Крыма и прилегающих областей. (Горшков,
Левицкая, 1946, 1947).
После восстановления крымских сейсмических станций в Симфе-
рополе, Ялте и Феодосии в 1945 г. они были значительно укреплены,
. а с начала 50-х годов переоборудованы и оснащены новой сейсмиче-
ской аппаратурой: сейсмографами общего типа (СК) и высокочувстви-
тельными региональными сейсмографами (СХ).
Небольшие, за последние годы редко происходящие ощутимые
землетрясения в Крыму способствовали забвению опасности вероятных
ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ
453
сильных местных землетрясений на полуострове и создали иллюзию
монотонно-слабой и незначительной сейсмичности региона вообще.
В действительности же процессы, связанные с изменением тектониче-
ских напряжений и накоплением потенциальной энергии упругих дефор-
маций на участке земной коры крымского региона, несомненно сущест-
вуют, и проблема их всестороннего исследования является актуальной.
Особого внимания в связи с этим требуют инженерно-сейсмологиче-
ские задачи и вопросы антисейсмической прочности возводимых
в Крыму многочисленных зданий и сооружений вообще и в 8-балльной
Рис. 111. Карта сейсмического районирования Крыма
1—граница зон балльности по ГОСТу (Медведев, 1957); 2 — граница зон балльности
по результатам работ ИМР АН УССР (1962). Римскими цифрами на карте обозна-
чена характерная для данной зоны балльность землетрясений
зоне вероятных землетрясений на южном побережье полуострова —
в особенности.
В работах по составлению генеральной карты сейсмического райо-
нирования СССР, проводившихся в 1962—1964 гг. при участии боль-
шого числа специалистов, был детально пересмотрен материал сейс-
мичности, сейсмического режима и сейсморайонирования Крыма. При
этом столь же детально были учтены инженерно-сейсмологические и
гидрогеологические особенности региона. Карта сейсмического райони-
рования кКрымского полуострова, уточненная И. И. Молодых (Моло-
дых, Куликова, Попов, Аронович, 1963), приведена на рис. 111. На ней
указаны границы зон балльности вероятных проявлений сильных земле-
трясений.
Большой материал инструментальных наблюдений, полученный за
последние 10—15 лет при помощи более чувствительной аппаратуры,
над довольно часто происходящими слабыми сейсмическими проявле-
ниями свидетельствует о постоянной сейсмической активности региона.
Новые данные о сейсмичности Крымского полуострова и дна Черного
моря существенно дополняют прежние представления. Подробные дан-
ные о всех землетрясениях Крыма и непосредственно прилегающих
к нему частей Черного моря систематически публикуются в «Сейсмо-
логическом бюллетене сети сейсмических станций СССР», регулярно*
издаваемом Институтом физики Земли АН СССР.
454
ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ
Каталог всех крымских землетрясений, интенсивности которых
соответствует магнитуда не менее М^З и положение эпицентров,
а в отдельных случаях и гипоцентров которых могли быть определены
•объективно по регистрации несколькими сейсмическими станциями,
представлен в табл. 22. Сюда не могли войти многочисленные более
слабые афтершоки 1927 и начала 1928 гг. вследствие того, что сейсми-
ческие станции Крыма начали свою совместную регистрацию после
указанного срока.
В табл. 22 не вошли также и те землетрясения, эпицентры кото-
рых хотя и располагались в Черном море, но находились за преде-
Рис. 112. Карта сейсмичности Черного моря и окружающих районов
1 — эпицентры землетрясений; 2 — эпицентры в глубоководной части моря; 3 — сейсмические
станции
лами крымской зоны. Так, например, на станциях Крыма были зареги-
стрированы слабые землетрясения от очагов, расположенных в глубо-
крводной котловине моря в 1962 и 1963 гг. До этого времени считалось,
’что в глубоководной плоской части Черного моря землетрясений не
происходит. 24 марта и 4 октября 1962 г. и 17 февраля и 12 августа
1963 г. были отмечены слабые землетрясения (М=3—3V4) в восточной
половине акватории между 42°, 6—42°, 9 с. ш. и 34°, 5—37°, 7 в. д. на
расстоянии более 300 км от Крымского полуострова.
Особый интерес представляют наблюденные слабые землетрясения
17 февраля 1963 г. и 20 мая 1964 г. в районе широты 45° и долготы 37°
в Черном море вблизи Анапы, подтверждающие существование само-
стоятельной сейсмичности региона Таманского полуострова и приле-
гающей зоны моря. На рис. 112 воспроизведена карта сейсмичности
Черного моря, составленная А. Я. Левицкой с добавлением эпицентров
землетрясений, наблюденных за последние годы.
Инструментальными наблюдениями, осуществляемыми в Крыму на
протяжении последних трех с половиной десятилетий, установлено, что
эпицентры близких землетрясений расположены преимущественно
в прибрежной зоне Черного моря в местах наиболее крутого падения
ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ
455
Таблица 22
Каталог крымских землетрясений за период 1927—1963 гг.
по инструментальным данным сейсмических станций
Дата Время Координаты эпицентра Глубина залегания очага Магнитуда (М) Примечания
широта долгота
1927 г., 26/IV 11 ч 21 мин 44°, 4 34°, 4 В земной коре 5^2 По данным удаленных станций
11/IX 22 ч 16 мин 44 ,4 34 ,5 То же 6»/2 То же
11/IX 23 ч 45 мин 44 ,5 34 ,6 я п 4з/4
12/IX 03 ч 20 мин 44 ,5 34 ,5 5^2
12/IX 06 ч 33 мин 44 ,4 34 ,6 п п 4з/4
12/IX 07 ч 42 мин 44 ,5 34 ,6 » я 4г/г
12/IX 13 ч 01 мин 44 ,4 34 ,5 99 я */2
12/IX 14 ч 24 мин 44 ,5 34 ,5 я п 5^2 Я я
16/IX 08 ч 22 мин 44 ,5 34 ,4 я п 4^2 я я
24/IX 06 ч 14 мин 44 ,6 34 ,5 п п 51/4 я я
1928 r., 14/IV 08 ч 55 мин 44 ,4 34 ,4 я Я З1/4 По данным станций Крыма
19/IV 18 ч 32 мин 44 ,3 34 ,0 я я 3i/4 То же
27/IV 08 ч 37 мин В р-не Ялты я я 4 я я
29/IV 07 ч 59 мин 44 ,3 34 ,4 п п 4^4
3/V 02 ч 21 мин 44 ,4 34 ,5 п п 3V2
7/V 21 ч 06 мин 44 ,5 34 ,6 » п 3‘/4 я я
16/V 08 ч 14 мин 44 ,4 34 ,5 п я 3V4 я я
22/V 23 ч 30 мин 44 ,0 34 ,4 п Я 3^2 я Я
23/V 15 ч 55 мин 44 ,6 34 ,3 Я я 31/4 я я
1/VIII 12 ч 02 мин 44 ,5 34 ,4 20 км 33/4 Я Я
13/X 15 ч 48 мин 44 ,4 34 ,4 10 км 3V4 я я
22/XII 05 ч 15 мин 44 ,4 34 ,2 30 км 31/г
27/XII 20 ч 44 мин 44 ,5 34 ,4 10—20 км 3‘Л я я
1929 r„ 19/1 16 ч 25 мин 44 ,4 34 ,2 30 км 3^4
17/III 21 ч 18 мин 44 ,0 34 ,3 40 км 31/2 я »
23/III 10 ч 05 мин 44 ,5 34 ,6 10 км 3^4 я я
25/IV 22 ч 43 мин 44 ,3 34 ,3 20 км зу6
1931 r„ 25/IV 16 ч 46 мин 44 ,4 34 ,4 20 км 4-4i/4 я я
10/V 22 ч 55 мин 44 ,3 34 ,0 В коре 3V4 я я
23/VI 12 ч 43 мин 44 ,2 34 ,3 99 33/4-4 я я
1932 r., 1/VII 00 ч 56 мин 44 ,5 34 ,3 (30 км) 4^4 По данным удаленных станций
1934 r., 26/XII 00 ч 25 мин 44 ,3 34 ,3 (20 км) 4^2 То же
1935 r., 10/X 08 ч 17 мин 44 ,6 34 ,6 В коре 33/4 По данным станций Крыма
1937 r., 23/VII * 21 ч 51 мин 44 ,4 34 ,2 40 км 31/4 То же
1938 r„ 11/1 13 ч 52 мин 44 ,5 34 ,4 В коре 4^4 я я
1941 r„ 22/11 05 ч 32 мин 44 ,3 34 ,4 40 км 3i/4 я я
29/V 12 ч 11 мин 44 ,3 33 ,1 В коре 4 я я
1947 r., 21/V 03 ч 10 мин 44 ,2 32 ,9 99 4 я я
1947 r„ 25/VIII 18 ч 38 мин 44 ,1 33 ,8 (20 км) 41/4- 4^2 я я
1949 r., 30/VIII 16 ч 50 мин 44 ,3 34 ,4 (40 км) 4^2 По данным удаленных станций
26/XII 05 ч 19 мин 44 ,3 34 ,4 (40 км) 4V2 По данным станций Крыма
456
ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ
Продолжение табл. 22
Дата Время Координаты эпицентра Глубина залегания очага Магнитуда (М) Примечания
широта долгота
27/XII 05 ч 44 мин 44°, 4 34°,4 В коре 3*/4- 3*/2 По данным станций Крыма
1953 г., 29/VI 05 ч 31 мин 44 ,4 34 ,4 20 км зу2 То же
1955 г., 20/VII 17 ч 19 мин 44,1 44 ,5 34 ,5 В коре 31/4
1/VIII 13 ч 43 мин 34 ,5 (30 км) 31/4
1957 г., 18/III 23 ч 17 мин 44 ,3 33 ,2 В коре 5i/4
17/IV 21 ч 14 мин 44 ,3 33 ,2 4
1959 г., 23/IX 15 ч 40 мин 44 ,6 34 ,6 3i/2
1960 г., 4/XII 21 ч 11 мин 44 ,7 35 ,1 40 км 3*/2
1961 г., 21/П 00 ч 32 мин 44 ,5 34 ,3 10 км 3V4
1963 г., 27/III 06 ч 11 мин 44 ,3 34 ,5 (15 км) 3
29/VI 02 ч 29 мин 45 ,1 37 ,0 — 3V4 (Вблизи Анапы)
23/XII 13 ч 16 мин 34 ,4 34 ,0 20 км зу2 По данным станций Крыма
континентальных склонов. Расположение очагов позволяет подразде-
лить их на три группы: Ялтинско-Алуштинскую, Севастопольскую и
Фео досийско-Керченскую.
Первая группа отличается наибольшей устойчивостью локализации
и компактностью сосредоточения эпицентров, а также интенсивностью
и частотой проявления землетрясений. Эпицентральная область этой
группы простирается с северо-востока на юго-запад на площади менее
трех тысяч квадратных километров между меридианами 33°, 9—34°, 7
в пределах широт 44°, 2—44°, 7 почти параллельно береговой линии
полуострова и линиям изобат в этом районе (см. рис. 110). К этой же
группе относятся и-очаги наиболее значительных землетрясений 1927 г.
с их афтершоками.
Две другие группы очагов, по крайней мере за последние 40 лет,
были менее активными в смысле сейсмических проявлений, хотя
в прошлом в них возникали также сильные землетрясения в 1869, 1902
и 1923 гг. в Феодосийско-Судакской и в 1875 г. в Севастопольской
зонах. Слабые землетрясения изредка возникают в этих зонах и теперь.
Очевидной генетической и временной связи между тремя отдель-
ными группами очагов землетрясений в крымском регионе не установ-
лено. Что же касается определения глубин залегания очагов крымских
землетрясений, то оно, к сожалению, еще не является достаточно
точным. Доступный для этого в условиях Крыма метод исходит из
предположения полной однородности и изотропности среды между
очагами землетрясений и пунктами наблюдений. В действительно-
сти же реальные свойства и геологическое строение земной коры
в крымском регионе настолько сложны, что геометрическая сейсмика
прямолинейных лучей, строго говоря, здесь не применима. Упрощенные
методы дают первое приближение значений координат очагов и, как
показала оценка, найденные координаты эпицентров имеют погреш-
ность до 0°,1, а глубина — до 10 км (Молодых, Куликова и др., 1963;
Ересько, 1956; Аронович, 1958). Нет сомнения в том, что очаги крым-
ских землетрясений, глубины залегания которых варьируют от 10 до
40 км, находятся в пределах земной коры.
ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ
457
приво-
очагов
слабых
77 ty£V0*cl
За 70 лет За 30лет За 730 лет
Рис. 113. График функциональной связи повто-
ряемости землетрясений
Д/ — среднестатическое число землетрясений данного
энергетического уровня (lg£), вероятного за один год;
Е — энергия землетрясений
ПОЗВОЛЯЮТ
статистиче-
Пространственно-временная устойчивость положения основной
Ялтинско-Алуштинской группы действующих очагов землетрясений
подтверждается сравнением расположения эпицентров крымских земле-
трясений за все время их инструментального наблюдения.
Более детальное рассмотрение позволяет обнаружить за последние
годы некоторую тенденцию пространственного перераспределения оча-
гов сейсмической активности с перемещением их эпицентров к перифе-
рии основной зоны (Аронович, 1958). Эта своеобразная миграция оча-
гов^ по-видимому, отражает новейшие тектонические процессы,
дящие к перераспределению напряжений в зоне возникновения
и, соответственно, мест выхода сейсмической энергии в форме
землетрясений.
Сравнительно большое
число и частота проявления
землетрясений
использовать
ские приемы оценки актив-
ности, повторяемости, а так-
же энергетической характе-
ристики сейсмических про-
явлений Ялтинско-Алуштин-
ской группы очагов. До-
вольно полный анализ та-
кого рода осуществлен со-
трудником зональной сей-
смической станции «Симфе-
рополь» 3. И. Ароновичем
(1963, 1964).
' -Сопоставляя число наи-
более слабых крымских зем-
летрясений, энергия ко-
торых Е (в джоулях) оце-
нивалась величиной 1g Е =
= 8—10, по наиболее надежным наблюдениям за 1951 —1961 гг. с при-
менением более чувствительной аппаратуры, с числом землетрясений
энергетического класса 1g£=11 (четырехбалльные) за три десятилетия
инструментальных наблюдений в Крыму (1931—1961 гг.) и, наконец, учи-
тывая все сильные землетрясения в Крыму за последние 150 лет по макро-
скопическим данным, возможно, как это сделал 3. И. Аронович, пред-
ставить картину повторяемости крымских землетрясений в качестве
функции числа наблюденных землетрясений от величины их энергии.
Подобная функциональная связь в виде «графика повторяемости»
с отнесением данных к площади в 1000 км2 и в среднем к одному году
наблюдений, показана на рис. 113, где величину ординат следует рас-
сматривать как среднее статистическое число землетрясений данного
энергетического уровня (lg£), вероятного за один год. По данной ста-
тистике, которая, к сожалению, основана пока еще на далеко недоста-
точных сроках наблюдений, следует, например, что землетрясение
в 4 балла (lg£ = 11), вероятно, бывает не реже одного раза в четыре
года, а землетрясение в 8 баллов (lg£=16) приблизительно не реже
одного раза в 200 лет и т. д. Для более точной оценки и уверенного
определения истинной повторяемости землетрясений в Крыму тре-
буются значительно более длительные сроки наблюдений. Так, напри-
мер, для возможности оценки повторяемости 7-балльных землетрясе-
ний с точностью до 10% потребовались бы данные наблюдений в тече-
ние пяти тысяч лет, для 5-балльных — в течение более чем тысячи
458
ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ
лет и т. д. Таково положение с выяснением повторяемости в настоящее
время. Тем не менее, полученная уже теперь кривая повторяемости
позволяет вскрыть существующую объективную закономерность в ха-
рактере относительной частоты проявлений землетрясений различных
энергетических уровней в крымском регионе: экспериментально полу-
ченные по наблюдениям сейсмических станций точки хорошо уклады-
ваются на прямую линию графика с угловым коэффициентом у = 0,35.
Кроме того, кривая повторяемости уже теперь позволяет сопоставлять
сейсмичность Крыма с сейсмичностью других регионов.
Согласно принятому условию в качестве меры «сейсмической
активности» региона рассматривается величина повторяемости земле-
трясений определенного
энергетического класса:
lg£=10. Для Крыма «ак-
тивность» оказывается рав-
ной 0,4. Это почти в десять
раз меньше сейсмической
активности такого, напри-
мер, региона, как район
Гарма в Таджикистане.
Более наглядно сейсми-
ческий процесс в регионе
можно представить в виде
освобождения сейсмической
энергии, которое перемежа-
ется интервалами нараста-
ния упругих напряжений
или накоплением потенци-
альной энергии упругой де-

Рис. 114. Ступенчатая кривая нара/стания напря- формации В зоне очагов,
жений Такой метод, предложенный
первоначально Беньоффом
(Аронович, 1963), для Крыма был применен Ароновичем (1958).
Рис. 114 представляет ступенчатую кривую нарастания напряжений,
прерывающегося время от времени происходящим освобождением
энергии в форме землетрясений крымской зоны. Кривая построена по
данным инструментальных сейсмических наблюдений за время с 1928
по 1961 гг.
1
j
Хотя наблюдения сейсмических станций в Крыму ведутся еще не
настолько длительно, чтобы охватить собой полностью вероятный цикл
тектонических явлений в рассматриваемом участке региона, тем не
менее полученный материал содержит определенный научный интерес.
Уже теперь можно видеть ряд этапов в развитии процесса:
а) в 1928—1929 гг., непосредственно следовавших за разруши-
тельным землетрясением 1927 г., еще продолжалась разрядка большой,
ранее накопленной потенциальной энергии в виде многочисленных
афтершоков. При этом освобождение энергии следовало быстрее, чем
накапливались новые напряжения внутри блоков основной очаговой
зоны;
б) в последующие ближайшие восемь лет уже перестало сказы-
ваться влияние значительной происшедшей разрядки напряжений и
нарастание упругой деформации возобновилось, не достигая, однако,
величины, превосходящей предела прочности пород;
в) в 1938—1947 гг. почти не наблюдалось выхода энергии в зоне
очагов, и, следовательно, там происходило дальнейшее накопление
ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ
459
энергии и напряжений. К сожалению, в 1942—1945 гг. в Крыму сейс-
мических наблюдений не проводилось, но, насколько известно, за это
время здесь не происходило ощутимых землетрясений;
г) в 1947—1949 гг. произошел ряд ощутимых землетрясений,
сопровождавшихся выделением накопленной за предыдущее время
энергии;
д) 1955—1964 гг. могут быть охарактеризованы нарастанием на-
пряжений в локализованной зоне очагов и в общем монотонно-слабыми
сейсмическими проявлениями, что логически можно рассматривать как
подготовку к последующему более или менее значительному землетря-
сению.
Подобные прогностические замечания, разумеется, следует рас-
сматривать осторожно, не считая их количественно определенными и
обоснованными. Вследствие недостаточности объективных данных для
выявления сложной закономерности мы все еще вынуждены пока исхо-
дить из априорных ожиданий очередных ощутимых землетрясений
в Крыму и высказывать лишь те или иные предположения по аналогии
«с явлениями, происходившими в прошлом.
Глава VIII
ГЕОМОРФОЛОГИЯ КРЫМСКОГО ПОЛУОСТРОВА
Рельеф Крымского полуострова исключительно разнообразен. На
сравнительно небольшой площади здесь сменяют друг друга равнины
и горы, слабо выраженные в рельефе долины пересыхающих степных
речек и глубокие каньоны, неприступные залесенные горные склоны и
пустынные поверхности венчающих их плоскогорий, живописные
обрывы Южного берега и заболоченные заливы Сиваша. Все эти осо-
бенности рельефа Крыма тесно связаны с его геологическим строением,
историей формирования и проявлением новейших тектонических движе-
ний. С учетом этих признаков и выделяются геоморфологические рай-
оны, описание которых приведено ниже. Кроме того, дается краткая
характеристика некоторых геоморфологических явлений, имеющих для
Крыма существенное значение: а именно карста, оползней Южного
берега Крыма, селевых потоков и грязевых вулканов Керченского полу-
острова.
ГОРНЫЙ КРЫМ
Крымские горы занимают южную часть полуострова, протягиваясь
с юго-запада на северо-восток огромной дугой шириной около 50 и
длиной 150 км. Они состоят из трех четко выраженных цепей. Южная,
наиболее высокая, получила название Главной гряды. К северу от нее
выделяются так называемые Предгорная и Внешняя гряды.
В рельефе западной и восточной частей Главной гряды наблю-
даются резкие различия, связанные с особенностями их геологического
строения.
На западе широко развиты плоскогорья с крутыми, местами обры-
вистыми склонами и полого-холмистой сглаженной поверхностью.
Главная гряда состоит здесь из соединяющихся друг с другом узкими
перешейками или совершенно изолированных горных массивов, таких,
например, как Ай-Петри, Бабуган, Чатырдаг, Демерджи, Долгоруков-
ская и Караби-яйла. Плоские вершины Крымских гор представляют
собой останцы некогда единого древнего пенеплена, приподнятого
новейшими тектоническими движениями на значительную высоту
(1100—1300 м над уровнем моря) и расчлененного глубокими речными
долинами. Нагорья Яйлы имеют ступенчатое строение. Особенно четко
выделяются здесь два разновозрастных уровня, получивших название
нижнего и верхнего плато Яйлы и отделяющихся друг от друга круто-
склонным извилистым в плане уступом высотою 150—200 м.
Верхнеюрские известняки, которыми сложены нагорья Яйлы,
сильно закарстованы. Следует отметить закономерную приуроченность
различных карстовых форм и их сочетаний к разновозрастным элемен-
там поверхности Яйлы. В частности, к наиболее древним по возрасту
возвышенным ее участкам, верхнему плато Яйлы, в основном приуро-
чены крупные эрозионно-карстовые котловины, в то время как на
поверхности нижнего плато интенсивно развиты преимущественно мел-
кие воронки разного типа. Наименее поражены карстом эрозионные
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
461
ложбины стока плиоценового возраста, развитые вдоль северной
окраины Яйлы (редкие воронки и кары). Самыми древними карсто-
выми формами, по-видимому, являются многочисленные пещеры, мор-
фология и направление которых тесно связаны с элементами трещино-
ватости известняков.
В западной части Главной гряды наблюдаются очень интересные
по своей морфологии и происхождению котловины, связанные с при-
способлением четвертичной эрозии к элементам домелового рельефа.
Они встречаются, например, в верховьях р. Танас, в пределах Салгир-
ского грабена и Молбайской котловины. Но особенно интересны в этом
отношении Байдарская и В арнаутская долины, представляющие собой
обширные впадины, крутые склоны которых сложены юрскими, а в пло-
ском днище обнажаются нижнемеловые глины. Многие исследователи,
в том числе А. А. Крубер и Б. Ф. Добрынин, считали их карстовыми
котловинами типа вскрытого полья. Однако, как показали работы
А. С. Моисеева и других геологов, происхождение их, по-видимому,
более сложное и обусловлено, помимо карста и эрозии, тектоническими
причинами (древние прогибы, частично ограниченные сбросами). По
материалам Крымской экспедиции МГРИ (М. В. Муратов, И. В. Архи-
пов, Е. А. Успенская, В. М. Цейслер), в районе Байдарской долины
в предмеловое время образовались крупные эрозионные понижения,
формирование которых было связано с общими поднятиями суши и
размывом распространенных в пределах древнего прогиба глинистых
отложений верхней юры. Впоследствии понижения древнего эрозион-
ного рельефа были заполнены глинами нижнемелового возраста. При-
чем в эту эпоху, по-видимому, тектоническое прогибание впадины также
продолжало развиваться. В четвертичный период эрозионная деятель-
ность приспосабливалась здесь к понижениям древнего тектонического,
эрозионного и карстового рельефа, преимущественно размывая выпол-
няющие их нижнемеловые глины.
Для среднего склона Главной гряды, особенно для верховьев
Альмы и Качи, где распространены легко размываемые глинистые
породы средней юры и таврической серии, характерна сложная сеть
V-образных речных долин, разделяющихся узкими ветвящимися водо-
разделами с очень крутыми склонами и сглаженными округлыми кон-
турами вершин, имеющих близкие высотные отметки.
В восточной части Главной гряды, где юрские известняки фациаль-
но замещаются мощной флишевой толщей, характер рельефа резко
меняется. К плотным известнякам и конгломератам в основании фли-
шевой толщи на юге района приурочены высокие вершины гор, дости-
гающие абсолютных отметок более 1000 м. Здесь получили развитие
скалистые гребни и пики причудливых очертаний. На участках, где
плотные' породы переходят во флиш, развиваются глубокие урочища
или крутосклонные амфитеатры верховьев рек. Севернее рельеф не-
сколько снижается. Возвышенности здесь приурочены к плотным про-
слоям известняков во флише, которые при небольших углах падения
бронируют поверхность плоских водоразделов.
Речные долины северного склона Крымских гор, пересекая участки
с породами различного литологического состава, меняют свой характер.
Прорезая известняки и конгломераты, они имеют характер каньонов,
а на глинистых породах юры и мела расширяются, там появляются
аккумулятивные формы рельефа — речные и пролювиальные террасы.
Далее на восток, в районе Судака—Щебетовки, эрозионное расчле-
нение Главной гряды становится еще более сложным. Положительные
формы рельефа связаны с выходами на дневную поверхность верхне-
юрских известняков, песчаников и конгломератов. Рифогенные извест-
462
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
няки, обычно приуроченные к ядрам синклиналей или их центрикли-
нальным замыканиям, образуют живописные группы вытянутых в ши-
ротном направлении скалистых, остроконечных пиков и гребней (напри-
мер, горы Чукур-Кая, Балалы-Кая и Легенер). С менее устойчивыми
песчаниками и конгломератами связаны вершины гор и водораздель-
ные гребни более мягких и сглаженных очертаний.
Отрицательные формы рельефа (крупные долины, урочища и
овраги) приурочены к выходам легко размываемых песчано-глинистых
отложений. В связи с этим преимущественно в антиклинальных зонах
отчетливо проявляется обращенный характер рельефа, выражающийся
в том, что антиклинальным структурам соответствуют впадины, а син-
клиналям — возвышенности. «Антиклинальными» долинами являются,
например, долина Ливан, урочище Кизил-Таш и др. Соединяясь друг
с другом невысокими водоразделами, эти понижения образуют систему
слабо выраженных продольных долин широтного простирания.
Своеобразен рельеф Карадагской горной группы, обусловленный
чередованием лав и туфов различной устойчивости. Для Карадага
характерны узкие глубокие ущелья, отвесные обрывы, достигающие
высоты в несколько сотен метров, зубчатые вершины, увенчанные при-
чудливыми фигурами выветривания.
В пределах южного склона Главной гряды особо выделяется так
называемый район Южного берега Крыма, непрерывной полосой про-
тягивающийся от мыса Айя до долины р. Ворон. Восточнее можно
выделить лишь изолированные участки побережья, обладающие сход-
ными чертами рельефа. Ширина Южного берега постепенно увеличи-
вается в восточном направлении от 4 до 10 км.
Верхняя часть южного склона Главной гряды представлена кру-
тыми скалистыми обрывами верхнеюрских известняков и конгломера-
тов, имеющих в основном эрозионное происхождение. Крупные углуб-
ления и выступы известняковых склонов связаны с эрозионным расчле-
нением Главной гряды верховьями речных долин и балок. Уступы яйлы
осложнены явлениями гравитационного происхождения, следы которых
наблюдаются повсюду у подножия скалистых обрывов в виде глыбо-
вых развалов, осыпей и смещенных массивов.
Ниже по склону на глинистых породах средней юры и таврической
серии развит сложный эрозионно-холмистый рельеф, для которого
характерным является (особенно к востоку от Алушты) наличие узких
извилистых полого-холмистых водоразделов, вытянутых от подножия
яйлы к берегу моря. Водоразделы расчленены глубоко врезанными
корытообразными долинами с крутыми склонами, перекрытыми мало-
мощными гравитационными и делювиальными шлейфами. Для многих
водоразделов характерны почти одинаковые значения абсолютных
отметок отдельных вершин, постепенно снижающихся к морю. На водо-
разделах к западу от Алушты широко распространены древние обваль-
но-оползневые известняковые брекчии и «смещенные массивы», пред-
ставляющие крупные блоки верхнеюрских известняков, нередко спу-
скающиеся к морю в виде гигантской лестницы, сложенной отдельными
глыбами (скала Исар, гора Кошка, подножие Ай-Петри у Алупки,
мыс Ай-Тодор и др.).
Подошва смещенных массивов местами соответствует по своей
гипсометрической высоте опускающемуся вследствие синклинального
строения основанию оксфордских отложений. Таким образом, вывод,
об образовании некоторых из этих массивов только в результате про-
цессов оползания в некоторых случаях нельзя считать доказанным.
Здесь есть, как отмечает Г. А. Лычагин, вероятно, также массивы, пред-
ставляющие собой как бы гигантские чешуи.
<
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
463
Важную роль в формировании смещенных массивов, по-видимому,
играют также местами хорошо прослеживающиеся разрывные наруше-
ния типа ступенчатых сбросов, параллельных береговой линии и ослож-
няющих описанные выше синклинали.
Особенную живописность придают Южному берегу распространен-
ные между Гурзуфом и Алуштой куполовидные возвышенности, сложен-
ные интрузивными породами и представляющие собой отпрепарирован-
ные процессами денудации лакколиты (горы Аю-Даг, Кастель, Чамны-
Бурун, Урага и многие мелкие интрузивные массивы).
В самой нижней части склона выделяется береговая зона, где
формы рельефа так или иначе связаны с деятельностью моря. Очерта-
ния береговой линии и особенности протекающих здесь процессов
в первую очередь зависят от литологического состава пород, слагающих
берег. Наиболее слабо расчленена береговая линия между Алуштой и
долиной р. Ворон. Широкие заливы приуроч1ены здесь к устьям долин,
слабо выступающие мысы — водоразделам.
Широко распространены в пределах Южного берега Крыма
оползни разных типов
В развитии основных форм рельефа предгорной области Крыма
также большое значение имеют особенности геологического строения:
чередование моноклинально падающих на север пород мелового, палео-
генового и неогенового возраста, обладающих различной устойчивостью
по отношению к воздействию агентов денудации. Наличие горизонтов
известняков и песчаников внутри легко размываемых глин и мергелей
обусловило развитие системы куэст, вытянутых в широтном направле-
нии и получивших название Предгорной и Внешней гряд Крымских гор.
Куэсты Предгорной гряды Крымских гор сложены известняками
мелового и палеогенового возраста. С юга эта гряда, особенно на
участках, прилегающих к речным долинам, ограничена крутыми, иногда
совершенно отвесными обрывами, достигающими высоты 50—70 м.
Северные ее склоны пологие, часто совпадающие с поверхностью
напластования пород.
Лучше всего выражена Предгорная гряда в западном Крыму
между Севастополем и Симферополем, где абсолютная высота ее вер-
шин достигает 500—590 м. Восточнее Симферополя она местами почти
не прослеживается и вновь хорошо развита лишь в районе Белогорска,
абсолютная высота ее при этом увеличивается на восток от 300 до
700 м (гора Кубалач — 739 м). В районе Агармышского массива Пред-
горная гряда снова исчезает.
Между Старым Крымом и Феодосией область куэстового или
параллельно-грядового рельефа образует узкую полосу шириной
2—3 км. Здесь наблюдаются вытянутые в широтном направлении
многочисленные гребни с очень крутыми южными и пологими север-
ными склонами, большей частью совпадающими с поверхностью напла-
стования пород. Так, например, гора Клементьева протяженностью до
3 км имеет плоскую поверхность и пологий северный склон, брониро-
ванный плотными палеоценовыми мергелями. Южный же склон, сло-
женный породами верхнего мела, отличается исключительной прямо-
линейностью, крутизной и неприступностью.
Восточнее шоссе, ведущего к пос. Планерское, рельеф становится
более сложным, что обусловлено развитием многочисленных попереч-
ных сбросов, расчленяющих моноклиналь и пологие складки, в которые
смяты отложения верхней юры и мела, на ряд блоков, смещенных отно-
1 Более подробно оползневые явления описаны в специальном разделе на
стр. 474.
464
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
сительно друг друга. Наиболее возвышенный и протяженный водораз-
дельный гребень — хребет Тете-Оба, представляющий в рельефе как бы
несколько смещенное продолжение горы Клементьева, сложен юрскими
и нижнемеловыми отложениями. Между тем, палеогеновые известняки
и мергели, расчлененные системой меридиональных разломов, выходят
на земную поверхность значительно севернее и образуют ряд невысо-
ких изолированных возвышенностей, расположенных кулисообразно
относительно друг друга (горы Виноградная, Лысая и т. д.).
Уступы Внешней гряды обусловлены выходами на дневную поверх-
ность сарматских известняков. Южные обрывы ее крутые, северные —
очень пологие. Совершенно постепенно они сливаются с поверхностью
равнинного Крыма. Внешняя гряда прекрасно выражена в западном
и восточном Крыму, в центральной же части, между долинами рек
Салгир и Большая Карасу, она сливается с Предгорной грядой. Вос-
точнее долины р. Булганак гряда совершенно не выражена и лишь
в западной части Керченского полуострова вновь намечается ее про-
должение в виде Парпачского гребня. Абсолютные отметки вершин
Внешней гряды достигают 250—300 м.
Главную гряду отделяет от Предгорной область сниженного холми-
стого рельефа, расчлененного многочисленными речными долинами,
оврагами и. балками. Широкое развитие имеют здесь аккумулятивные
формы рельефа — речные и делювиально-пролювиальные террасы,
образующие зачастую поверхности плоских водоразделов, например,
в междуречье Зуи, Бурульчи, Большой Карасу и Мокрого Индола.
Аналогичный характер рельефа наблюдается в пределах продольной
долины, разделяющей Предгорную и Внешнюю гряды Крымских гор.
РАВНИННЫЙ КРЫМ
По особенностям рельефа территорию равнинного Крыма можно
подразделить на три подрайона. На юге четко выделяется примыкаю-
щая к северному склону Крымских гор предгорная наклонная
равнина, представляющая собой плоскую постепенно понижаю-
щуюся на север возвышенную часть крымской равнины. Эта равнина
глубоко прорезана речными долинами, на склонах которых выделяется
серия постепенно понижающихся вниз по течению аллювиальных тер-
рас. Поверхность наклонной равнины по существу представляет собой
северное крыло мегантиклинория Крымских гор и является зоной пре-
обладающих в четвертичное время поднятий. Южной границей этой
области являются возвышенности Внешней гряды, а северная проходит
там, где древние террасы речных долин сливаются с поймой, и речные
долины почти не выражены в рельефе.
Наклонная равнина непрерывной полоской окаймляет область пред-
горных гряд. Особенно значительной ширины достигает она в Запад-
ном Крыму, где охватывает почти всю территорию Сакско-Альминской
возвышенной равнины, прорезанную глубокими речными долинами и
крупными балками, в которых четвертичные террасы хорошо просле-
живаются до берега моря.
Наиболее высокие, совершенно плоские водораздельные участки
этой равнины преимущественно перекрыты нижнечетвертичными и
верхнеплиоценовыми отложениями. Глубина вреза речных долин дости-
гает 100—130 м, а вблизи моря она уменьшается до 10—12 м.
В центральной части Крыма понижающиеся на север водораздель-
ные поверхности возвышенной равнины, прослеживающиеся до ниж-
него течения рек Бештерек, Зуя и Бурульча, перекрыты нижнечетвер-
тичными «покровными» галечниками. Местами обнажаются более
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
465
древние красно-бурые таврские глины или понтические известняки.
Абсолютные отметки водоразделов колеблются от 100 до 200 м.
Прекрасно выражена предгорная наклонная равнина к северу от
Агармышского массива. Наиболее возвышенные участки степи пере-
крыты там галечниками нижнечетвертичных аллювиально-пролювиаль-
ных шлейфов, срезающими различные горизонты верхнеплиоценовых
и более древних отложений. Глубина вреза долин, например, р. Мок-
рый Индол, в районе Золотого Поля достигает 40—50 м. Вниз по тече-
нию поверхность равнины быстро снижается. В долине р. Мокрый
Индол она почти сливается с поймой в районе с. Возрождение,
т. е. в 6—7 км севернее.
Восточнее, в районе долин Кхоур-Джилга и Чурюк-Су, древние
поверхности наклонной равнины сильно расчленены. Сохранились лишь
отдельные наклоненные на север столовые останцы, например возвы-
шенность Эгет и некоторые холмы в районе Парпачского гребня и
хребта Клементьева.
Окраинные зоны предгорной наклонной равнины на участках, где
высокие террасы, снижаясь, сливаются с поймой или находятся с ней
почти на одном уровне (что чрезвычайно затрудняет их расчленение),
отличаются пологохолмистым, увалистым рельефом, сформировав-
шимся в результате проявления процессов эрозии и аккумуляции
аллювиально-пролювиальных и делювиальных отложений средне- и
верхнечетвертичного возраста.
Севернее располагается другой важный подрайон равнинного
Крыма — аккумулятивная низменная равнина. В течение
четвертичного периода эта область испытывала преимущественно по-
гружения, в связи с чем она перекрывается мощной толщей континен-
тальных отложений. Аккумулятивная равнина отличается совершенно
выровненным рельефом: речные долины и балки там почти не выра-
жены, а в устьевых частях их наблюдаются пересыхающие озера
лиманного типа, так называемые «засухи» Сиваша, вдающиеся в сушу
на расстояние 3—4 км. Вдоль низменных берегов Сиваша местами
наблюдаются обрывы высотой до 2—4 м и более, сложенные континен-
тальными лёссовидными суглинками.
К аккумулятивной равнине можно отнести и Арабатскую стрелку —
узкую намывную косу шириной от 1 до 3 км, сложенную морскими
песками и ракушечниками и отделяющую Сиваш от Азовского моря.
На севере в состав Арабатской стрелки входят «лёссовидные острова»,
в обрывистых берегах которых обнажаются континентальные отло-
жения.
Совершенно особым подрайоном равнинного Крыма является
Тарханкутское поднятие, в пределах которого абсолютные
отметки земной поверхности достигают 150—170 м. Здесь четкое отра-
жение в рельефе получили тектонические структуры. К ядрам антикли-
налей, сложенным известняками среднего и верхнего сармата, приуро-
чены возвышенности, вытянутые в широтном направлении. Таковы
Воробьевский вал, образующий Евпаторийское плато, а также Тархан-
кутский, Джангульский и Карабурнусский валы. Возвышенности раз-
делены широтными понижениями, большей частью соответствующими
синклинальным структурам — Сасыксивашской, Донузлавской, Кара-
джинской и Джарылгачской. К этим понижениям вблизи моря приуро-
чены многочисленные соленые озера и лиманы.
Берега Тарханкутского полуострова очень живописны и имеют
абразионный характер. На западной его оконечности высота обрывов,
сложенных сарматскими известняками, достигает 40—50 м. На Джан-
гульском побережье среднесарматские известняки и мергели смещаются
30 Зак. 911
466
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
по глинам нижнего и среднего сармага, образуя оползни, состоящие
из крупных глыб указанных пород. Ширина оползневой зоны здесь
около 500 м. •
Тарханкутский вал и горный Крым соединяются к северу от Сим-
ферополя слабо выраженной в рельефе седловиной, представляющей
собой водораздел между Азовским и Черным морями.
КЕРЧЕНСКИЙ ПОЛУОСТРОВ
Керченский полуостров разделяется Парпачским гребнем на две
части — северо-восточную и юго-западную, резко отличающиеся по
строению рельефа.
Северо-восточная часть Керченского полуост-
рова характеризуется своеобразными формами денудационного
рельефа, обусловленными размывом широко развитых здесь брахи-
антиклинальных куполовидных структур третичного возраста. Крылья
антиклиналей, ориентированные в широтном и северо-восточном на-
правлении, сложены устойчивыми по отношению к процессам денуда-
ции породами и образуют четкие, эллиптические гребни, огибающие
антиклинальные долины или понижения, приуроченные к ядрам этих
структур. Превышение гребней над окружающей равниной достигает
40—70 м, а абсолютные отметки некоторых вершин составляют 150—
180 м. Протяженность антиклинальных долин от 4 до 8—10 км. С цен-
тральными частями наиболее крупных из них, например Королёвской
и Слюсаревской, связано развитие своеобразных изолированных остан-
цовых возвышенностей, бронированных теми же устойчивыми породами,
что и гребни, и отвечающих в структурном отношении синклинальным
«вдавленностям», приуроченным к сводовым участкам антиклиналей.
С разделяющими антиклинали синклинальными структурами, имею-
щими весьма неправильные контуры, связано развитие выровненного
пологохолмистого рельефа.
Гидрографическая сеть Керченского полуострова не обнаруживает
.никакой зависимости от описанных выше особенностей геологического
строения и связанных с ними форм рельефа, она сечет антиклинальные
долины и моноклинальные гребни в любых направлениях. Контуры же
береговой линии Азовского и Черноморского побережий, наоборот, пол-
ностью обусловлены структурными особенностями и литологией пород.
Например, выдвинутый далеко на север Казантипский полуостров соот-
ветствует куполовидной антиклинальной складке, бронированной мэо-
тическими рифогенными известняками. Мыс округлой формы образует
также Белокаменская антиклиналь. Синклинальным структурам соот-
ветствуют мелководные заливы и бухты, соленые озера (например,
Акташское), изолированные от моря песчаными пересыпями, а также
поверхности современных морских террас.
Парпачский гребень, отграничивающий описанную область с юга,
является четко выраженной в рельефе широтно вытянутой возвышен-
ностью, обусловленной выходом на земную поверхность моноклинально
падающих на север известняков сармата и среднего миоцена. Высота
его понижается на запад от 150 до 60 м.
Юго-западная часть Керченского полуострова
представляет собой совершенно сглаженную равнину, выработанную
на легко размывающихся глинистых отложениях майкопской свиты.
Куполовидная складчатость здесь совершенно не отражена в рельефе.
Равнина приподнята на высоту около 50—80 м и постепенно пони-
жается на юг до 30—40 м. Поверхность ее расчленена многочислен-
ными балками, склоны и широкие плоские днища которых образуют,
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
467
по.Т. А. Лычагину, более низкую ступень рельефа. Особенно сильно-
размыт участок побережья в районе Феодосийского залива, изобилую-
щий пересыхающими солеными озерами и лиманами. Береговая линия,
морского побережья в юго-западной части Керченского полуострова
отличается спокойными сглаженными очертаниями, несколько услож-
няясь в юго-восточном направлении, где распространены отложения
более устойчивые по отношению к денудации.
ПОВЕРХНОСТИ ВЫРАВНИВАНИЯ И ТЕРРАСЫ КРЫМА
Для горного Крыма чрезвычайно характерна ступенчатость
рельефа, наличие разновозрастных поверхностей выравнивания и
террас.
Наиболее высокими и наиболее древними денудационными поверх-
ностями являются нижнее и верхнее плато Яйлы. По представлениям
М. В. Муратова и Н. И. Николаева, плоская поверхность нижнего
плато, срезающая напластования верхнеюрских известняков и конгло-
мератов, имеет абразионное происхождение и сопоставляется с послед-
ней по времени крупной морской трансгрессией средне- и верхнемиоце-
нового возраста. По мнению Г. А. Лычагина, возможен более-
древний, барремский, возраст этой абразионной поверхности. Извили-
стый в плане уступ, разделяющий верхнее и нижнее плато, представ-
ляет собой древнюю береговую линию.
Рельеф верхнего плато является, вероятно, более древним, чем:
нижняя абразионная поверхность Яйлы, т. е. досреднемиоценовым.
Абсолютные отметки вершин верхнего плато составляют в среднем
от 1250 до 1400 м. Высота нижнего плато повышается с севера на юг
примерно от 900 до 1000—1100 м над уровнем моря. К востоку от
Караби-яйлы миоценовая абразионная поверхность не сохранилась,
за исключением единственного останца — возвышенности Агармыш.
Условно первоначальное положение абразионной поверхности
можно восстановить, считая, что горные вершины восточного Крыма,
имеющие обычно сходные отметки, отражают этот уровень. Особенно-
хорошо подтверждается это предположение на участках, прилегающих
к Караби-яйле, где уровенная поверхность вершин в точности соответ-
ствует по высоте нижнему абразионному плато. Высота сарматского-
уровня в восточном направлении постепенно снижается до абсолют-
ных отметок 600—700 м в районе Щебетовки—Карадага. Такое же
снижение абразионной поверхности устанавливается и в западном1
Крыму по направлению от Ай-Петринской яйлы к г. Севастополю.
Более низкие ступени рельефа связаны с эрозионными циклами
развития речных долин горного Крыма. Как известно, вопрос о проис-
хождении и количестве террас в горном Крыму являлся предметом1
длительной дискуссии (Андрусов, 1912; Добрынин, 1922; Крубер, 1925;
Соколов, 1927; Пчелинцев, 1922; Личков, 1932, 1954; Зенкевич, 1938; и
многие другие). В частично обобщающих этот разнородный материал
работах Б. А. Федоровича (1929), М. В. Муратова и Н. И. Николаева
(1938, 1939,. 1941), посвященных террасам Крыма, убедительно пока-
зано распространение в Крыму нескольких категорий террас, отличаю-
щихся по своему происхождению. Наиболее широко распространены
речные (аллювиальные) террасы, отложения которых отличаются хоро-
шей сортировкой и окатанностью обломков. В верховьях долин эти тер-
расы имеют сильно наклонный поперечный профиль, сменяясь на скло-
нах делювиальными или смешанными делювиально-пролювиальными
шлейфами, очень часто весьма расчлененными и сохранившимися
в виде изолированных останцов, перекрытых щебнистыми суглинками.
30*
468
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
Следующая категория террас представлена совершенно плоскими,
заметно наклоненными в сторону речных долин и берега моря (от 0,5
до ’3°) поверхностями, срезающими складчатые структуры коренных
пород и перекрытыми маломощным покровом щебнистых суглинков
делювиально- и аллювиально-пролювиального происхождения. Впервые
в Крыму образования этого типа были детально изучены и описаны
Н. И. Андрусовым (1912) в районе г. Судака. Н. И. Андрусов называл
их «континентальными террасами» и указывал на следующий их Отли-
чительный признак: местный состав покрывающих отложений мощ-
ностью от 1 до 8 м, представленных плохо окатанным щебнем с про-
слоями суглинков и гравия и включениями отдельных крупных валу-
нов. Ближе всего к описываемой категории террас «плащеобразные»
поверхности, выделяемые Б. А. Федоровичем (1929).
Континентальные террасы образуют четко выраженные ярусы,
хорошо сопоставляющиеся с аллювиальными террасами речных долин,
и широко распространены на южном берегу восточного Крыма в при-
токах главных рек, в придолинных понижениях, в продольных долинах,
разделяющих Главную, Предгорную и Внешнюю гряды Крымских гор.
По нашим наблюдениям, они приурочены к плоским ложбинам стока,
ширина которых обычно несоизмеримо больше длины. Как правильно
отмечал Н. И. Андрусов, формирование их связано с деятельностью
временных потоков, силой которых в присклоновые участки долин
в эпохи сильных ливней выносился обломочный материал, подготавли-
ваемый интенсивным механическим выветриванием.
Наконец, последнюю важную категорию аккумулятивных образо-
ваний в Крыму составляют поверхности предгорной наклонной рав-
нины, распространенные преимущественно в пределах северного склона
Внешней гряды. В настоящее время они образуют плоские понижаю-
щиеся на север водоразделы, разделенные сравнительно глубоко вре-
занными долинами. Возраст этих поверхностей в основном нижнечет-
вертичный и верхнеплиоценовый. Они перекрыты галечниками с хорошо
окатанной галькой и гравием аллювиального или аллювиально-пролю-
виального происхождения. Вверх по течению основных речных долин
эти поверхности переходят в террасы древних ложбин стока или реч-
ных долин, врезанных в окружающие высоты.
Все перечисленные категории террас прекрасно сопоставляются
друг с другом, особенно при детальном прослеживании их в процессе
геоморфологической съемки. В настоящее время в Крыму выделяются
шесть главных уровней или ярусов надпойменных террас. Возраст
шестой, самой древней террасы, — верхнеплиоценовый; остальные пять
террас — четвертичные.
Для террас Крымского полуострова характерно повышение их
относительной высоты вверх по течению рек. Наибольшей высоты они
достигают в области Главной гряды Крымских гор. Так, в пределах
Предгорной и Внешней гряды Крымских гор шестая надпойменная
терраса имеет высоту над дном долин 160—-200 м, булганакская пятая
100 ж, манджильская четвертая 40—50 м, судакская третья 18—20 м,
вторая 6—9 м, садовая первая 3—3,5 м. В области Главной гряды
высота террас соответственно увеличивается: пятой — до 200—230 м,
четвертой — до 80—90 м, третьей — до 35—40 м\ второй — до 15—18 м,
первой — до 6—8 м. Почти повсеместно террасы четвертичного возра-
ста прослеживаются вдоль речных долин от их верховьев до устьев,
за исключением некоторых участков Южного берега и Индольской
впадины, где древние аллювиальные отложения погружаются ниже
уровня современного русла и прослеживаются буровыми скважинами
в виде чередующихся горизонтов галечников, песков ."и суглинков,
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
469
общее количество которых в общем соответствует числу погребенных
террас. 1
Совершенно независимо от направления течения рек и от приуро-
ченности участков их нижнего течения к тому или иному элементу
новейшей тектонической структуры в области Главной гряды, в речных
долинах северного и южного склона наблюдается полное сходство
строения террас, их количества, высоты и характера аллювиальных
отложений. Это указывает на то, что верховья речных долин развива-
лись по существу независимо от их нижнего течения, что вообще харак-
терно для рек горного типа, обладающих значительным уклоном русла.
Интересной особенностью Крымских надпойменных террас является
расщепление их в области Главной гряды и предгорий, где существо-
вал наиболее сложный режим новейших тектонических движений.
Так, например, пятая надпойменная терраса расщепляется на две эро-
зионные террасы, отличающиеся по высоте на 20—30 м. Ввиду интен-
сивного эрозионного расчленения обычно бывает трудно проследить на
значительной площади оба этих уровня, хотя на отдельных участках
речных долин они наблюдаются совместно (долина Альмы у с. Почто-
вое, междуречье Индола и Западного Булганака у г. Белогорска,
в районе г. Судака). Поэтому на геологических и геоморфологических
картах оба эти уровня обычно объединяются, тем более что вниз по
течению рек они сливаются воедино.
Аналогичное раздвоение происходит и с четвертой надпойменной
террасой (разница высот 10—20 м). Возможно, что расщепляется
также шестая терраса. На это указывает некоторое колебание относи-
тельных высот этого уровня при прослеживании его вверх по тече-
нию рек.
Особенно отчетливо это расщепление проявляется в западной
части горного Крыма, где амплитуды четвертичных поднятий земной
коры были более значительными. Однако придавать этим расщепле-
ниям значение самостоятельных этапов геологического развития, по-
видимому, не следует, хотя бы уже по той причине, что разница отно-
сительных высот расщепленной пары сливающихся вниз по течению
террас неизмеримо меньше, чем те же различия в высотах двух смеж-
ных уровней.
Еще в 1929 г. Б. А. Федорович отмечал одну интересную законо-
мерность в строении крымских террас, которая заключается в том, что
относительная высота над руслом любой из речных террас выше пре-
дыдущей, более молодой по возрасту, примерно в два раза. Эти цифры
указывают на постепенное уменьшение интенсивности вертикальных
тектонических поднятий на протяжении четвертичного периода.
Кратко перечислим главные особенности выделенных террас,
частично охарактеризованные в разделе, посвященном стратиграфии
неогеновых и четвертичных отложений. Так, например, для шестого
уровня верхнеплиоценовой кизилджарской террасы характерно несо-
ответствие плана современной и древней гидрографической сети, вер-
ховья которой на северной окраине плато Яйлы выполнены красноцвет-
ньщи глинами делювиального происхождения. Останцы шестой тер-
расы в горном Крыму перекрыты чрезвычайно грубообломочными
отложениями с отдельными валунами до 1,5 м в поперечнике (гора
Сельбухра). Встреченная в них галька магматических пород отличается
сильной выветрелостью. Желтовато-бурые галечники этого уровня
покрывают в юго-западном Крыму северные склоны Внешней гряды
(плато Кизил-Джар), образуя самую высокую террасу.
Восточнее Симферополя шестая кизилджарская терраса почти не
сохранилась. На правом берегу р. Мокрый Индол в районе с. Золотое
470
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
Поле верхнеплиоценовые континентальные отложения, залегающие на
фаунистически охарактеризованном морском куяльнике, образуют
цоколь пятой надпойменной террасы.
На Южном берегу Крыма с формированием верхнеплиоценового
уровня связано, по нашему мнению, накопление красноцветных
•массандровских оползневых и пролювиальных брекчий, описанных
.М. В. Муратовым, который считает их более древними и относит
к среднему плиоцену. Изучая состав и условия залегания массан-
дровских отложений, не приходится сомневаться в том, что образование
их необходимо связывать с этапом наиболее интенсивных тектонических
поднятий и формирования древнего эрозионного рельефа горного
Крыма. Таким этапом в Крыму был средний — верхний плиоцен и на-»
чало четвертичного периода.
Нижнечетвертичная (пятая) булганакская терраса встречается
в горном Крыму чаще всего в виде изолированных «столовых» остан-
цов, перекрытых маломощными галечниками серого цвета. В западном
Крыму эта терраса врезана по отношению к возвышенностям Внешней
гряды. Между Симферополем и Белогорском она обычно совпадает
с ее поверхностью. В восточном Крыму, где Внешняя гряда отсут-
ствует, нижнечетвертичная терраса прислоняется к северным склонам
Предгорной гряды. Таким образом, в равнинном Крыму нижнечетвер-
тичные отложения не приурочены к каким-либо долинам, а перекры-
вают поверхность наклонной равнины сплошным чехлом, в настоящее
время расчлененным.
В районе Феодосии останцами пятого уровня являются плоские
вершины горы Эгет, а в пределах Керченского полуострова ему соот-
ветствует денудационно-аккумулятивная поверхность выравнивания,
перекрытая галечниками и суглинками, фациально замещающимися на
мысе Чауда морскими чаудинскими отложениями.
На южном берегу Крыма булганакская терраса сохранилась
в виде изолированных останцов. В районе Алушты и Ялты с этим
уровнем связано развитие древних обвально-осыпных и оползневых
отложений, часто представленных известняковыми брекчиями.
Четвертая, манджильская, терраса среднечетвертичного возраста
по характеру отложений и геологическому строению напоминает выше-
описанный уровень.
Весьма своеобразна третья, судакская, терраса. С формированием
этого уровня связано накопление судакских желтовато-бурых делю-
виальных суглинков, выполняющих древние овраги или залегающих
на склонах долин и связанных фациальными переходами с аллювием
третьей террасы.
На Южном берегу Крыма с этим уровнем связано развитие про-
лювиальных конусов выноса, грубообломочный материал которых сце-
ментирован желтовато-бурыми суглинками. Возраст этой террасы, как
указано в разделе, посвященном стратиграфии четвертичных отложе-
ний, считается несколько более молодым, чем карангатская трансгрес-
сия Черноморского бассейна.
Вторая надпойменная верхнечетвертичная терраса, обычно слабо
выраженная в рельефе, перекрыта галечниками, состоящими из угло-
ватых и полуокатанных обломков коренных пород.
Первая, садовая, терраса образует плоские днища речных долин.
Она большей частью является аккумулятивной и лишь в области
Главной гряды становится цокольной. На Южном берегу Крыма на-
блюдаются переходы аллювия этой террасы в морские отложения
древнечерноморской трансгрессии.
I
ГЕОМОРФОЛОГИЯ 471
Устья многих речных долин Крыма переуглублены до 30—40 л
ниже уровня моря. Аллювий первой надпойменной террасы перекры-
вает на этих участках морские песчано-глинистые отложения ново-
эвксинского возраста.
Помимо перечисленных террас в речных долинах горного Крыма
наблюдается высокая и низкая пойма (высотой соответственно 2,5 и
1,5 л). За пределами Крымских гор хорошо выражена лишь одна
пойменная терраса.
Прослеживание и картирование террас в Крыму подтвердило
стратиграфическую схему четвертичных отложений, впервые предло-
женную М. В. Муратовым в 1951 г., впоследствии дополненную и уточ-
ненную. По этой схеме эпохи аккумуляции аллювия сопоставляются
с трансгрессиями, а эпохи размыва и формирования уступов террас
с регрессиями Черноморского бассейна.
Изучение крымских террас показывает обусловленность их возник-
новения целым рядом взаимосвязанных явлений — тектоническими
движениями земной коры, колебаниями уровня моря и климатическими
изменениями.
НЕОТЕКТОНИКА КРЫМА
Формирование рельефа Крыма началось после выхода его поверх-
ности из-под уровня моря. В горном Крыму обширные плато нагорий
обнажались после отступления сарматского моря, т. е. в конце мио-
цена, в равнинном Крыму — после регрессии понтического моря и осо-
бенно после накоплений континентальных отложений таврской свиты,
т. е. после среднего плиоцена.
Следовательно, развитие рельефа в Крыму происходило с конца
миоцена — начала плиоцена в течение плиоцена и четвертичного пери-
ода (подробнее см. главу IX «История геологического развития»).
Наблюдая останцы плиоценового рельефа в горном Крыму, можно
прийти к выводу, что продольный профиль долин достигал в то время
стадии равновесия и был достаточно выработан. Сравнивая абсолют-
ную высоту плиоценового уровня с современным положением дна реч-
ных долин над уровнем моря, В. И. Бабак дает представление о вели-
чине суммарных последующих поднятий той или иной области.
Максимальные поднятия в течение четвертичного периода произошли
в области Главной гряды, где они достигали 500—600 м. Величина их
уменьшалась в северном направлении. Слабые поднятия охватывали
весь Крымский полуостров, в том числе и Альминскую впадину, в наи-
более прогнутой области которой они составляли от 0 до 50 м. Опуска-
ния происходили лишь в северо-восточной части Индольской впадины,
где величина их превышала 100 м.
Исходными данными для решения вопроса о величине деформаций
верхнеплиоценового этапа могут послужить амплитуды верхнеплиоце-
нового эрозионного рельефа, врезанного в более древние поверхности.
Однако следует отметить, что заложение и развитие ложбин стока
в области Главной гряды, как это было отмечено выше, по-видимому,
происходило уже в среднем плиоцене, главным образом в его конце.
Поэтому величину суммарных деформаций средне- и верхнеплиоцено-
вых этапов можно оценить лишь очень приблизительно. В области
Главной гряды они составляют примерно 400—500 м.
В конце плиоцена в горном Крыму происходили интенсивные под-
нятия и связанные с ними глубокое врезание речных долин и форми-
рование ложбин стока чаудинского уровня террас. Сравнивая высоту
верхнеплиоценовых и нижнечетвертичных террас, можно дать прибли-
472
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
зительную оценку величины поднятий за этот период (в области Глав-
ной гряды они достигали 250—300 м). Следует отметить, что прибли-
зительно такой же величины достигали поднятия горного Крыма за
весь последующий период развития рельефа.
Ввиду плохой сохранности нижнечетвертичной террасы в «горном
Крыму расположение долин этого возраста восстановить довольно
трудно. Тем не менее можно думать, что оно в общем соответствовало
расположению современных речных долин, так как именно к ним при-
урочены наиболее пониженные участки террас пятого уровня в долинах
рек Бельбек, Ангара, Танас, Мокрый Индол и др. Нижнечетвертичные
долины достигали значительной ширины и имели более плоский
поперечный профиль, чем современные речные долины.
В пределах Главной гряды и в особенности ее южного склона
в связи с интенсивной эрозией, предшествовавшей чаудинской транс-
грессии, развивались грандиозные обвально-оползневые процессы.
В западном и восточном Крыму получили четкое оформление возвы-
шенности Внешней гряды, севернее которой формировались мощные
покровы аллювиально-пролювиальных булганакских галечников.
На Керченском полуострове в конце верхнего плиоцена продолжа-
лась начавшаяся после куяльника интенсивная денудация воздымаю-
щейся суши. С этим периодом Г. А. Лычагин связывает образование
громадных оползней верхней части склона гор Биегр и Опук. По его
представлениям, в течение верхнего плиоцена на Керченском полу-
острове постепенно формировался «зрелый рельеф в виде равнины со
слабо возвышающимися гребнями мягких очертаний», и что «этап
выработки пенеплена закончился в основном ко времени существова-
ния чаудинского бассейна, когда суша испытала опускания и эрозия
ослабела».
В конце нижнечетвертичной эпохи в области горного Крыма
начался новый эрозионный этап, который завершился формированием
манджильской террасы и отложений, соответствующих древнеэвксин-
ской трансгрессии.
Наиболее интенсивные поднятия и соответственно наиболее значи-
тельные углубления долин, как это отмечается и для предшествующих
этапов, произошли в пределах Главной гряды. С уровнем манджиль-
ской террасы там связано широкое развитие делювиальных шлейфов
и выположенных склонов, в которые врезаны более молодые формы
эрозионного рельефа.
В области Главной гряды величина максимальных поднятий за
среднечетвертичный этап достигла 120—140 м, в северном и южном
направлении она резко сокращалась. В конце среднечетвертичной эпохи
в горном Крыму снова появились поднятия, речные долины углубились
и эрозионный рельеф приобрел все основные черты современной гидро-
графической сети.
В начале верхнечетвертичной эпохи наступил период значительного
ослабления эрозионной деятельности, в это время происходило накоп-
ление отложений третьей, судакской, террасы, сопоставляемых примерно
с карангатской трансгрессией. Максимальные поднятия 1 в этот период
1 Автор связывает формирование уступов террас в горном Крыму с эпохами
поднятий, и на основании высоты уступов определяет амплитуду этих поднятий.
Однако, как было отмечено в разделе «Стратиграфия четвертичных отложений», уступы
террас легко могут быть объяснены колебаниями уровня Черного моря,
обусловленными колебаниями уровня Мирового океана в четвертичном пе-
риоде. Вероятно, медленное поднятие горного Крыма происходило в чет-
вертичном периоде, но на фоне этих поднятий более значительную роль играли коле-
бания уровня моря, которые привели к формированию террасовых поверхностей и
уступов.— Прим. ред.
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
473
в области Главной гряды достигали 45—50 м. Кроме того, в эпоху
развития карангатской трансгрессии происходило накопление лёссовид-
ных и делювиальных суглинков, выполняющих овраги и понижения
рельефа и достигающих значительной мощности.
На Керченском полуострове, по материалам Г. А. Лычагина,
в первую половину четвертичного периода в древнеэвксинскую, узун-
ларскую и карангатскую эпохи преобладали слабые опускания. В это
время в понижениях накапливались делювиальные суглинки, нивели-
рующие рельеф.
С последующими, более слабыми верхнечетвертичными поднятиями
в области Крымских гор связано новое углубление речных долин и фор-
мирование в конце этапа отложений второй надпойменной террасы.
Величина поднятий, разделявших эпохи формирования третьей и
второй террасы, достигала в пределах Главной гряды 20—22 м.
КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА КРЫМСКОГО КАРСТА
Широкое развитие известняков среди осадочных отложений, сла-
гающих Крымский полуостров, и очень большая площадь их выходов
на поверхность обусловливают широкое и многообразное распростра-
нение там карстовых явлений. Наиболее известен и широко проявлен
карст на нагорьях Главной гряды как на нижнем, так и на верхнем
плато. Поверхности крымских нагорий представляют одну из наиболее
известных карстовых областей нашей страны.
Кроме того, карстовые явления связаны с нижне- и верхнемело-
выми, палеогеновыми известняками, а также с известняками неогена
(сармат, мэотис, понт).
Карсту Крыма посвящена очень большая литература (Крубер,
1915; Пчелинцев, 1927; Васильевский, Желтов, 1932; Маймин, 1954;
Глухов, 1957; Альбов, 1956; Леончева, 1956; Устинова, 1957; Чуринов,
1959; Иванов, 1957; Соколов, 1962 и др.). Специальные исследования
карстовых нагорий Главной гряды проводили в последние годы
С. А. Ковалевский, Т. И. Устинова, Н. В. Леончева, Б. Н. Иванов.
На поверхности нагорий Главной гряды, сложенных верхнеюрскими
известняками, встречаются самые разнообразные карстовые формы:
карры, воронки, шахты, пещеры, карстовые долины и закарстованные
трещины. Кавернозность известняков прослеживается на большую
глубину.
Специальные исследования глубоких пещер крымских нагорий,
предпринятые Б. Н. Ивановым с группой сотрудников Института мине-
ральных ресурсов УССР, выявили весьма значительную сложность и
глубину многих карстовых полостей, которые уходят в глубь известня-
ковых массивов. Упомянутым исследователям удалось проникнуть под
водой во многие из глубоких полостей и выяснить наличие в ряде слу-
чаев целой системы пещер, туннелей, залов и даже подземных озер
(Красная пещера, на Долгоруковском нагорье и др.).
С карстовой областью верхнеюрских известняков связано интен-
сивное поглбщение поверхностных вод, там широко развиты суходолы
и целый ряд крупных карстовых источников (р. Черная, источник Аян
в верховьях Салгира и др.), в том числе и подводных (под уровнем
моря) в районе мыса Айя. Во многих местах установлено наличие сле-
дов предраннемелового (от валанжинского и до альбского) карста, что
выражается в форме закарстованных трещин, выполненных глинами
нижнего мела, и указывает на процессы карстования, происходившие
еще в мезозое. Однако широкое развитие процессов формирования со-
474
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
временных карстовых полостей среди верхнеюрских известняков нача-
лось только после их выхода из-под уровня моря — в конце палео-
гена — неогене.
‘ Выработка пологого холмистого рельефа верхних нагорий после
среднего миоцена и образование плоских нижних плато после отступле-
ния сарматского моря создало очень благоприятные условия для раз-
вития карстовых процессов на этих поверхностях.
Трещиноватость известняков, наличие поверхностных зон дробления
и разрывов в известняках способствовали развитию карста в глубину
и формированию глубинных систем карстовых колодцев, полостей и
туннелей, которые использовались и используются при циркуляции под-
земными водами.
Большой знаток карстовых явлений Д. С. Соколов (1962) указы-
вал, что развитие карста в горном Крыму началось с середины мио-
цена. Им упомянуто наличие в составе современной пещерной фауны
Крыма форм ракообразных несомненно морского происхождения, кото-
рые вселились из моря в подземные воды еще в неогене.
Фауна, населяющая сейчас пещеры Крыма, сформировалась, не-.
сомненно, еще в дочетвертичное время, причем известная часть ее пред-
ставляется, согласно выводам Я. А. Бирштейна и Е. В. Боруцкого
(1950), реликтом тропической фауны неогена. Это служит, помимо гео-
морфологических данных, аргументом в пользу достаточно древнего об-
разования карстовых форм Главной гряды.
На поверхности верхнемеловых и палеогеновых известняков Пред-
горной гряды карст распространен значительно меньше. Наиболее ши-
роко карстовые формы распространены на поверхности датско-инкер-
манских и среднеэоценовых (симферопольских) известняков, где они
представлены карстовыми нишами, каррами, закарстованными трещи-
нами и изредка небольшими пещерами.
Сарматские, мэотические и понтические известняки равнинного
Крыма и Керченского полуострова характеризуются кавернозностью
и наличием полостей вдоль трещин и часто служат вместилищем под-
земных вод.
На Тарханкутском полуострове А. В. Живаго (1950) среди извест-
няков неогена установил гроты, ниши и другие довольно крупные кар-
стовые полости.
ОПОЛЗНЕВЫЕ ПРОЦЕССЫ
Наиболее развиты оползни в пределах южного и юго-восточного
побережья Крыма и в районе Керчи. Незначительные оползневые явле-
ния отмечаются и в других районах Крыма: близ Балаклавы, Севасто-
поля, Тарханкутского полуострова, в долинах рек Черная, Кача, Альма
и др., где их возникновение в основном связано с участками распрост-
ранения глинистых пород и с подрезками склонов при освоении участ-
ков, абразией, эрозией рек, искусственным переувлажнением отдель-
ных участков склона крутизной более 15—20°, реже 10—12° (рис. 115).
Оползневые явления в пределах Южного берега Крыма от Ласпи
до Алушты начали систематически изучаться лишь после Великой
Октябрьской социалистической революции, когда в районе оползня Ку-
чук-Кой Геологическим комитетом была создана первая в СССР
оползневая станция. На юго-восточном побережье Крыма (Алушта—
Керчь) они начали изучаться в послевоенный период, в связи с освое-
нием этой территории.
В пределах Южного берега Крыма оползневые про-
цессы, как правило, развиваются на склонах крутизной от 15° и выше,
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
475
значительно реже на склонах меньшей крутизны (10—15°), сложенных
четвертичными суглинисто-щебнистыми отложениями, являющимися
в основном продуктами разрушения глинисто-песчаниковых толщ тав-
рической серии, средней юры, в меньшей степени продуктами разруше-
ния других пород, развитых в этом районе.
Оползни разделяются на древние, находящиеся в стабильном со-
стоянии, и современные, активно действующие. Первые занимают мест-
ные водораздельные участки рельефа, вторые — пониженные части
склона. Мощность древних оползневых накоплений местами достигает
70—НО м, современных 25—50 м.. Макроскопически литологический
состав тех и других одинаков. Базис древних оползней находится во
Рис. 115. Схема оползневых районов Крыма. Составил Г. Д. Неклюдов
1 — оползневой район Южного берега Крыма; 2 — оползневой район от Алушты
до Феодосии; 3 — оползневой район Керченского полуострова; 4 — оползневой район
Камыш-Бурунского железорудного месторождения; 5 — оползневой район на Тархан-
кутском полуострове
многих случаях значительно ниже (на 70—80 м) современного уровня
моря. Оползневые накопления в районе Симеиза перекрываются отло-
жениями древнеэвксинского пляжа. Базис современных оползней нахо-
дится на уровне моря или на глубине 3—4 м, а для современных опол-
зней, развитых по долинам рек, балок, базисом является русло реки
или временного водотока.
Все оползневые накопления обводнены, причем наибольшая обвод-
ненность наблюдается в местах повышенного содержания крупнообло-
-мочного материала. Движение подземных вод из-за большой неодно-
родности гранулометрического состава поточно-струйчатое, что очень
затрудняет их разведку и перехват. Питание водой оползневых накоп-
лений происходит как за счет трещинно-карстовых вод (из известняков
верхней юры), так и за счет поглощения атмосферных осадков, чему
способствуют наличие шлейфа глыбового навала у подножия верхне-
юрских отложений, распашка склонов под плантации виноградников и
табака и суглинисто-щебнистый состав четвертичных отложений, в.кото-
рых количество щебенки может достигать 60—90%. Плоскости сколь-
жения проходят по выветрелой зоне сланцево-песчаниковых пород или
по древнеоползневым накоплениям.
476
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
Активизация современных оползней связана с рядом следующих
основных факторов: 1) с периодическим повышением влажности сугли-
нистой составляющей оползневых накоплений, из-за изменений режима
атмосферных осадков, а в связи с этим и изменений режима подземных
вод, а также из-за поступления хозяйственных вод; 2) с подрезкой язы-
ковой части оползня абразией, эрозией или при хозяйственном освоении
участка; 3) с перегрузкой головной части оползня большими массами
горных пород, спускающихся с южного обрыва верхнеюрских известня-
ков, или отвалами больших масс грунта (сотни тысяч кубометров), скап-
ливающимися в настоящее время в связи со строительством дорог и
других сооружений. К числу основных противооползневых мероприятий,
применяемых для борьбы с оползневыми процессами, относятся,: регу-
лировка поверхностного стока; активные морские берегоукрепительные
сооружения для оползней, базисом которых является берег моря; укреп-
ление русла рек или заключение водотока в трубу с частичной или
полной засыпкой долины (для оползней по склонам рек, балок); выпо-
лаживание (террасирование) склона; различные дренажные устрой-
ства. Наиболее часто появляются современные оползни в нижней части
склонов, в пределах берега моря на отметке 250—300 м. В этой части
пораженность оползнями достигает 25%. В западной части Южного
берега Крыма ряд оползней начинается непосредственно от подошвы
обрыва верхнеюрских известняков, доходя до уреза моря (Батилиман-
ский, Тесселийский, Кучук-Койский, Чернобугорский). Интенсивность
подвижек современных оползней неравномерная. Она меняется как год
от года, так и по сезонам. Чаще всего они наблюдаются в период пер-
вой половины года, почти полностью прекращаясь к августу и сен-
тябрю, что связано с выпадением наибольшего количества осадков
в зимнее время. В это же время происходят сильные штормы, интен-
сивно разрушающие языковые части оползней, с отступанием подошвы
берегового откоса (до 0,2—0,3 м в год) и большое (в сотни и тысячи
раз) увеличение расходов рек, в связи с чем усиливается эрозия по-
дошвы склонов. Ход осадков.в многолетнем разрезе неравномерен и
в годы с максимальным их количеством (выше нормы на 20—30%) на-
блюдается наибольшая активизация оползневых процессов.
Количество оползней и интенсивность оползневых подвижек умень-
шается с запада на восток, т. е. в том же направлении, что и количе-
ство атмосферных осадков. Такому распределению оползней способст-
вует также и большая интенсивность новейших тектонических движе-
ний на юго-западе Крымского побережья по сравнению с его восточ-
ной частью. Ниже приводится краткая характеристика двух, наиболее
известных оползней Южного берега Крыма — Кучук-Койского и Цен-
трального Алупкинского.
Кучук-Койский оползень (рис. 116), занимающий всю часть склона
от подножия яйлы до моря, имеет ширину языковой части (у моря)
1150 м, длину 1900 м, средняя крутизна склона в головной части 22°,
в нижней и средней 15—17°. Мощность накоплений до 50 м. Первые
данные о подвижках оползня известны с 1786 г., когда оползень, по
описанию П. С. Палласа, выдвинулся в море на десятки метров на
протяжении почти 1 км. С того времени подвижки всего оползня не на-
блюдались, отмечались подвижки лишь отдельных его частей в 1817 г.,
1915 г., 1923 г., 1937 г., 1938 г. и 1952 г. на величину от нескольких
до 120 м.
Центральный Алупкинский оползень (рис. 117) имеет длину 600 м,'
ширину 800 м, мощность современных оползневых накоплений 25—30 м.
Ежегодные подвижки оползня за последние 50 лет измеряются вели-
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
477
чиной от нескольких до десятков сантиметров в год. Из 272 зданий,
расположенных на этом оползне, 77 деформированы, а 30 полностью
разрушены.

Рис. 116. Схематический геолого-литологический разрез Кучук-Койского оползня.
По В. Г. Гольтману
Верхнечетвертичные современные оползневые отложения: 1—известня-
ково-глыбовый навал; 2—суглинки с обломками и щебнем песчаников, известняков, фланцев,
с глыбами известняков; 3 — смещенные оползнем массивы сланцево-песчаниковой серии. Мор-
ские отложения: 4 — известняки верхней юры; 5 — сланцы и песчаники средней юры
(условия залегания предположительные); 6 — сланцы и песчаники средней юры (с установленными
условиями залегания); 7—сланцево-песчаниковая пачка средней юры; 8 — сланцы и песчаники
верхнего триаса — нижней юры (условия залегания предположительные); 9 — сланцы и песчаники
верхнего триаса — нижней юры (условия залегания установленные)
Характер оползней в районе Алушты — Феодосии
несколько иной. Здесь наряду с оползнями, сложенными суглинисто-
щебенистыми грунтами и развитыми в прибрежной части склона
Рис. 117. Схематический геолого-литологический профиль Алупкинского оползня.
По Л. М. Иванову
1 — верхнечетвертичные — современные оползневые накопления (темно-серые суглинки, местами
глины с обломками, щебнем, дресвой известняка, песчаника, аргиллита, сланцев и с отдельными
глыбами известняка): 2 — средне-верхнечетвертичные оползневые накопления (суглинки, глины
темно-серые, желто-серые с обломками, щебнем песчаника, известняка, аргиллита); 3 — средне-
верхнечетвертичные пролювиальные отложения (щебень, гравий известняка слабоокатаниый с крас-
но-бурым суглинистым заполнителем); 4—среднечетвертичные оползневые накопления (темно-
серые глины с обломками сланцев и песчаников); 5 — карангатские (?) морские отложения пляжа
(гравий, песок с обломками морских раковин); 6 — верхнетриасовые и нижнеюрские сланцево-пес-
чаниковые отложения; 7 — водопроявления в скважинах
(в основном до отметок 100—120 м) и имеющими те же закономер-
ности развития, что и южнобережные оползни, встречаются крупные
блоки смещенных выветрелых пород таврической серии. Амплитуда
смещения их достигает 25—60 м. В рельефе хорошо видны циркообраз-
ные головные срывы крутизной 30—50°. Площадь таких древних сме-
щенных массивов в отдельных случаях достигает нескольких гектаров,
478
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
мощность до 30—60 м. Эти участки в настоящее время находятся
в стабильном состоянии, хотя в отдельных местах (район пос. Ры-
бачье) имеются следы и современных смещений.
На Керченском полуострове оползни наиболее широко
распространены на побережье, реже в долинах крупных балок и на
карьерах Камыш-Бурунского железорудного месторождения. От мыса
Чауда до мыса Такыл выделяются три оползневых района: Опукский,
Кыз-Аульский и Такыльский. В этих районах отмечается оползание
как мэотических известняков по верхнесарматским глинам (гора Опук),
так и верхнесарматских трепеловидных известняков по темно-серым
пластичным глинам. Площадь оползней обычно составляет до 2—3 га,
мощность 6—8 м (Кыз-Аульский район). В Такыльском районе ширина
участка, захваченная оползнями, достигает 3 км, а оползневые смеще-
ния пород достигают 80 м. Склоны, где развиты оползневые процессы,
в указанных трех районах имеют крутизну 18—20°. Наиболее крупным
оползнем на побережье Керченского пролива является оползень в 2,5 км
к востоку от с. Заветное, с массой грунта объемом около 2,5 млн. л3 и
мощностью 10—12 м. В оползневой процесс там вовлечены верхнесар-
матские известняки и мергели, оползающие по глинам среднего сарма-
та. Плоскость скольжения уходит ниже уровня моря на несколько мет-
ров. В районе пос. Аршинцево (быв. Камыш-Бурун) на протяжении 2 км
вдоль побережья также имеется ряд оползневых участков. Имеются
оползни и в районе пос. Старый Карантин, с. Маяк и вдоль Азовского
побережья от с. Юраков Кут до мыса Бакланичий.
Оползни на карьерах Камыш-Бурунского железорудного месторо-
ждения развиты как среди пород «вскрыши», представленных четвер-
тичными, куяльницкими и киммерийскими глинистыми породами общей
мощностью 16—20 м, так и среди отвалов. Причина оползания — завы-
шенная (28°) крутизна откоса при вскрышных работах и увлажнение
киммерийских глин первым надрудным водоносным горизонтом. Ополз-
ни отвалов связаны с крутыми (30—40°) откосами, образующимися при
отсыпке грунта с отвального моста и увлажнением глинистых грунтов
атмосферными осадками.
СЕЛЕВЫЕ ПОТОКИ
Многие речные долины горной части Крыма подвержены селевым
паводкам как следствие ливневых дождей. Они наносят большой урон
народному хозяйству этого района, а иногда вызывают даже человече-
ские жертвы.
Селевые паводки, по Б. М. Гольдину (1964), формируются в Крыму
в результате выпадения осадков, в основном обусловленных следую-
щими процессами: 1) прохождением фронтальных разделов с запада
при широтном переносе воздушных масс; 2) прохождением циклонов и
связанных с ними фронтальных разделов с севера и северо-запада;
3) выносом масс теплого воздуха при выходе южных циклонов на Чер-
ном море; 4) внутримассовыми ливнями и грозами, связанными с на-
личием холодной депрессии над Черным морем и Малой Азией.
Три первых процесса проявляются в течение всего года, а четвер-
тый — в летние месяцы. При этом значительные ливни наиболее харак-
терны для трех последних процессов.
Суточное количество ливневых осадков, вызывающее развитие
селей, обычно составляет 30—50 мм, а в ряде случаев достигает вели-
чины 100 мм. При этом интенсивность ливней, формирующих сели, до-
стигает 1,4—1,6 мм/мин. В течение 2—3 ч такие ливни могут давать
почти 100% суточных осадков и до 70% месячных.
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
479
По динамическим свойствам селевые потоки, возникающие в гор-
ном Крыму, относятся к категории текучих, турбулентных. Скорость
такого потока почти не отличается от скорости чисто водного потока
и обычно бывает довольно велика (1,2—4 м/сек).
Гранулометрический состав селевых отложений показал, что гли-
нистой составляющей (фракция меньше 0,01 мм) в селевых отложе-
ниях бассейна мало, не более долей процента, столько же примерно со-
держится в селевых отложениях пылеватых частиц (0,01—0,1 мм).
Таким образом, селевые потоки в горном Крыму относятся к водно-
каменным потокам, в которых содержится относительно малое количе-
Рис. 118. Карта селевых бассейнов горного Крыма. Составили Л. М. Ай-
зенберг, Б. И. Гольдин, Б. Н. Иванов, А. Н. Олиферов
Повторяемость селей: 1 — часто, 2 — редко; 3 — очень редко. Типы
селей: 4 — водномелкоглыбовый; 5 — воднощебенистый
ство мелких фракций, вследствие чего мутность потока может быть не
очень велика (в сравнении с грязевыми селями), а суммарный объем
переносимых камней достаточно большим.
Всего в Крыму можно выделить четыре селевых района: юго-во-
сточный, юго-западный, предгорный и северный (рис. 118).
Наиболее типичные селевые паводки наблюдались в юго-восточ-
ном Крыму. Из них особенно сильными были селевые паводки в 1905 г.,
1909 г., 1948 г., 1956 г. и 1964 г.
Так, селем 1905 г. было уничтожено в долине р. Ускут 50 га садов,
сель 1909 г. также причинил огромные материальные убытки хозяйству
Крыма.
Селевой паводок 12 августа 1939 г. разрушил и занес дорогу и три
жилых дома на правом берегу р. Ай-Серез. Камнями и обломочным
материалом были занесены виноградники и сады. В устьях балок обра-
зовались конусы выноса шириной 60—120 м и мощностью 1,5—3 м.
Большие разрушения произвел селевой паводок, прошедший в ночь
с 12 на 13 июня 1948 г. в бассейне р. Ускут. Наносов было настолько
много, что в устье реки образовалась коса длиной 40 м. При этом по-
страдало много угодий: часть виноградников была полностью занесена
обломками глинистых сланцев и песчаников, смытыми и занесенными
480
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
оказались некоторые табачные плантации. Стволы грушевых деревьев
были занесены до кроны.
28 июня 1956 г. в результате прохождения селевых паводков
в устье р. Шелен и в устье р. Ворон образовались полуострова, высту-
пающие в море соответственно на 41 м и 62 м. Были повреждены пло-
доносящие виноградники, уничтожена часть виноградных насаждений
и садов.
В августе 1964 г. в бассейнах рек Кутлак, Шелен, Ворон, Ай-Серез
вновь отмечены селевые потоки (рис. 119). Они повредили виноградни-
ки и сады, унесли буровую установку. В 1965 г. интенсивные селевые
Рис. 119. Конус выноса селевого потока в долине р. Ай-Серез
(юго-восточный Крым)
потоки прошли на притоках р. Ускут, где была уничтожена часть вино-
градников.
Летом часто возникают селевые потоки в районе Планерского
вблизи Коктебельской долины.
Селевые явления были неоднократно зарегистрированы в юго-за-
падной части горного Крыма (к западу от г. Ялты). Так, 10 июня
1949 г., когда за один день выпало 95,3 мм осадков, между пос. Ополз-
невое и Ялтой на ряде участков было занесено наносами шоссе. В это
же время в Нижнем Кастрополе была занесена грязью и камнями тер-
ритория санатория, причем мощность наносов достигала 1,25 м. Уро-
вень воднокаменного потока дошел до окон нижнего этажа. Одновре-
менно, в устьях оврагов в береговой зоне, образовались мощные конусы
выноса, перекрывающие пляж. В это же время селевой паводок на
р. Учан-Су вынес за сутки в море не менее 1,5 млн. м3 отложений, об-
разовав прибрежную косу в виде полуострова.
В декабре 1955 г. и январе 1959 г. селевые паводки проходили
в Ореандской балке. На шоссе были вынесены наносы, высота которых
достигала 1,5 м. В первом случае камнями была занесена легковая
автомашина (рис. 120), а во второй раз — автобус.
Реже селевые паводки наблюдались на реках северного склона
Крымских гор. Как отмечали очевидцы, в июне 1915 г. селевые павод-
ки, прошедшие в бассейнах Качи и Каспаны, занесли сады щебнем на
высоту до двух аршин.
В июле 1931 г. могучий селевой поток наблюдался в Бахчисарае,
где рекой Чурюк-Су был снесен ряд мостов и разрушены здания.
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
481
В 1953 г. селевой паводок в верховьях р. Бельбек занес в окрест-
ностях с. Счастливое часть огородов и табачных плантаций. 31 июля
1960 г. селевыми потоками, прошедшими на правобережных притоках
в верховьях Бельбека, был разрушен табачный сарай, а в с. Зеленое
водокаменным потоком пробило стены дома и были повреждены ого-
роды.
В настоящее время в Крыму осуществляются агролесомелиоратив-
ные и гидротехнические меры борьбы с селевыми потоками. Так, лес-
Рис. 120. Автомашина, занесенная селевыми отложе-
ниями в Ореандской балке (окрестности Ялты)
хозами Крыма проводится механизированное террасирование горных
склонов с помощью бульдозеров с последующей посадкой леса на тер-
расах. На землях совхозов для борьбы с селями используются простые
гидротехнические сооружения. От устьев балок до главной реки про-
кладываются обвалованные селеотводящие каналы шириной 2—4 м,
глубиной 1—2 м. Проводится расчистка и в небольших объемах обва-
лование русла рек, подверженных заносам. На ряде участков соору-
жены подпорные стенки и опояски.
Некоторые объекты защищены каменными стенками. Для борьбы
с селями иногда устраивают земляные запруды (в этом случае собирае-
мая вода используется для орошения). Следует сказать, что без про-
тивоселевых мероприятий на склонах одни гидротехнические сооруже-
ния в долинах рек быстро выходят из строя и не могут полностью пре-
кратить проявление разрушительных селевых потоков.
ГРЯЗЕВЫЕ ВУЛКАНЫ
В Крыму явления грязевого вулканизма широко распространены
на Керченском полуострове, где общее число таких вулканов дости-
гает 33 (рис. 121). Первые научные сведения об этих явлениях содер-
жатся в трудах П. С. Палласа (1795, 1881). Описание грязевых вулка-
нов имеется также в работах Воскобойникова и Гурьева (1832),
Г. В. Абиха (1855, 1865), Г. Гельмерсена (1864), Н. А. Головкинского,
Н. И. Андрусова (1893), Я. В. Самойлова (1898), В. И. Вернадского и
С. П. Попова (1899, 1902), А. А. Борисяка (1907), П. Н. Чирвинского
(1908). Э. Штебера (1912, 1913, 1914, 1915), Н. Н. Клепинина (1911),
П. А. Двойченко (1914), В. Н. Бекетова (1916), Н. А. Изгарышева и
А. Ф. Слудского (1917), А. Е. Ферсмана (1917), В. А. Обручева (1921,
31 Зак. 911
482
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
1926), К. А. Прокопова (1925, 1931), А. Д. Архангельского (1925),
Н. Н. Карлова (1938), С. В. Альбова (1956, 1957), Е. Ф. Шнюкова
(1964) и др. Детальное описание всех действующих грязевых вулканов
Керченского полуострова имеется в работе В. В. Белоусова и
Л. А. Яроцкого (1936).
Морфологически грязевые вулканы Керченского полуострова пред-
ставлены двумя основными типами: 1) различной высоты холмами и
2) овальными впадинами с плоским дном. В зависимости от густоты
изливающейся грязи вулканы первого типа имеют форму либо относи-
тельно высокого (до 50 м над окружающей местностью) усеченного
конуса с крутыми склонами (вулканы Насырский, Джау-Тепе, Ак-Тюбе,
Джанкойский, Джарджавский), либо овальной йлосковершинной по-
Рис. 121. Схема расположения грязевых вулканов Керченского полуострова
1 — действующие гоязевые вулканы; 2 — ископаемые грязевые вулканы
логой возвышенности (вулканы Ново-Шепетеевский, Солдатский, Хир-
сыш-Шибаньский, Арма-Элинский). Примером грязевых вулканов вто-
рого типа являются Булганакский, Тарханский, Бурашский и Борух-
Обинский.
Грязевые вулканы несут на себе многочисленные дочерние грязе-
вые сопки, грифоны которых служат источниками выхода на поверх-
ность газов, минерализованных вод и грязи. Форма и размеры сопок и
грифонов очень разнообразны.
Характерной особенностью грязевых вулканов Керченского полу-
острова является приуроченность их к так называемым «вдавленно-
стям», представляющим собой округлые мульды, расположенные в осевых
частях, либо на крыльях антиклиналей. В общих чертах образова-
ние «вдавленностей» исследователи связывают с длительной деятель-
ностью подводных грязевых вулканов, выносящих из недр значитель-
ные массы грязекаменного материала, дефицит которого на глубине не
успевает непосредственно после извержения компенсироваться подто-
ком глинистых пород снизу и со стороны, вследствие чего и происходит
прогибание вышележащих слоев под дополнительной тяжестью выбро-
шенной брекчии. По примерной оценке Г. А. Лычагина (1952), общий
вес ископаемых сопочных брекчий неогенового возраста на Керчен-
ском полуострове составляет около 25 млрд. т.
Наличие прослоев ископаемой сопочной брекчии среди отложений
среднего Майкопа Керченского полуострова позволяет заключить, что
начало грязевулканической деятельности в этом районе относится
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
483
к олигоценовому времени. Однако минералого-петрографическое и мик-
рофаунистическое изучение твердых выбросов грязевых вулканов Кер-
ченского полуострова показывает, что корни их уходят значительно
глубже подошвы третичных отложений, достигая нижнемеловых и верх-
неюрских пород (Шарданов и др., 1962).
В составе газов грязевых вулканов Керченского полуострова
в периоды их спокойной деятельности преобладает метан; второе место
обычно занимает углекислый газ и третье — азот. Однако в отдельных
грифонах в различные периоды их деятельности эти соотношения
могут существенно меняться. Количество тяжелых углеводородов в га-
зовых выделениях здесь, как правило, ничтожно.
Преобладание метана в газах грязевых вулканов, как и в газах
нефтяных месторождений, позволяет большинству исследователей рас-
сматривать грязевые вулканы как продукт газонефтяных месторожде-
ний. Однако часть исследователей еще со времен Г. Абиха склонна-
считать грязевые вулканы генетически связанными с магмой.
По нашему мнению, непрерывно продолжающееся выделение газов
в грязевых вулканах Керченского полуострова от среднего Майкопа до
наших дней, т. е. в течение десятков миллионов лет, свидетельствует
скорее о том, что питание их происходит не вследствие дегазации неф-
тяных месторождений, а либо из неограниченных запасов земных недр,
либо в результате устойчивого генерирования колоссальных количеств
газа в земной коре.
В 1902 г. в сопочных водах и брекчиях Керченского полуострова
В. И. Вернадским и С. П. Поповым впервые выявлено наличие буры.
В последние годы установлено, что с грязевыми вулканами Керчен-
ского полуострова связан характерный комплекс элементов, в который
входят йод, бром, мышьяк, ртуть, хлор и др.
В газах грязевых вулканов в настоящее время установлено также
значительно повышенное (от п • 10 6 до 7,2 • 10-5 мг/л) содержание па-
ров ртути, которые обнаружены на всех опробованных действующих
грязевых вулканах Керченского полуострова, а на «потухших» либо
совсем отсутствуют, либо содержатся в относительно малых количе-
ствах (п • 10-7 мг/л). В газах же сильно газирующих нефтяных грифо-
нов Чорелекской антиклинали, не носящей следов грязевулканической
деятельности, пары ртути совсем не обнаружены.
Таким образом, приуроченность геохимического комплекса харак-
терных для постмагматических процессов элементов к грязевым вулка-
нам Керченского полуострова свидетельствует о вероятной связи кор-
ней этих вулканов либо с глубинными зонами земной коры, либо
с внедрившимися в верхние слои последней магматическими телами,
которые обусловили поступление в. эруптивный аппарат грязевых вул-
канов эманаций и гидротерм, обогащающих продукты сопочной дея-
тельности такими глубинными элементами, как ртуть, возможно,
мышьяк ц. др. Связь же керченских грязевых вулканов с месторожде-
ниями нефти, по-видимому, является, как это считал С. Ф. Федоров
(1939), не генетической, а только территориальной.
31*
Глава IX
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ КРЫМА
Крымский полуостров составляет участок Средиземноморского
складчатого пояса, и его геологическая история теснейшим образом
связана с историей окружающих его территорий Альпийской складча-
той области и Скифской плиты. В истории геологического развития
Крымского полуострова, как и во всей Альпийской' системе, можно вы-
делить два больших периода: домезозойский (докембрийско-палеозой-
ский), или древний, и мезозойско-кайнозойский, или собственно альпий-
ский.
О первом периоде можно судить только предположительно, так как
о его истории имеется очень мало данных. В конце его, в позднем
палеозое, сложилось докембрийско-палеозойское складчатое основание
равнинного и горного Крыма, которое на севере Крыма было сильно
приподнято и в конце палеозоя и начале мезозоя представляло собой
обширную горную страну.
Второй период, альпийский, разделяется для горного Крыма на два
этапа: собственно геосинклинальный (с триаса до конца палеогена),
внутри которого выделяются ранняя, зрелая и поздняя стадии, и заклю-
чительный, молассовый или орогенный, охватывающий конец палео-
гена — неоген.
В раннюю стадию геосинклинального развития, продолжавшуюся
от верхнего триаса до конца средней юры, на юге Крыма происходило
•образование геосинклинального прогиба и накопление мощных осадоч-
ных и эффузивных комплексов с одновременным формированием склад-
чатых структур различных порядков.
В зрелую стадию, охватившую позднюю юру и начало раннего
мела, продолжалось образование отдельных прогибов и поднятий, на
которые расчленился геосинклинальный прогиб ранней стадии. К концу
этой стадии была сформирована внутренняя структура Крымского
мегантнклинория, и в дальнейшем она испытала только колебания как
единое целое, лишь, местами подвергаясь разломам.
Поздняя стадия, соответствующая по времени концу раннего мела,
позднему мелу и палеогену, характеризовалась формированием Крым-
ского мегантнклинория как единого крупного поднятия, осложненного
отдельными прогибами и разломами. Воздымание его в конце этапа
•сопровождалось на Керченском полуострове складчатостью перед сред-
ним миоценом. В то же время область равнинного Крыма, начиная
с конца готерива—баррема и особенно с апта—альба, была захвачена
крупными погружениями и превратилась в область опускания плат-
форменного типа.
Заключительный этап геосинклинального развития, охватывающий
для Крыма неоген и четвертичный период, характеризуется формирова-
нием Индоло-Кубанского краевого прогиба и прогибанием Керченско-
Таманской области периклинального прогиба.
При этом происходило мощное накопление осадков и формирова-
ние складок, которые значительно осложнили южное крыло Индоло-
Кубанского прогиба и Керченско-Таманский периклинальный прогиб.
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
485-
В этом этапе продолжалось усиленное поднятие мегантиклинория
горного Крыма и, вероятно, началось опускание его южного крыла.
В равнинной части Крыма в области Скифской плиты продолжалось
накопление маломощных осадков. В конце этапа, в плиоцене и четвер-
тичном периоде, происходило формирование современного рельефа
Крыма: в результате поднятия одних участков (Крымские горы, Тар-
ханкутское поднятие) и опускания других (Присивашье), действия
эрозии, а также разрушительной и созидательной деятельности моря
образовались горные гряды, речные долины, устанавливалась берего-
вая линия. В итоге Крымский полуостров приобрел современные очер-
тания и особенности рельефа.
ДРЕВНИЙ ПЕРИОД ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ ИСТОРИИ
Данные о разделении складчатого основания равнинного Крыма
на Средне-Крымский срединный массив с байкальским возрастом
складчатости и Тарханкутскую зону верхнепалеозойской складчатости
позволяют наметить самые основные черты истории формирования
этого основания.
Область Крымского полуострова, так же как и прилегающая часть-
Черного моря Кавказа и Балканского полуострова, испытала складча-
тость в конце протерозоя (рифея) и вошла в состав обширного пояса
складчатой системы байкальского возраста (байкалид), которая обра-
зовалась на всем пространстве между Восточно-Европейской и Афри-
канской платформами.
В пределах этого обширного пояса байкалид в палеозое возникли
отдельные узкие геосинклинальные прогибы, два из них — на интере-
сующей нас площади: Добруджинско-Тарханкутский и Кавказский.
Первый из них в виде пологой дуги огибал край Восточно-Европейской
платформы и в своей широтной части располагался на площади совре-
менного равнинного Крыма, второй (вернее, система нескольких про-
гибов) — находился на территории современного Большого Кавказа.
В результате процессов складчатости и замыкания этих прогибов
на их месте образовались позднепалеозойские складчатые ^системы.
В конце палеозоя на их месте возникли горные гряды. Одновременно1
с их ростом во второй половине карбона и перми происходило образо-
вание обширных впадин типа межгорных котловин заключительного
этапа, охвативших при своем формировании значительные простран-
ства соседних массивов байкальского возраста. В равнинной части
Крыма в это время возникла впадина на месте современной Альмин-
ской, в которой можно предполагать широкое распространение извест-
няков .среднего карбона и перми. Подобная же впадина, видимо, обра-
зовалась к югу от Крыма, на месте прилегающей части Черного моря.
В совокупности все эти структуры: срединные массивы байкаль-
ского возраста, складчатые системы верхнего палеозоя и межгорные
впадины с заполняющими их верхнепалеозойскими осадками — обра-
зуют складчатое основание Скифской плиты.
К началу мезозоя складчатые системы верхнепалеозойского воз-
раста представляли собой’горные гряды, в которых дислоцированное
основание было высоко приподнято. Межгорные же впадины и средин-
ные массивы были относительно опущены и частью прикрыты отложе-
ниями верхнего палеозоя, представленными главным образом известня-
ками среднего карбона и перми, и, возможно, также отложениями ниж-
него и среднего триаса. На такого рода складчатом палеозойском суб-
страте, прикрытом местами осадочным чехлом, развились структуры
альпийского периода развития.
486
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
АЛЬПИЙСКИЙ ПЕРИОД ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ ИСТОРИИ
ГЕОСИНКЛИНАЛЬНЫЙ ЭТАП РАЗВИТИЯ
НАЧАЛЬНАЯ СТАДИЯ
Г
Начало геосинклинального развития горного Крыма связано сфор-
мированием в южной части современного Крыма глубокого геосинкли-
нального прогиба. Все имеющиеся данные по его истории и стратигра-
фии заполняющих его осадков показывают, что этот прогиб являлся
лишь частью значительно более крупного гёосийклинального прогиба,
именуемого Крымско-Кавказской геосинклиналью. Осевая часть по-
следней проходила вдоль современного ж южного склона Большого
Кавказа и северную часть Черного моря, через горный Крым и далее
шла на запад, заканчивалась она, видимо, в области восточного окон-
чания Балканского хребта. Такого рода крупные прогибы всегда бы-
вают ограничены глубинными разломами, и можно полагать, что раз-
ломы, отделяющие мегантиклинорий горного Крыма от Скифской
плиты, и были созданы при формировании Крымско-Кавказского гео-
синклинального прогиба.
Значительно более гипотетично можно наметить разломы южного
ограничения описываемого прогиба. Геофизические исследования по-
следних лет (Непрочнов, 1965) позволяют высказать предположение,
что участок с уменьшенной мощностью осадков, намечаемый под дном
моря, соответствует южному ограничению прогиба.
Как уже отмечалось, Крымско-Кавказский геосинклинальный про-
гиб образовался на месте складчатого палеозойского основания за
счет его разламывания и глубокого опускания участка, ограниченного
этими разломами. С самого начала прогиб был разделен на более глу-
бокие и более приподнятые участки. Однако в нем может быть выде-
лена осевая часть в верховье Марты и Бодрака. Как показывают гео-
физические данные, здесь глубина подошвы таврической серии опу-
щена до 4 км от поверхности, поднимаясь к северо-западному краю
области выходов таврической серии до 2—2,5 км.
Особенно отчетливо наметилось разделение прогиба на более и
менее опустившиеся участки с начала лейаса. Как выяснил А. И. Ша-
лимов, различия разрезов лейасовых отложений подчеркивают диффе-
ренциацию условий в бассейне седиментации, наметившуюся с конца
триаса. На формирующихся конседиментационных поднятиях (местами
увенчанных конусами подводных вулканов) росли биогермы. Они раз-
рушались; их обломки образовывали локально развитые горизонты
известняковых глыб. На участках поднятий накопление лейасовых отло-
жений началось с плинсбаха—тоара. В прогибах осадконакопление
шло непрерывно, движения дна находили отражение в изменениях
состава осадков. Сокращенные разрезы салгирского типа, (по А. И. Ша-
лимову) характеризуют~^бласти конседиментационных поднятий, а бо-
лее полные разрезы альминского типаобласти локальных прогибов.
Разрезы лейасовых отложений «салгирского типа» преобладают
вдоль северного края геосинклинального трога от Симферополя до
Сухой речки, а также характерны для района Ялты, где их появление,
видимо, указывает на приближение к южному краю трога. В централь-
ных частях флишевого прогиба развиты преимущественно разрезы
«альминского типа» с преобладанием разнообразных флишевых толщ.
«Салгирский тип» разреза в центральных частях флишевого трога про-
явлен локально и, вероятно, связан с формированием наиболее резко
выраженных конседиментационных антиклиналей (например, верховья
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
487
р. Стиля). Указанная зональность подчеркивает общий синклинорный
характер структуры доверхнеюрских отложений в горном Крыму.
Общая мощность лейасовых отложений в краевых зонах геосин-
клинального трога на севере, а также и в районе Ялты меняется в пре-
делах от 250—300 до 500 м. В центральной части Качинского поднятия
(а также и в пределах Южнобережного поднятия) она может быть
в несколько раз больше. При оценке мощностей лейасовых (и верхне-
триасовых) отложений необходимо учитывать явления пластического
нагнетания флишевых толщ во вскрытые эрозией ядра антиклинальных
поднятий.
Возникновение флишевой ритмичности в осадках верхнего триаса—
лейаса, по-видимому, следует связывать в первую очередь с много-
кратным ритмичным поступлением придонных суспензионных потоков,
приносивших песчаный и алевритовый материал из прйбрежных «шель-
фовых» зон в более глубокие области геосинклинального трога. Осадки,
характеризующие местные условия седиментации в этом достаточно
глубоком бассейне, представлены пелитовой фракцией. После быстрого
осаждения песчаной и алевритовой фракций, принесенных суспензион-
ным потоком, восстанавливались нормальные условия седиментации
данных глубин, и накопление пелитовой фракции, завершающей ритм,
шло чрезвычайно медленно. Расчеты показывают (Шалимов, 1962),
что формирование одного ритма флишевых отложений таврической
серии продолжалось в среднем около 1000 лет. Учитывая быстроту
накопления песчаного и алевролитового материала, этот интервал сле-
дует рассматривать в качестве характеристики скорости накопления
илйстой фракции в условиях данного бассейна. Она, по-видимому,
составляла в среднем около 0,5 мм/год в пересчете на мощность диаге-
незированного осадка. Процесс осадконакопления был очень усложнен
масштабами отдельных суспензионных потоков, особенностями рельефа
континентального склона и дна бассейна, изменениями этого рельефа
за счет тектонических движений, наличием длительных и эпизодических
течений в верхних слоях воды и в придонной области и т. д. В краевых
зонах флишевого трога в составе ритмов заметную роль играет гра-
вийный и галечный материал, образующий слои и пачки различной
мощности, что затушевывает тонкую, ритмичность, характерную для
типичного флиша, но сс^здает свою особую грубую ритмичность «дикого
флиша». - »
Причины, вызывающие появление суспензионных потоков, подробно
освещались в литературе (Kuenen, Migliorini, 1950; Киепеп, 1953;
Ksi§zkiewicz, 1954 и т. д.). В данном случае, учитывая интервалы вре-
мени, отделяющие моменты проявления суспензионных потоков
в одном и том же участке бассейна, приходится связывать их образо-
вание с катастрофическими землетрясениями в шовных зонах геосин-
клинального трога.
Вследствие того что стратиграфия таврической серии еще в дета-
лях не разработана, в настоящее время не представляется возможным
восстановить историю развития Крымской геосинклинали в верхнетриа-
совое и нижнеюрское время. Можно только предполагать, что поскольку
фауна верхнего триаса встречается главным образом в глинах с кон-
крециями сидеритов, т. е. в достаточно глубоководных отложениях,
прогибание геосинклинали,в начале этапа не полностью компенсиро-
валось отложением осадков. В дальнейшем в связи с ростом и одно-
временным разрушением кордильер поступление терригенного мате-
риала в бассейны накопления осадков увеличилось и началось отложе-
ние флишевых толщ очень большой мощности. О быстром росте и
энергичном разрушении воздымающихся кордильер свидетельствует
488
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
наличие в толще флишевых пород таврической серии глыбовых гори-
зонтов. В составе глыб этих горизонтов присутствуют, кроме песчани-
ков, происходящих из таврического флиша, разнообразные известняки:
триасовые, нижнеюрские, а также палеозойские. Последние, возможно,
скатывались в море с лежащей на севере гористой суши и затем опол-
зали по илистому дну. Не исключена, однако, возможность, что палео-
зойские породы выходили на дневную поверхность также в сводах
наиболее приподнятых антиклинальных поднятий, находящихся в пре-
делах самого геосинклинального бассейна и подвергавшихся размыву.
Довольно яркие примеры подводных оползней незатвердевших осадков,
наблюдаемые в породах таврической серии, лишний раз свидетель-
ствуют о том, что в триасово-лейасовое время в Крымской геосинкли-
нали отложение осадков и их складчатость представляли собой двуеди-
ный процесс. О динамичности обстановки, существовавшей в Крымской
геосинклинали в триасовое и лейасовое время, свидетельствуют также
проявления подводного вулканизма.
К началу нижней юры внутри геосинклинали на месте северного
крыла Качинского антиклинория произошли воздымания: образовалось
устойчивое поднятие, по-видимому, прилегавшее к приподнятой обла-
сти равнинного Крыма. В связи с этим в данной зоне в нижнеюрское
время происходило отложение мелководных осадков — песчаников и
мелкогалечных конгломератов эскиординской фации, которые эквива-
лентны части флиша, отлагавшегося южнее. К началу отложения
среднеюрских осадков наряду с мелкой складчатостью были сформиро-
ваны и более крупные структурные элементы — поднятия и прогибы,
созданные тектоническими движениями. В среднеюрское время наибо-
лее обширное поднятие было, вероятно, на месте центральной части
Качинского. антиклинория. Об этом свидетельствует не только отсут-
ствие здесь среднеюрских пород, но и налегание непосредственно на
таврическую серию верхнеюрских конгломератов на водоразделе Альмы
и Салгира. Таким образом, перед отложением верхней юры эта гео-
антиклиналь уже поднималась и была размыта. С южным крылом
геоантиклинали связано отложение мелководных и континентальных
угленосных отложений средней юры. В то же время к северо-западу
и юго-востоку от этого поднятия шло накопление мощных глинисто-
песчаных конгломератовых и отчасти эффузивных толщ в полосе совре-
менных предгорий в долинах Альмы, Бодрака и Качи и в области
Юго-Западного синклинория.
Вторая, меньшая геоантиклиналь намечается на месте современной
антиклинали — Сухой речки (Балаклавского поднятия), где нет байос-
ских пород и бат ложится непосредственно на таврическую серию.
Наличие третьей геоантиклинали можно предполагать к югу от берегов
Крыма (южнее Фороса), на что указывает вероятное происхождение
галек среднеюрских конгломератов Южного берега в райо'не Фороса.
Наконец, четвертая геоантиклиналь, по-видимому, располагалась в пре-
делах Туакского поднятия. В осложняющих его строение складках
в районе с. Рыбачье участвуют среднеюрские породы, содержащие в са-
мом основании только батскую фауну Ч Батские песчаники здесь транс-
грессивно перекрывают таврическую серию, что свидетельствует
о существовании в начале средней юры и байосе Туакского поднятия,
выступавшего из-под уровня моря. С его восточным погружением и
характерными для последнего разломами связаны вулканические
излияния Карадага. На западе, по-видимому, в районе современного
1 В то же время в Судакском синклинории и в районе Карадага хорошо изве-
стны отложения байоса.
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
489
Чатырдага Туакская геоантиклиналь сливалась с Качинской геоанти-
клиналью; в среднеюрское время они, вероятно, составляли одно целое
и разделились позднее, уже в начале верхней юры.
Между перечисленными геоантиклиналями в средней юре образова-
лись четыре геосинклинальных прогиба. Один из них — Бахчисарай-
ский— протягивался в широтном направлении между палеозойским
массивом равнинного Крыма и Качинским поднятием. Вдоль его юж-
ного борта по краю Качинской геоантиклинали в среднеюрское время
происходили длительные подводные вулканические извержения, с кото-
рыми связайо образование мощных эффузивных толщ, а также мелких
интрузий в районе мыса Фиолент и долин Бодрака и Альмы. Такая
ориентированность вулканических проявлений связана, очевидно, с на-
личием здесь продольных по отношению к краю геосинклинали глубо-
ких разломов. Возникновение их, вероятно, происходило в зоне сопри-
косновения области с преобладающими опусканиями на севере с обла-
стью преобладающих поднятий на юге. Продолжением рассматривае-
мого прогиба на востоке являлся участок, заполненный битакскими
конгломератами.
Второй прогиб, располагавшийся на месте современной юго-запад-
ной части горного Крыма, с юга, вероятно, ограничивался предпола-
гаемой Форосской геоантиклиналью. В северном крыле этого прогиба
вдоль края центральной (Качинской) геоантиклинали происходило на-
копление байосских угленосных осадков, развитых в верховьях Качи и
Бельбека. Южнее формировались более мощные морские песчано-гли-
нистые породы, а еще далее к югу в пределах прогиба намечается по-
лоса вулканических излияний Тессели—Голубой Залив, связанная
с разломом, осложняющим южное крыло прогиба.
Вдоль северо-восточного края этого геосинклинального прогиба и
контуров вероятного его восточного замыкания протягивается полоса
крупных интрузивных изверженных пород (Аю-Даг, Кастель, Урага),
которая, как уже было отмечено при описании тектоники, вытянута
в общем почти меридионально. Можно предположить, что интрузии
связаны здесь с зоной разломов, образовавшихся вдоль края, или
линии замыкания прогиба, и отделяют его от соседней области одно-
временных поднятий Туакской геоантиклинали.
Третий прогиб — Судакский — намечается в восточном Крыму, на
месте Судакского синклинория. Он имел восток-северо-восточное про-
стирание, окаймляя с юга Туакскую геоантиклиналь; северо-восточное
и юго-западное окончания его неизвестны.
Четвертый прогиб располагался на месте синклинория восточного
Крыма, под которым, видимо, имеются среднеюрские породы. В этом
прогибе происходило отложение очень мощных, преимущественно гли-
нистых осадков и местами вулканических пород (гора Карадаг, Пла-
нерское) .
Приуроченность вулканических очагов к северному борту Судак-
ского прогиба может служить указанием на то, что Туакское поднятие
и Судакский прогиб были разделены разломом глубокого заложения.
Поскольку Судакский синклинорий ныне почти целиком находится под
водами Черного моря, остаются неизвестными его границы. Несо-
мненно, однако, что соответствующий ему прогиб достаточно далеко
продолжался на юго-запад вдоль склона Южнобережного поднятия.
Не исключено, что среднеюрские отложения, развитые на отдельных
участках прибрежной полосы в западной части Южного берега (Каст-
рополь, Мелас, Тессели), являются фрагментами северного крыла
этого прогиба, лежащего в основном под водами моря. Во всяком
случае, фации средней юры в прибрежной полосе Южного берега
490
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
(глины, флиш, мощные эффузивные комплексы) очень сильно отли-
чаются от фаций средней юры, залегающей вверху склона, где развиты
преимущественно песчаники.
Развитие трансгрессии в батское время привело к расширению
площади геосинклиналей, покрытых морем в байосе, и к их углублению.
Происходило, видимо, общее опускание всей Крымской геосинклинали.
В результате размеры Качинской геоантиклинали сильно сократились,
а геоантиклинали Сухой речки и Туакская скрываются под уровнем
моря. Расширяется к западу и, возможно, к северу и прогиб восточ-
ного Крыма.
В начале келловея происходит второе за альпийский период общее
поднятие горного Крыма. В результате регрессии морские осадки продол-
жают отлагаться только в наиболее прогнутых частях двух геосинкли-
нальных прогибов — Судакского и Юго-Западного, а в дальнейшем
в конце раннего или начале среднего келловея вся территория совре-
менного горного Крыма, кроме Судакского геосинклинального прогиба,
оказывается приподнятой выше уровня моря. Верхнёюрские осадки Окс-
форда всюду ложатся с размывом, несогласно, на нижний келловей,
доггер или прямо на таврические сланцы. При этой регрессии была,
в частности, видимо, приподнята вся Бахчисарайская геосинклиналь,
в которой осадконакопление в верхней юре не происходило и которая
таким образом была поднята и только позднее перекрыта осад-
ками 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 в начале позднеюрского времени, перед отложе-
ниями оксфордских осадков.
В строении Качинского и Туакского антиклинальных поднятий,
Ялтинской, Форосской и Балаклавской антиклиналей участвуют породы
среднеюрского возраста. Это позволяет довольно точно определить
возраст упомянутых структурных элементов, перекрытых трансгрес-
сивно залегающими верхнекелловейскими и оксфордскими отложе-
ниями. Они являются, очевидно, предверхнекелловейскими или пред-
оксфордскими и, таким образом, окончательное их оформление совпа-
дает по времени с регрессией и развитием общих поднятий в горном
Крыму, которые происходили перед верхним келловеем—Оксфордом.
В связи с ростом и развитием этих антиклинальных поднятий средне-
юрские отложения, слагающие их крылья, были смяты в мелкие
складки. Последние в среднеюрских породах значительно проще, чем
в таврической серии, но все же местами и они сильно осложняют строе-
ние крупных структурных элементов. Кроме того, отложения средней
юры, слагающие крылья растущих антиклинальных поднятий, были
смяты в довольно резкие складки, разорванные сбросами. Позднее эти
складки подверглись значительному размыву и в дальнейшем были
несогласно перекрыты отложениями Оксфорда. Такими . складками, '
в частности, осложнено южное крыло (район Рыбачьего) и восточное
окончание Туакского поднятия. В это же время в начале келловея про-
исходили последние вспышки вулканической деятельности (Карадаг).
Особенно интенсивная складчатость, сопровождавшаяся дробле-
нием пород и вулканической деятельностью, происходила вдоль север-
ного края Качинского поднятия в зоне упоминавшегося ранее глубин-
ного разлома, разделяющего эпигерцинскую платформу и мезозойскую
геосинклиналь. Возникший в этой зоне Мезотаврический кряж под-
вергся интенсивному и быстрому размыву, и верхнеюрские отложения
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
491
в этой зоне залегают на совершенно выровненной поверхности триасо-
лейасовых и среднеюрских отложений.
Вдоль северного края Туакского поднятия в келловее сформиро-
вался, по-видимому, неширокий прогиб, по которому морская трансгрес-
сия распространилась до Чатырдага и далее на юго-запад, где возник
обширный прогиб, расположенный вдоль южного края Качинского под-
нятия, которое к этому времени уже соединилось с массивом равнин-
ного Крыма. Благодаря образованию этого Чатырдагского «пролива»
произошло разделение единого Качинско-Туакского поднятия на две
самостоятельные структуры. В этом выразилась частичная перестройка
структурного плана в геосинклинальной части Южного Крыма в начале
поздней юры.
Таким образом, в результате келловейских движений обстановка
в описываемой области существенно изменилась. За счет замыкания
северного, Бахчисарайского, среднеюрского прогиба и слияния вслед-
ствие этого Качинского поднятия с приподнятой областью, находя-
щейся на севере Крыма, площадь, занятая морем, сильно сократилась.
Море, помимо Судакского прогиба, заполняло в это время только
сравнительно узкий прогиб извилистых очертаний, на востоке окай-
мляющий северный склон Туакского поднятия, а на западе — южный
склон Качинского.
ЗРЕЛАЯ СТАДИЯ
Крупные поднятия конца среднеюрского—начала позднеюрского
(келловейского) времени заканчивают начальную стадию геосинкли-
нального развития Крыма. Со второй половины келловея начинается
следующая, зрелая, стадия развития Крымского геосинклинального
прогиба. Эта стадия характеризуется возникновением системы трех
больших, но относительно плоских геосинклинальных прогибов: Судак-
ского и Юго-Западного, унаследованных по отношению к среднеюр-
ским, и Восточно'Крымского, несколько смещенного к северу по отно-
шению к соответствующему среднеюрскому.
По сравнению с отложениями средней юры и в особенности с от-
ложениями таврической серии верхнеюрский комплекс осадков отли-
чается большим разнообразием литологического состава, резкой измен-
чивостью фаций и мощностей. Главной причиной этого следует считать
усложнение тектонических движений, которые в позднеюрское время
приобрели резко дифференцированный характер. Следствием интенсив-
ного развития тектонических движений явилось расчленение единого
геосинклинального прогиба, в котором шло накопление пород тавриче-
ской серии, на несколько частных прогибов в средней юре и дальней-
шее их усложнение в позднеюрское время с разделением дна унасле-
дованных и вновь образованных прогибов на ряд фациальных зон,
характеризующихся накоплением определенных литологических типов
осадков, отражающих особенности различных условий осадкообра-
зования.
В процессе образования верхнеюрского осадочного комплекса гор-
ного Крыма немаловажная роль, наряду с тектоникой, принадлежала
также климату и вообще физико-географической обстановке поздне-
юрской эпохи. Так, появление среди верхнеюрских отложений огром-
ного количества разнообразных известняков, полностью отсутствующих
в средней юре, безусловно, было вызвано изменениями в физико-
географической среде, оказавшимися благоприятными для расцвета
организмов, выделявших известь, и для процесса накопления карбо-
натного вещества в осадке.
492
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
На месте Судакского синклинория в течение всего позднеюрского
времени, как и в средней юре, продолжали накапливаться преимуще-
ственно глинистые осадки, сменившие без следов перерыва среднеюр-
ские отложения. На отдельных участках эти отложения имели флише-
вый характер.
В целом стратиграфический разрез глинистых верхнеюрских отло-
жений Судакского прогиба отличается полнотой, непрерывностью и
большой мощностью (свыше 3000 м). Перерыв между отложениями
Оксфорда — нижнего кимериджа и титона, характерный для других рай-
онов горного Крыма, здесь отсутствует.
Судя по составу и характеру фаций развитых в нем отложений,
Судакский геосинклинальный прогиб протягивался на значительное
расстояние к восток-северо-востоку и запад-юго-западу от современ-
ного Меганомского полуострова. На востоке, в районе Карадага, он
соединялся с восточной частью Восточно-Крымского прогиба, где
также происходило накопление преимущественно глинистых осадков.
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 сред-
ней юры. Вдоль северного его борта в позднекелловейское—оксфорд-
ское время шло формирование крупных биогермных массивов, образо-
вывавших мощные линзообразные тела в толще глин (горы Хоба-Кая,
Сокол, Козья и др.). Цепь этих массивов четко оконтуривала с севера
область накопления глинистых отложений верхней юры большой мощ-
ности, т. е. определяла северную границу Судакского прогиба. Глав-
ными породообразующими организмами в верхнеюрских биогермах
Судакского прогиба являются известковые водоросли и кораллы. Наи-
большее развитие рифогенные образования получили в оксфордское
время. Ряд данных свидетельствует о том, что рост этих рифовых мас-
сивов происходил в строгом соответствии и в прямой зависимости от
развития как всего прогиба в целом, так и отдельных усложняющих
его северное крыло структур. Наряду с крупными рифовыми масси-
вами широко распространены были также мелкие рифовые образова-
ния, содержащиеся в глинах в виде отдельных линз и желваковых
включений. В течение всего кимериджского времени в Судакской гео-
синклинали продолжалось накопление глинистых осадков. Конец киме-
риджского и начало титонского века характеризовался появлением
более грубых (песчаники с углистыми остатками, конгломераты) осад-
ков, ставших впоследствии толщей флишевых образований в централь-
ной части рассматриваемого прогиба.
Таким образом, на протяжении всей поздней юры Судакский про-
гиб был областью устойчивых прогибаний.
В настоящее время сохранился лишь незначительный участок
северного крыла и осевой зоны прогиба, соответствующего Судакскому
синклинорию, основная же его часть погребена под дном Черного моря.
К северу от Судакского прогиба в пределах области Судакско-
Карадагских складок, расположенных на погружении Туакского под-
нятия, верхнеюрские осадки отлагались непосредственно на породах
таврической серии (в среднеюрское время эта область была размыта).
Здесь накапливались преимущественно мелководные осадки верхнего
келловея, Оксфорда: конгломераты, разнообразные песчаники, извест-
няки, песчанистые глины. Общая мощность их составляет не более
600—700 м. Оксфордская трансгрессия пришла сюда с востока. Ранее
всего (в позднем келловее) она захватила восточное погружение Туак-
ского поднятия: море проникало там в синклинальные ложбины, тогда
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
493
как разделяющие их растущие антиклинали подвергались разрушению
и являлись источником грубообломочного материала. Осадконакопле-
ние в течение позднекелловейского, оксфордского и раннекимеридж-
ского времени происходило здесь одновременно с развитием складча-
тых форм — прогибанием синклиналей и поднятием антиклиналей, что
обусловило чрезвычайную пестроту фаций оксфордских отложений
(конгломераты, песчаники, глины, рифовые известняки) и их законо-
мерную приуроченность к определенным элементам складчатых струк-
тур. По-видимому, в это время начинает развиваться Эчкидагский
надвиг, по которому Туакское поднятие надвинуто на Судакский син-
клинорий. Положение этой крупнейшей дислокации несомненно пред-
определено разломом глубокого заложения, который по крайней мере
со среднеюрского времени разделял Туакское поднятие и Судакскую
геосинклиналь.
Восточно-Крымский геосинклинальный прогиб начал полностью
заполняться осадками начиная с Оксфорда и в течение всего позднеюр-
ского этапа развития он резко разделялся на две части, соответствую-
щие двум крупным структурно-фациальным зонам: восточную и за-
падную.
В восточной части прогиба в оксфордское и раннекимериджское
время отлагались сравнительно маломощные конгломераты, песчаники,
известняки, реже глины. Известняки чаще всего образовывали линзо-
видные включения внутри песчаников и конгломератов.
В западной части прогиба накапливались преимущественно извест-
няки. В пределах западного центриклинального замыкания Восточно-
Крымского прогиба в оксфордское и раннекимериджское время шло
интенсивное накопление конгломератов полимиктового состава: наибо-
лее широко они развиты в районе горы Южная Демерджи, где их мощ-
ность достигает 1400 м. Снос обломочного материала, входившего
в состав конгломератов, происходил в основном с юга, с Туакского
поднятия, а также с крупного поднятия, располагавшегося в пределах
современного Черного моря. Часть обломочного материала (незначи-
тельная) поступала, кроме того, с севера, с Качинского поднятия и,
возможно, с палеозойского массива равнинного Крыма.
В позднекимериджское время на всей территории прогиба в осад-
конакоплении отмечался кратковременный, но резко выраженный пере-
рыв. В восточной части прогиба он в титоне сменился временем на-
копления толщи конгломератов и терригенно-карбонатного флиша.
Терригенный материал в большем 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 Восточно-Крымского прогиба превышала 3000 м.
В западной части прогиба (район современного плато Караби,
Демерджи и Долгоруковской яйлы) в течение титонского времени накап-
ливались весьма разнообразные по генезису, структурно-текстурным
'особенностям и вещественному составу известняки (массивные рифо-
генные, слоистые, чистые пелитоморфные, обломочные, глинистые и
другие и их различные сочетания).
Ряд изолированных титонских известняковых массивов образо-
вался, кроме того, вдоль северного борта Восточно-Крымского прогиба.
Крупнейшим из них является Агармышский массив близ Старого
Крыма.
Таким образом, областью наиболее интенсивных опусканий • Вос-
точно-Крымского геосинклинального прогиба в поздней юре являлась
его восточная часть, где шло накопление флишевых пород титона.
Западная же часть прогиба характеризовалась более слабыми опуска-
494
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
ниями и соответственно сравнительно меньшими глубинами, вследствие
чего наиболее широкое распространение здесь получили различные
известняки. Граница между этими двумя фациальными зонами с резко
различным составом развитых в их пределах осадков проходит по
западному склону долины р. Танас в ее верховьях.
Одновременно с развитием Восточно-Крымского геосинклинального
прогиба и заполнением его осадками в течение позднеюрского времени
происходил рост располагавшегося к югу от прогиба Туакского гео-
антиклинального поднятия, с которого поступало большое количество
обломочного материала. По мере роста и расширения поднятия геосин-
клинальный прогиб смещался к северу, о чем свидетельствует транс-
грессивное залегание титона на отложениях Оксфорда и нижнего
кимериджа в пределах северных предгорий Главной гряды.
Геосинклинальный прогиб юго-западного Крыма, сформировав-
шийся еще в среднеюрское время, в поздней юре стал областью осадко-
накопления лишь в Оксфорде (в келловее большая часть юго-запад-
ного Крыма, за исключением только ее крайней юго-западной оконеч-
ности и области, примыкающей с юга к Качинскому поднятию, испы-
тала поднятия). Характер залегания оксфордских слоев в восточной
части Южного берега, трансгрессивно переходящих в западном на-
правлении на более древние горизонты, свидетельствует о том, что
развитие верхнеюрской трансгрессии происходило не только с юго-
запада (со стороны прогиба келловейского возраста), но также и
с востока.
Будучи унаследованным по отношению к тому геосинклинальному
прогибу, который существовал в юго-западном Крыму в средней юре,
позднеюрский прогиб в то же время распространялся к северу и к вос-
току значительно дальше. На это указывает трансгрессивный характер
залегания верхнеюрских отложений на породах таврической серии
в пределах восточной окраины Бабуган-яйлы и северных предгорий
Главной гряды (район верхнего течения р. Бельбек).
На большей части геосинклинального прогиба юго-западного
Крыма в позднеюрское (оксфордское — раннекимериджское) время
главным образом были распространены карбонатные осадки: извест-
няки, массивные и слоистые, и мергели. Только местами (район Гур-
зуфа, северные склоны Яйлы) здесь отлагались песчаники и конгло-
мераты. Последние играли особенно большую роль в зоне западного
замыкания прогиба (Ласпи, Балаклава). Материал для их формиро-
вания, очевидно, поступал с Балаклавского поднятия, которое в это
время было высоко приподнято.
Известковые осадки, накапливавшиеся в восточной части прогиба,
отличались значительным однообразием. В центральной зоне в тече-
ние позднего Оксфорда и раннего кимериджа там отлагались в основ-
ном тонкослоистые глинистые известняки и мергели большой мощности.
В пределах южного борта прогиба в Оксфорде сформировались круп-
ные рифовые массивы, образовывавшие линзообразные тела в толще
слоистых известняков. Часть, этих массивов в настоящее время сохра-
нилась в крутых известняковых обрывах южного борта (массивы гор
Ай-Петри, Ат-Баш, Мердвень-Каяссы, Челяби-Яурн и др.).
Обломочный материал поступал в восточную часть прогиба
в весьма ограниченных количествах, что связано, по-видимому, как со
значительной его шириной и удаленностью источников сноса от цен-
тральных частей бассейна, так и со слабой интенсивностью размыва
областей суши, располагавшейся к северу и югу от прогиба.
После накопления отложений. Оксфорда и нижнего кимериджа
западная часть геосинклинального прогиба юго-западного Крыма
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
495
испытала кратковременные поднятия и интенсивный размыв, в резуль-
тате чего титонские осадки (главным образом известняки) легли на
весьма неровную поверхность оксфордских пород. В краевых частях
прогиба здесь отмечались мелководные брекчиевидные и обломочные
глыбовые известняки титона, обычно красной или пестрой окраски.
Красный цвет осадков свидетельствует о том, что в титонский бассейн
с суши, расположенной на севере и к тому времени в значительной
степени выровненной, поступал материал размываемой коры вывет
ривания. В части прогиба, соответствующей современным Байдар-
ской и Варнаутской долинам, шло накопление карбонатно-глинистого
флиша.
В центральной части Юго-Западного прогиба в течение титонского1
времени, как и в Оксфорде и раннем кимеридже, продолжают накап-
ливаться монотонные глинисто-карбонатные осадки (глинистые извест-
няки, известняки). Поднятие в позднекимериджское время в этом рай-
оне привело лишь к выпадению из разреза отложений верхнего киме-
риджа, но не вызвало заметного несогласия между оксфорд-нижне-
кимериджским и титонским комплексами.
Таким образом, развитию всех трех геосинклинальных прогибов,
из которых впоследствии сформировались Судакский, Восточно-Крым-
ский, а также Юго-Западный синклинорий, шло в целом, несмотря на
некоторые специфические условия осадконакопления в каждом из них,
по одному и тому же направлению — по пути их последовательного
углубления и расширения.
Кратковременный перерыв процесса осадконакопления на значи-
тельной территории горного Крыма в позднекимериджское время сме-
нился в титоне дальнейшим развитием трансгрессии, достигшей макси-
мума в верхнем титоне. К этому времени морской режим установился
на территории почти всего горного Крыма.
Прогибы, сформировавшиеся в позднеюрское время, продолжали
существовать и в раннемеловую эпоху. Однако перед началом мела,
в самом конце юры, горный Крым испытал крупные поднятия, в резуль-
тате которых произошло некоторое сокращение морского бассейна.
Верхнеюрские известняки и другие только что отложившиеся породы
выступили в это время из-под уровня моря и стали подвергаться
размыву. В области северных склонов Чатырдага и нагорья Караби
(Восточно-Крымский прогиб) образовался довольно расчлененный
рельеф. Однако последующие опускания в среднем валанжине привели
к чрезвычайно быстрому его затоплению, так что море не успело его
срезать, и он был покрыт глинистыми осадками, под которыми сохра-
нился до нашего времени. Такие же быстрые опускания в это время
произошли на юго-западе горного Крыма в районе Байдарской и Вар-
наутской долин. При этом морской бассейн был значительно оттеснен
к северу, и южный склон Качинского поднятия и его юго-западное по-
гружение были покрыты морем.
Северо-восточная часть Качинского поднятия, как и Мезотавриче-
ский кряж и Симферопольское поднятие, в это время представляли
собой сушу.
* Состав валанжинских осадков в юго-западном прогибе отличался
большой пестротой. В наиболее углубленных его участках (Байдарская
и Варнаутская котловины) отлагались глины с прослоями песчаников
и известняков, севернее, ближе к склону Качинского поднятия — пере-
слаивающиеся между собой песчаники, известняки и конгломераты.
У склонов антиклинальных поднятий, сложенных верхнеюрскими извест-
няками, формировались глыбовые навалы, конгломератовидные из-
вестняки и конгломераты (Варнаутская котловина, Сухая речка).
496
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
Залегают валанжинские отложения в прогибе Юго-Западного Крыма
с размывом на титоне.
Поднятия на границе юры и мела не проявились в середине Вос-
точно-Крымского прогиба, где шло непрерывное накопление глинистых
и флишеподобных осадков верхнего титона и валанжина (район Фео-
досии и Белогорска). На крайнем востоке в валанжинское время про-
должалось отложение флиша, связанного с флишем титона'совершенно
постепенным переходом, а также белых феодосийских мергелей, являю-
щихся достаточно глубоководными осадками. Западнее (бассейны
Индола, Малой Карасу, Танаса) отлагался мощный флиш, однако
в его составе содержатся горизонты глыбовых конгломератов, состоя-
щих из валунов титонских известняков, что было связано с поднятиями
на бортах прогиба.
Вследствие значительных поднятий центральной части горного
Крыма связь между Восточно-Крымским и Юго-Западным прогибами
в это время, вероятно, прекратилась. «Пролив» между двумя прогибами
был сильно оттеснен к северу и обмелел. Здесь на размытой поверх-
ности титонских известняков, а севернее — непосредственно на средней
юре, происходило отложение мелководных осадков — песчаников, песча-
нистых глин и известняков.
В тесной зависимости от поднятий в горной части Крыма в конце
юрского периода происходило образование ряда крупных сбросов.
К их числу, по-видимому, относится сброс, ограничивающий с юга
ядро Качинского поднятия и обрезающий распространение к северу
среднеюрских пород и взброс, отделяющий с севера верхнеюрские
известняки Ай-Петринского и Никитского нагорий и Бабуган-Яйлы и,
вероятно, соединяющийся с разломом, обрезающим с запада Чатырдаг.
Оба эти крупных разлома к западу уходят под покров нижнемеловых
отложений. Такой же домеловой (доготеривский) сброс известен в до-
лине 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 с юга
Салгирскую котловину.
В начале готерива картина существенно изменилась. Площадь
морского бассейна сильно сократилась. Непрерывное накопление гли-
нистых осадков продолжалось в начале готерива только в восточной
части Восточно-Крымской геосинклинали, в районе Феодосии и в полосе
Белогорского прогиба, образовавшегося в это время севернее ее осевой
части. Этот прогиб, очевидно, возник из-за смещения оси прогибания
в северном направлении в результате поднятия и разрастания Туак-
ской геоантиклинали. В это же время, по-видимому, началось образо-
вание Салгирской котловины, промытой среди верхнеюрских и таври-
ческих пород. Возможно, что местоположение ее было определено раз-
ломами, связанными с поднятиями. Вся система сбросов, секущих Во-
сточно-Крымский синклинорий, возникшая до апта, очевидно, также
была образована при этих поднятиях Туакской геоантиклинали. В юго-
западной части Крыма также произошло поднятие и образование глу-
боких ложбин, заполненных позднее верхнебарремскими и аптскими
осадками.
Во второй половине готеривского времени, т. е. во время, соответ-
ствующее отложению мазанской свиты, море трансгрессировало к се-
веру и распространилось, перекрывая край Качинского антиклиналь-
ного поднятия, в пределы равнинного Крыма. Поднятая горная страна,
которая существовала на его месте в течение верхнего триаса, юры и
раннего мела начиная со второй половины готерива, была в’значитель-
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
497
ной степени опущена и покрыта морем, и существовали только отдель-
ные остатки поднятий, вероятно, выступавшие в виде островов.
Складчатое поднятие горного Крыма во время, соответствующее
отложению мазанской свиты (поздний готерив — ранний баррем), не
было сильно приподнято, особенно в его юго-западной части, которая,
как и северный склон, была покрыта неглубоким морем. На крайнем
западе береговая линия вплотную подходила к отрогам Главной гряды.
Восточнее она отклонялась к северу, вследствие чего восточная часть
Качинского поднятия, Мезотаврический кряж (Курцовская антикли-
наль) и прилегающая часть Симферопольского поднятия представляли
собой сушу. Однако восточнее море довольно далеко проникало к югу,
омывая край современной Долгоруковской яйлы. Далее береговая ли-
ния протягивалась по направлению к Феодосии, огибая массив горы
Агармыш, представлявший собой остров или полуостров, выдвинутый
на север. Западнее Агармыша вдоль края складчатого поднятия гор-
ного Крыма пологий Белогорский прогиб и Вернадовский грабен запол-
нялись довольно мощной толщей отложений верхов нижнего мела. Воз-
никновение их, несомненно, было связано с тем, что восточная часть
Крымского складчатого поднятия испытала значительно большее под-
нятие, чем западная, и представляла собой гористое поднятие, перед
краем которого и возникли эти прогибы. На южном борту отлагались
конгломераты, материал для формирования которых приносился с гор,
расположенных на юге.
В конце времени отложения мазанской свиты, в начале баррема,
происходило дальнейшее развитие опусканий, в связи с чем площадь,
занятая морем, расширилась, и вместо песчаных пород начали отла-
гаться известняки. В пределах той части бассейна, которая была ранее
покрыта морем, известняки отлагались совершенно согласно на песча-
ном комплексе мазанской свиты, но за ее пределами, где море абради-
ровало древние породы, известняки трансгрессивно ложатся на породы
самого различного возраста.
В связи с тем что нижнебарремские известняки, имеющие очень не-
большую мощность, в дальнейшем были сильно размыты и сохранились
в виде отдельных рстанцов, в настоящее время невозможно точно уста-
новить положение береговой линии раннебарремского моря. Можно
лишь предполагать, что оно перекрывало все Качинское поднятие и до-
стигало нынешней Главной гряды.
Скифская плита в начале мела не испытывала значительного про-
гибания и в ее пределах в конце готерива отлагались крайне мелковод-
ные, частью полуконтинентальные осадки мазанской свиты — галечни-
ки, пески, углистые глины. Обилие песчаного и галечного материала
в описываемых отложениях, особенно в зоне, прилегающей к Качин-
скому поднятию, несомненно объясняется тем, что в это время проис-
ходил размыв конгломератового чехла, образовавшегося в конце
верхнеюрского времени в районе Мезотаврического кряжа и склона
Качинского поднятия.
В середине барремского века произошло общее поднятие Крым-
ского складчатого сооружения, в связи с чем море покинуло его пре-
делы, сохранившись только в Белогорском прогибе. В результате этого
крупного поднятия началось эрозионное расчленение горного Крыма,
приведшее к образованию глубоких ложбин — Салгирской, Кутлакской
и в районе Балаклавы. Отложившиеся перед этим на большой пло-
щади нижнебарремские известняки были в значительной мере размыты,
а их сохранившиеся участки покрылись корой выветривания.
В Белогорском прогибе в это время происходило отложение вто-
32 Зак. 91U
498
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
рого горизонта конгломератов. Материал для их формирования посту-
пал из горного Крыма, где происходил энергичный эрозионный врез.
В конце баррема и апте Крымское складчатое сооружение испы-
тало опускание более сильное, чем предшествующее поднятие: по-види-
мому, под воды моря было погружено все или почти все складчатое
поднятие горного Крыма. Площадь бассейна расширилась, и море
проникло в ложбины и депрессии, промытые во время барремских под-
нятий горного Крыма. Затоплены были Салгирская котловина, ложби-
ны на месте Варнаутской и Байдарской долин и ряд депрессий в рай-
оне Балаклавы и Старого Крыма, где баррем-аптские глины лежат
прямо на титонских отложениях. Опускание было очень быстрым,,
вследствие чего наступающее море не успело срезать рельеф, и послед-
ний оказался погребенным под глинистыми осадками верхнего бар-
рема—апта. О большой величине опускания свидетельствует глубоко-
водный характер аптских осадков даже в пределах горного Крыма.
В позднем барреме—апте вся область равнинного Крыма была вовле-
чена в опускание и перекрыта морем, хотя возможно, что здесь еще со-
хранились отдельные невысокие острова.
В начале альба в горном Крыму возобновились поднятия и мор&
вновь начало регрессировать, хотя в наиболее глубоких прогибах осадг
конакопление в альбе продолжалось непрерывно (Белогорский прогиб,
Салгирская котловина).
В результате этих поднятий значительная часть' горного Крыма
вновь оказалась приподнятой над уровнем моря и в его пределах шло об-
разование эрозионных долин. Следами этой древней речной сети явля-
ются ложбины, заполненные средне- и верхнеальбскими отложениями
близ с. Зуя, у с. Прохладное в Бахчисарайском районе, в Салгирской
котловине и в других местах. Большая часть современного горного*
Крыма в это время морем покрыта не была и явилась лишь центром
того общего поднятия, которое, постепенно развиваясь, преобразилось-
в дальнейшем в Крымский мегантиклинорий. Моря, омывающие его
склоны, оставили здесь свои осадки, слагающие теперь крылья этой
антиклинальной структуры.
Предверхнеальбские поднятия для рассматриваемого периода яви-
лись третьей в истории горного Крыма эпохой, когда он весь или почти
весь оказался приподнятым выше уровня моря. Равнинный же Крым,
наоборот, в верхнем барреме — апте и в начале альба полностью на-
ходился под водой.
поздняя СТАДИЯ
Середину раннего мела следует считать началом поздней стадии
геосинклинального развития горного Крыма.
С этого времени на месте геосинклинального прогиба складыва-
ется общее крупное поднятие горного Крыма, постепенно превращаю-
щееся в мегантиклинорий. Только отложения валанжина и нижнего
готерива были тесно связаны с позднеюрскими структурными элемен-
тами. Мазанская же свита верхнего готерива—баррема залегает транс-
грессивно. Она далеко распространяется в пределы равнинного Крыма,
а в горном — перекрывает различные структурные элементы.
Г. А. Лычагин считает началом поздней стадии геосинклинального
этапа, т. е. началом развития мегантиклинория горного Крыма, пере-
рыв перед формированием мазанской свиты, М. В. Муратов связы-
вает начало поздней стадии с эпохой размыва перед позднеальбской
трансгрессией. Таким образом, рубеж между зрелой и поздней ста-
диями проводился разными исследователями несколько по-разному,.
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
499
однако в общем эти различия касаются деталей и не имеют сущест-
венного значения.
Восточно-Крымский и Западно-Крымский остаточные геосинкли-
нальные прогибы к этому времени замкнулись и превратились в синк-
линории, которые вместе с ранее сформированными структурами — Ка-
чинским, Туакским и Южнобережным антиклинориями составили еди-
ное складчатое поднятие — мегантиклинорий, который на протяжении
всего последующего времени реагировал на тектонические движения
как единое целое.
Одновременно на севере, на месте Скифской плиты, представляв-
шей до этого сушу, сложенную докембрийскими и палеозойскими по-
родами, сформировался обширный прогиб, покрытый водами эпикон-
тинентального бассейна, который на юге омывал край нового складча-
того поднятия, а на севере — склон древнего Украинского кристалли-
ческого массива.
Формирование Крымского складчатого поднятия не сопровожда-
лось сильной складчатостью, хотя, несомненно, складки, которые обра-
зовались в геосинклинальных прогибах еще в титоне и валанжине,
испытывали дальнейшее сжатие и дробление. В результате этих дисло-
каций основные структурные элементы внутренней части горного Кры-
ма приобрели все особенности современной структуры.
Вся послеальбская история развития горного Крыма в сущности
представляет историю развития антиклинального поднятия и образова-
ния на его месте обширного Таврического острова. Движения земной
коры приводили его попеременно то к некоторому погружению, то
к сильному воздыманию над уровнем моря. В целом же происходил
постепенный подъем и расширение площади поднятия.
В рассматриваемой поздней стадии геологического развития легко
выделяются две фазы, соответствующие по времени формирования
двум осадочным комплексам, разделенным перерывами: 1) среднеальб-
скому — верхнемеловому и палеоценовому; 2) эоценовому, олигоцено-
вому и нижнемиоценовому.
Сооружение горного Крыма, поднятое в эпоху среднеальбской
регрессии, впервые начало опускаться по периферии в начале позднего
альба. В результате верхнеальбское море ингрессировало с севера
в глубокие ложбины, образованные эрозией в регрессивную эпоху. В это
же время начались сильные опускания области равнинного Крыма
(Скифской плиты) и накопление здесь осадков очень большой мощ-
ности.
Дальнейшие опускания, развивавшиеся в эпоху отложения сено-
манских и туронских слоев, привели к захвату трансгрессией уже
весьма значительной полосы северного края горного Крыма. Трансгрес-
сивное залегание туронских отложений свидетельствует о продолжении
опусканий в туронский век и, следовательно, о дальнейшем развитии
трансгрессии также и к югу. Но и в эту эпоху, когда наибольшая пло-
щадь горного Крыма была захвачена опусканиями и погрузилась под
уровень моря, на юге его имелись значительные области размыва,
с которыми связано образование брекчий и конгломератов из перемы-
тых нижнемеловых пород среди туронских отложений. Таким образом,
уже в эту эпоху наметилось общее сводообразное строение горного
Крыма: периферия его была захвачена трансгрессией, а наиболее воз-
вышенная осевая часть оставалась приподнятой. По всей вероятности,
в эту возвышенную область (остров) входили в качестве составных
частей Туакская и Форосская геоантиклинали и разделяющее их про-
странство центральной части горного Крыма (район Чатырдага,
32*
500
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
Алушты, Гурзуфа и прилегавшая к нему с юга часть, ныне опущенная
под уровень Черного моря).
Внутреннее приподнятое ядро Крымского поднятия представляло
единую геоантиклиналь. Из-за кулисообразного расположения Туак-
ского и Форосского поднятий геоантиклиналь, вероятно, была изогнута
в виде буквы S, как изогнут и до настоящего времени горный Крым
(см. рис. 123).
В конце турона или в начале коньякского времени геоантиклиналь
горного Крыма испытала поднятие, что отразилось перерывом в отло-
жении осадков между туроном и сантоном или кампаном, трансгрес-
сивным залеганием слоев сантона — кампана и слабой эрозии в их
основании. Равнинный Крым в течение позднего альба, сеномана и
турона был весь опущен и покрыт мощной толщей морских осадков.
Сильное поднятие испытало Новоселовское поднятие перед кампа-
ном, что устанавливается по наличию следов перерыва между туро-
ном и вышележащими слоями/Кампан и Маастрихт срезают подстила-
ющие породы и ложатся с размывом прямо на альб, свидетельствуя
о глубоком предкампанском размыве.
Затем последовало опять опускание горного Крыма, о чем свиде-
тельствует трансгрессивное залегание осадков сантона, кампана и
Маастрихта на подстилающих породах. Максимум новой трансгрессии
и, следовательно, опусканий падает на кампан или на начало Маастрих-
та. А со второй половины маастрихтского времени сооружение горного
Крыма испытывает несомненный новый подъем, максимальное разви-
тие которого приходится на конец Маастрихта или на датское время,
когда формируются мелководные фации этих горизонтов со следами
местных размывов.
Анализ суммарных мощностей верхнего мела (рис. 122) показы-
вает величину относительного погружения отдельных впадин равнин-
ной части Крыма в течение позднемеловой эпохи. Наибольшее опуска-
ние с накоплением толщи верхнемеловых осадков мощностью более
2600 м происходило в Каркинитской впадине, Новоселовское поднятие
было относительно слабо опущено, а на месте горного Крыма, в- сто-
рону которого мощность отложений явно уменьшается, все время на-
ходилась поднятая область: существовавший здесь Таврический остров
то, выступал из-под уровня моря и расширялся, то несколько погру-
жался под воду.
После кратковременных поднятий в конце верхнего мела горный
Крым вновь опускается в палеоцене. Эти опускания сильно проявля-
ются в области современной восточной оконечности горного Крыма,
а затем на западе, по краю Альминской впадины. В конце палеоцена
общие крупные поднятия обусловили перерыв в накоплении осадков.
Особенно крупными были эти поднятия в районе Симферополя, где про-
исходит изгиб современного крыла мегантиклинория, о чем свидетель-
ствует трансгрессивное налегание эоцена на разные горизонты мела
вплоть до альба и неокома. Как показывает угловое несогласие между
верхним мелом и эоценом, полоса верхнемеловых отложений совре-
менной Предгорной гряды, будучи захвачена этими поднятиями, при-
членилась к геоантиклинали. При последующих опусканиях она вела
себя как край геоантиклинали, который хотя и был захвачен эоценовой
трансгрессией, но уже не являлся областью крупных опусканий. По-
следняя оказалась смещенной к северу.
Таким образом, в результате предэоценовых поднятий площадь
геоантиклинали горного Крыма на севере значительно расширилась.
Начало следующей фазы развития связано с новыми крупными
опусканиями горного Крыма, обусловившими эоценовую трансгрессию.
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
501
В среднем и верхнем эоцене лишь центральная часть Таврического
острова не была покрыта водами, а на востоке вся область, охватыва-
ющая современный Керченский полуостров и равнинный Крым, нахо-
дилась под уровнем моря. Особенно широко распространилась верхне-
эоценовая трансгрессия.
На границе эоцена и олигоцена произошло новое поднятие горного
Крыма, обусловившее формирование нижнемайкопских песчаников и
песков. По периферии геоантиклинали, несомненно, в это время был
Рис. 122. Суммарные мощности пород верхнего мела Крыма. Составила Н. И. Черняк,
1966 г.
1 — линии равных мощностей верхнего мела
перерыв в накоплении осадков, но следы его отсутствуют, так как при-
брежные фации верхнего эоцена и олигоцена не сохранились, а север-
нее во впадинах перерыв не проявился. Во все время отложения глин
майкопской серии горный Крым, вероятно, испытывал слабое восходя-
щее движение, обусловившее постоянное проявление эрозионных про-
цессов и вынос в морской бассейн илистого материала.
ЗАКЛЮЧИТЕЛЬНЫЙ ЭТАП ГЕОСИНКЛИНАЛЬНОГО РАЗВИТИЯ
И ФОРМИРОВАНИЯ РЕЛЬЕФА КРЫМА
ИСТОРИЯ КРЫМА В МИОЦЕНЕ И РАННЕМ ПЛИОЦЕНЕ
Начало заключительного, или орогенного, этапа геосинклинального
развития горного Крыма связано с крупными поднятиями в нижнем
миоцене. Они привели к заметному расширению площади горного
502
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
Крыма: в это время причленились к нему все области предгорий и
Внешней гряды.
Одновременно поднятия сопровождались образованием системы
разломов — сбросов, которые секут северное крыло мегантиклинория
в районе Белогорска и Феодосии. Сбросы эти образовались до среднего
миоцена: они не затрагивают среднемиоценовых отложений и секут все
нижележащие слои вплоть до майкопской серии.
Предсреднемиоценовые поднятия захватили и большую часть со-
временного Керченского полуострова, до этого являвшуюся областью
прогибания и накопления осадков. Кроме территории современной
Юго-Западной равнины, были приподняты также северная и восточ-
ная части полуострова. Таким образом, геоантиклиналь увеличилась не
Рис. 123. Развитие трансгрессий верхнего мела и
эоцена в Крыму
Предполагаемые границы поднятий выше уровня моря:
1 — в туроне; 2 — в Маастрихте; 3 — в среднем эоцене
только в ширину, но и в продольном направлении. Одновременно там
происходило образование крупных антиклинальных складок в майкоп-
ских отложениях Юго-Западной равнины и началось формирование
складок на севере и юго-востоке полуострова.
Горный Крым в это время уже выступал из-под уровня моря в виде
обширного Таврического острова. Возвышались над водами также и
Тарханкутский полуостров и Новоселовское поднятие.
Эти крупные поднятия сменились новыми опусканиями Крыма,
обусловившими среднемиоценовую трансгрессию. Особенно интенсив-
ным было опускание Индоло-Кубанского краевого прогиба. Слабое
прогибание испытали также Альминская, Каркинитская и Сивашская
впадины. В это же время в пределах горного Крыма стали заклады-
ваться древнейшие элементы его рельефа. Вся территория равнинного
Крыма при этом была покрыта морем.
Последовательное трансгрессивное залегание чокракских, караган-
ских, конкских и нижнесарматских отложений указывает на постепен-
ное опускание горного Крыма. Максимум опусканий совпадает, оче-
видно, с периодом наибольшего проникновения трансгрессии к югу,
т. е. со временем нижнего сармата. В это время Таврический остров со-
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
503
кратился до размеров современной наиболее возвышенной части Крым-
ских гор, вероятно, вместе с прилегающей с юга полосой, ныне не со-
хранившейся (см. рис. 46). Вместе с тем Тарханкутский вал и Новосе-
.ловское поднятие представляли единый поднятый блок, который перед
средним миоценом подвергся размыву и затем был перекрыт толщей
среднемиоценовых и сарматских отложений.
На Тарханкутском полуострове, вдоль южного крыла Каркинит-
«ской впадины, образовалась система из нескольких поднятий,
подвергшихся также размыву. В среднем миоцене они едва были по-
крыты мелким морем, и только сарматская трансгрессия привела к их
полному погружению под воду. В сармате и мэотисе возникли ряды
неглубоких складок, которые осложняют строение Тарханкутского
вала. Впадины равнинного Крыма заполнились толщей осадков сред-
него миоцена и сармата, особенно мощной в пределах Индольского
прогиба.
В среднем сармате начинается новый подъем горного Крыма:
вместе с прилегающей частью Альминской и Индоло-Кубанской впа-
дин И Тарханкутским полуостровом он оказывается приподнятым выше
уровня моря. Это привело к кратковременному соединению Тавриче-
ского острова с сушей в районе Южной Украины. В это время, оче-
видно, оттуда и проникли в Крым гиппарионы и другие степные живот-
ные, остатки которых были описаны А. А. Борисяком (1914) из сармат-
ских отложений Севастополя. Появление севастопольской фауны позво-
ночных, обитавших на обширных равнинных пространствах, легко свя-
зать с полным отступанием моря из области степного Крыма в конце
сармата.
3 области Керченского полуострова в эпоху предмэотических под-
нятий было в значительной степени закончено образование всех основ-
ных складчатых структур. Об этом свидетельствует несогласное нале-
гание мэотиса на сарматские и среднемиоценовые породы, участвую-
щие в строении складок (см. рис. 95). В среднем сармате эти складки
уже существовали, 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 вполне сформированными. Выше уже было отмечено,
что, как установил Г. А. Лычагин, рост складок Керченского полу-
острова, начиная с среднего миоцена, сопровождался интенсивной дея-
тельностью грязевых сопок, причем накопление сопочной грязи проис-
ходило в отдельных глубоких, но небольших прогибах, осложняющих
строение многих антиклиналей полуострова. В этих вдавленных
синклинальных прогибах морские отложения среднего миоцена и
сармата чередуются с накоплением продуктов извержения грязевых
сопок.
После отступления сарматского моря центральная часть Крымских
гор уже не покрывалась морскими водами. В это время и даже не-
сколько ранее, со среднего олигоцена, началось формирование рельефа,
•остатки которого сохранились до наших дней.
Крымские горы представляют собой высоко поднятые массивы на-
горья, обладающие довольно плоской, несколько расчлененной поверх-
ностью, постепенно снижающейся к северу. Только вдоль южного края
нагорий располагаются более высокие вершины, поднятые над поверх-
ностью плато на 300—400 м. Эти вершины имеют вид пологих возвы-
зшенностей, расчлененных неглубокими ложбинами.
В целом нагорья представляют собой реликт (остаток) древних
плоских поверхностей, поднятых в результате новейших движений.
504
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
Учитывая сглаженный характер рельефа нижних плато, очень
слабо расчлененных эрозией и снивелированных до общего уровня, по-
степенно снижающегося к северу, можно считать вероятным, что поверх-
ность этих плато продолжается на север в виде поверхности основания
сарматских или среднемиоценовых отложений Предгорной гряды, хотя
они и разобщены сейчас размывом. Такое предположение было под-
тверждено опубликованным М. В. Муратовым и Н. И. Николаевым гео-
морфологическим профилем (рис. 124), который показывает, что эти по-
верхности действительно продолжают одна другую.
В пользу предположения, что нижнее плато выработано абразией
именно сарматского моря, свидетельствуют также и другие данные.
Так, сарматская трансгрессия была последней крупной трансгрессией,
во время которой море могло покрыть часть Крымских гор. Последую-
щие, мэотическая и понтическая, распространялись только в предгорьях,
а среднемиоценовая имела также ограниченное распространение.
Что же касается эоценовой трансгрессии, то ее абразионная поверхность
дерти* 0 7
Тор и о О 2 Сим
Рис. 124. Взаимоотношения нижнего абразионного уровня Главной гряды
с сарматскими отложениями предгорий. По М. В. Муратову и Н. И. Ни-
колаеву
не сохранилась и не могла сохраниться в пределах горной части
Крыма до наших дней: она имела, как и эоценовые отложения в Пред-
горных грядах, довольно крутой наклон к северу, и если мысленно про-
должить основание этих отложений к югу, то оно выйдет в воздух зна-
чительно выше современного положения вершин Крымских гор.
Таким образом, выравнивание этих плато произошло скорее всего
в верхнемиоценовое (сарматское) время. Возраст рельефа более высо-
ких вершин Главной гряды, расположенных к югу от плато, очевидно,
еще древнее.
Они представляют собой останцы тех пологих возвышенностей, ко-
торые не были захвачены и покрыты сарматским морем и образовы-
вали его берег. Их формирование началось тогда, когда они вышли
из-под уровня моря, скорее всего в эпоху крупных поднятий нижнего
миоцена. Продолжал вырабатываться этот рельеф в течение всего
среднего миоцена и до конца эпохи развития сарматской трансгрессии,
когда он приобрел уже весьма зрелые формы.
После того как сарматское море отступило, оставленные им рых-
лые отложения начали быстро смываться с поверхности плато. По-
следние стали интенсивно разрушаться реками, которые, врезаясь,
делили их на отдельные части. Сразу же после обнажения поверхно-
стей плато из-под сарматских осадков началось формирование карсто-
вых форм.
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
505
В мэотический век трансгрессия охватила весь равнинный Крым..
После краткого перерыва морем была затоплена и большая часть Тар-
ханкутского вала, а в его западной части, которая не погрузилась под.
уровень моря, согласно данным Г. А. Лычагина, существовал глубокий
залив в эрозионной долине, промытой во время поднятий. Вместе с тем
снова началось опускание горного Крыма, которое прежде всего про-
явилось на его восточной окраине, по периферии Керченского полу-
острова. В середине мэотического времени опускание привело к рас-
пространению трансгрессии на северный край Крымского поднятия.
Горная часть Крыма снова превратилась в остров, который имел зна-
чительно более обширные размеры, чем в сарматское время, так как.
мэотическое море не проникало далее предгорий (см. рис. 48).
Рис. 125. Схема расположения мэотических
мшанковых рифов вокруг Караларской антикли-
нали на Керченском полуострове. По А. Д. Ар-
хангельскому, А. А. Блохину, В. В. Меннеру,
С. С. Осипову, М. И. Соколову и К. Р. Чепикову
1 — майкопская серия; 2 — средний миоцен; 3 — сармат;
4 — мэотические рифы; 5 — плиоценовые Отложения Кер-
ченской синклинали
На Керченском полуострове в синклиналях сарматское море без-
перерыва сменилось мэотическим, а в антиклинальных зонах море
трансгрессировало, и мэотические осадки с размывом перекрыли
крылья складчатых структур, сложенных сарматом и средним миоце-
ном. Многие антиклинали в течение мэотического века поднимались
и были островами, окруженными кольцом мшанковых рифов наподобие
современных атоллов (рис. 125).
В конце мэотиса опускание довольно быстро сменилось, видимо,
не очень значительными поднятиями предпонтического времени, в это -
время произошел подъем не только северного края, но и восточного
окончания горного Крыма. В связи с этим антиклинали Керченского
полуострова были также приподняты выше уровня моря, и лишь в глу-
боких синклиналях продолжалось непрерывное накопление морских
осадков (см. рис. 95). Вновь поднят был Тарханкутский полуостров,
в западной части которого снова стали образовываться эрозионные до-
лины.
Опускания следующего этапа, с которыми связано формирование
понтических отложений, были также сравнительно небольшими. Мно-
.506
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
гие антиклинали на Керченском полуострове даже не погрузились под
уровень моря, так что понтические слои трансгрессивно перекрывают
только их крылья. Как показывает распределение фаций понтических
отложений, более значительным опускание было в северной и юго-во-
сточной частях Керченского полуострова, т. е. по крыльям восточного
погружения мегантиклинория горного Крыма.
В пределах северного крыла горной части Крыма понтическая
трансгрессия проникла только на северную окраину современной
Внешней гряды, где понтические осадки с размывом ложатся на мэо-
тические. Тарханкутский полуостров вновь в значительной степени по
периферии покрылся морем, а в западной части море снова в виде за-
лива вошло в долину, в которой, как это установил Г. А. Лычагин, пон-
тические слои лежат гипсометрически ниже мэотических и прислонены
к ним.
Наметившаяся в горном Крыму во время позднесарматских подня-
тий речная сеть в мэотисе и понте, вероятно, продолжала слабо раз-
рабатываться. Таврический остров в это время по рельефу сойер-
шенно не был похож на современный горный Крым. Кряж, протяги-
вавшийся вдоль южного побережья острова, представлял собой низкую
холмистую гряду сглаженных известняковых вершин, которая сменя-
лась севернее плоской слегка наклонной 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 начались новые поднятия, вследствие которых море
ушло из области Тарханкутского полуострова и из Альминской впа-
дины. В пределах последней накопление морских понтических отложе-
ний сменилось формированием таврских пролювиальных отложений,
включающих горизонты почв-красноземов. В районе Тарханкутского
полуострова происходило образование красноцветного элювия извест-
няков и красноземов (Дзенс-Литовская, 1957). Только в Индольской и
Сивашской впадинах продолжали накапливаться морские понтические
глины, которые затем без перерыва сменились кверху киммерийскими
отложениями.
В киммерийское время произошли кратковременные поднятия
всего горного Крыма, которыми и объясняется отсутствие нижнего
(азовского) горизонта киммерийского яруса в северо-восточной и вос-
точной частях Керченского полуострова, т. е. на продолжении осевой
части Крымского мегантиклинория. Они затем сменились опусканиями,
приведшими к затоплению киммерийским морем не только осевых
частей мульд Керченского полуострова, но и их периферии. По отдель-
ным эрозионным долинам киммерийское море проникло в это время
в пределы юго-западной территории полуострова и в котловину Ново-
.шепетеевской антиклинали. В начале куяльницкого времени после крат-
кого перерыва опускания вновь продолжались, вызвав затопление син-
клиналей Керченского полуострова.
Внешняя и, по-видимому, Предгорная гряды Крымских гор в цен-
тральной части Крыма, как элементы рельефа, судя по данным
В. В. Бабака, в среднем плиоцене не существовали и были перекрыты
•отложениями таврской свиты. Но даже в пределах Внешней гряды
эти отложения, как выяснил В. В. Бабак, в долине р. Булганак, выпол-
няют какие-то плоские понижения, возможно, отчасти эрозионного ге-
незиса.
Такое же понижение, совпадающее примерно с направлением до-
.лины р. Чурук-Су, отмечается им же в районе Старого Крыма, где
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
507
таврские глины прислоняются к склонам Агармышского массива и рас-
полагаются ниже окружающих вершин.
Существование древних ложбин стока в конце среднего плиоцена
можно предполагать и в области Главной гряды. Согласно данным
В. В. Бабака, судя по составу таврских галечников в разрезах левого
берега р. Булганак, можно даже сделать некоторые выводы относи-
тельно развития процесса эрозии: изменения в составе галечников,
представленных в средней части таврской толщи среднеюрскими песча-
никами и обломками кремня и сменяющихся вверх по разрезу облом-
ками яйлинских верхнеюрских известняков, говорят о постепенном
продвижении эрозии в среднем плиоцене из области современной Пред-
горной гряды и Качинского антиклинального поднятия в область Глав-
ной гряды Крымских гор.
ИСТОРИЯ КРЫМА В СРЕДНЕМ—ПОЗДНЕМ ПЛИОЦЕНЕ
И ЧЕТВЕРТИЧНОМ ПЕРИОДЕ
В истории развития рельефа горного Крыма после выработки плос-
ких абразионных поверхностей сарматским морем можно наметить два
главнейших этапа.
С первым цз них связано образование широких плоских ложбин,
врезанных в древний миоценовый рельеф нагорий. По соотношению
элементов древнего и современного рельефа ложбины более ранней
генерации можно считать развившимися в течение нижнего и среднего
плиоцена. Заложение эрозионной сети здесь произошло, по-видимому,
еразу после отступления сарматского моря, т. е. перед мэотисом. Со
вторым этапом связано образование современной глубоко врезанной
речной сети, когда в пределах горной гряды реки образовали глубокие
ущелья, иногда настоящие каньоны с обрывистыми склонами и узким
дном. К этому же этапу приурочено возникновение современных обры-
вов Крымских гор. В их формировании немаловажную роль играли,
конечно, процессы обрушения и оседания отдельных глыб и отторжен-
цев, обусловленные процессами подмыва и, вероятно, сейсмическими
толчками. Современная эрозионная сеть и обрывы секут более древ-
ние элементы рельефа независимо от их расположения, т. е. явно на-
ложены на них. Кроме того, она врезана значительно глубже древ-
ней, что является свидетельством тех поднятий, которые испытал
горный Крым за время ее развития. Второй этап развития рельефа
в целом охватывает, по-видимому, поздний плиоцен и четвертичный
период.
С началом первого этапа развития рельефа в раннем — среднем
плиоцене на Южном берегу Крыма связано образование щебнистых
массандровских накоплений. Тогда же у южного края Крымских гор
произошла выработка наклонных к югу эрозионных ложбин; затем от
края гор отчленились огромные отторженцы, которые сместились вниз
по глинистому склону в виде гигантских оползневых массивов. Отчле-
нению их от материнского массива, конечно, способствовали длительно
перед тем протекавшие процессы выветривания и тектоническая трещи-
новатость известняков. Возможно, что отрыв был вызван сейсмическими
толчками-землетрясениями, а скольжению по ложбинам способствовали
ливни и отсутствие богатого растительного покрова. Далее водные по-
токи заполняли ложбины щебнистыми накоплениями.
Такие же ложбины образовывались и на северном склоне. По ним
на предгорную равнину равнинного Крыма выносился мелкий мате-
риал таврских отложений в виде обширных конусов выноса, формиро-
вание которых прерывалось возникновением почвенных горизонтов
508
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
красноземов. Почвы-красноземы, погребенные среди пролювиальных
отложений, указывают на достаточно теплый переменно-влажный
климат времени образования этих отложений. Красноземы, бедные
гумусовыми веществами, характеризуют в настоящее время области
жарких степей — африканских саванн и степей субтропического кли-
мата. Принимая во внимание географическую широту Крымского полу-
острова, можно предположить, что климат интересующей нас эпохи не-
был вполне схож с климатом саванн, а характеризовался более холод-
ным и сухим зимним периодом, т. е. был подобен климату мексикан-
ских степей с колючими кустарниками. Во всяком случае это был
климат, благоприятный для развития красноземов.
Климатические условия, благоприятные для образования краснозе-
мов, т. е. почв с повышенным содержанием окислов железа, способст-
вовали и выносу железистых соединений в море и накоплению их в за-
ливах и бухтах киммерийского бассейна в виде значительного слоя
бурого железняка.
В конце среднего плиоцена, в куяльницкое время, Крым в послед-
ний раз превратился в остров. Согласно данным А. Г. Эберзина, про-
лив, образовавшийся на месте Сиваша, отделил его от материка Юж-
ной Украины. Позднее в начале верхнего плиоцена вследствие подня-
тия он вновь превратился в полуостров. При этом накопление таврских
глин прекратилось и начала вырабатываться новая эрозионная сеть,,
знаменующая уже последний этап развития рельефа.
Вероятно, одновременно с началом поднятий в конце понтического
века или, быть может, несколько ранее, в конце миоцена, начался:
процесс погружения южного крыла антиклинальной структуры горного
Крыма под уровень Черного моря.
Весьма мелководный характер киммерийских осадков на дне Чер-
ного моря, к югу от Рыбачьего, Судака и Феодосии, в области конти-
нентального склона (Архангельский, Страхов, 1938) указывает, что
в эту эпоху здесь еще располагался шельф, прикрытый мелким мо-
рем. А севернее, в области современного шельфа, располагалась,
суша.
Таким образом, область теперешней материковой отмели в кимме*-
рийское время и тем более в конце понта составляла еще часть горного
Крыма, где, возможно, выступали на поверхность древние породы ядра
Крымского антиклинального сооружения.
Можно вполне согласиться с выводами А. Д. Архангельского, кото-
рый считал, что абразия и опускания начались у берегов Крыма во вто-
рой половине плиоцена: «Во вторую половину плиоцена часть Крым-
ского горного массива, располагавшаяся в заливообразном изгибе кон-
тинентального склона, между Ялтой и Карадагом, была уже абрадиро-
вана, но составляла дно еще очень мелкого моря» (Архангельский,
Страхов, 1938). В приблизительно таком положении она находилась до*
конца плиоцена. В начале четвертичного периода, в чаудинское время,
в районе Феодосийского залива абразия проникла до современной
береговой линии, достигнув осевой части Крымского антиклинального
сооружения в районе мыса Чауда, где сохранились осадки чаудинской
морской террасы.
Таким образом, очень вероятно, что до понтического века меган-
тиклинорий горного Крыма был представлен полностью и обладал
хорошо выраженными двумя крыльями — северным и южным. Воз-
можно, что в его ядре, к югу от современных берегов Крыма, высту-
пали на поверхность палеозойские породы, в том числе гранитные
интрузии. В течение плиоцена и четвертичного периода южная поло-
вина мегантнклинория, по-видимому, погрузилась под воды Черного
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
50Э
моря; этот процесс теснейшим образом был связан с расширением глу-
бокой котловины, занятой Черным морем, начавшемся еще в миоцене,
продолжавшемся в плиоцене и в четвертичном периоде и продолжаю-
щемся, по-видимому, до настоящего времени1.
В конце плиоцена площадь, занятая морем в Индольской впадине,
заметно сократилась: только самая глубокая ее часть на побережье
Сиваша и в районе устья р. Индол была занята водами акчагыльского
бассейна. Последний покрывал также прогибы северо-западной части
Керченского полуострова, и отсюда соединялся с бассейном, занимав-
шим Каспийскую котловину. В Черноморском бассейне нет осадков ак-
чагыльского моря, им соответствуют там осадки гурийского бассейна,
содержащие совершенно другую, озерную, фауну. Вполне возможно,
что Керченский и Таманский полуострова, поднятые в верхнем плио-
цене выше уровня моря, отделяли акчагыльское море на севере от гу-
рийского озера, занимавшего впадину Черного моря.
В пределах осевой части мегантиклинория горного Крыма в конце
плиоцена произошли значительные поднятия, в связи с чем область
наибольших горных возвышенностей в верхнем плиоцене испытывала
энергичную эрозию. Об этом свидетельствует вынос галечников кизил-
джарской террасы, а также наличие в них грубообломочных прослоев.
На Керченском полуострове поднятие не было большим по ампли-
туде, но и оно привело к освобождению из-под уровня моря всей его
территории, кроме прогибов на северо-западе.
Резкое угловое несогласие, разделяющее отложения таврской
свиты и кизилджарской толщи и выражающееся в полном срезании
различных горизонтов таврских отложений в пределах Внешней гряды,
а также мощное продвижение верхнеплиоценовых галечников в об-
ласть степного Крыма говорят о достаточно интенсивных поднятиях.
В верхнем плиоцене в горном Крыму формируется зрелый эрози-
онный рельеф, имеющий основные черты современного рельефа. Так,
в это время уже существовала Предгорная гряда, что установлено на-
блюдениями Н. И. Николаева (1946) в районе с. Прохладного, где
верхнеплиоценовая терраса располагается ниже возвышенностей Пред-
горной гряды, которая, следовательно, прорывалась крупными ложби-
нами стока, существовавшими на месте основных речных долин совре-
менной гидрографической сети.
В области Главной гряды происходило дальнейшее развитие эро-
зионных форм, заложенных еще в среднем плиоцене. Возвышенности
Яйлы в это время, по-видимому, простирались несколько южнее, чем
сейчас. Об этом можно судить по положению плиоценовых ложбин
стока обычно в пределах нагорий, имеющих уклон на север. Верховья
некоторых ложбин, наблюдаемых, например, на юго-восточной окраине
Караби-яйлы, по данным В. В. Бабака, обрезаны ее обрывами и должны
располагаться где-то южнее современной бровки.
Для верхнеплиоценового рельефа Южного берега, по мнению
В. В. Бабака, по-видимому, также было характерно интенсивное эро-
зионное расчленение. В это время здесь, по его данным, начали
оформляться основные наиболее крупные речные долины, например,
долины рек Отузка и Суук-Су, как об этом можно судить по наиболее
сниженным останцам плиоценового эрозионного рельефа в верховьях
этих долин.
На Керченском полуострове в верхнем плиоцене происходили под-
нятия и осушения лагун. По материалам Г. А. Лычагина, после куяль-
1 История развития Черноморской впадины и объяснение причин ее образования
описаны выше, в главе III.
510 ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
ницкого времени здесь наступила эпоха резкого усиления эрозионной
деятельности.
• В течение четвертичного периода центральная часть мегантикли-
нория горного Крыма продолжала подниматься, на что указывает ана-
лиз современного рельефа горного Крыма. Глубокая молодая эрозион-
ная сеть здесь врезана в древние плоские поверхности крымских на-
горий, являющиеся останцами миоценового и плиоценового рельефа.
Резкая расчлененность современного рельефа, крутые эрозионные об-
рывы и глубокие ущелья верховьев многих горных долин (Салгира,.
Альмы, Качи, Бельбека, Карасу, Учансу, Дерекойки и др.) свидетель-
ствуют о молодости врезания речной сети.
Современная эрозионная сеть возникла, несомненно, на фоне но-
вейших поднятий горной страны. В целом эти поднятия имели сводо-
вый характер, но шли несколько несимметрично: более сильными они
были в полосе гор, прилегающей к Южному берегу, и более слабыми —
в северных предгорьях.
Суммарное поднятие Главной гряды с конца сарматского времени
до наших дней можно оценить примерно в 1000 м. Это величина, на
которую в настоящее время поднята над уровнем моря абразионная
поверхность нагорий, выработанная сарматским морем и образовав-
шаяся примерно 10—12 млн. лет тому назад. Судя по тому, что интен-
сивные новейшие поднятия, вызвавшие образование современной реч-
ной сети, начались в конце плиоцена и затем продолжались в четвер-
тичном периоде, можно полагать, что значительная доля суммарной
величины поднятий горного Крыма приходится на последние
2—3 млн. лет.
На фоне общего сводового поднятия происходило формирование
террас — образовалась система описанных выше речных делювиально-
пролювиальных террасовых уровней в речных долинах. Сходные системы
террас наблюдаются в долинах рек Кавказа, и хотя и более низкие, но
сходные по строению, террасы имеются в долинах рек, впадающих
в Черное море с севера (Днепр, Буг, Днестр, Дон и др.). Это сход-
ство обусловлено, вероятно, одинаковыми причинами их возникнове-
ния. Все поверхности речных террас в Крыму сливаются с поверхно-
стями морских (и озерных) террас Черноморского бассейна. Образова-
ние их связано с эпохами высокого положения уровня бассейна (транс-
грессиями). Наоборот, формирование уступов, размыв террас, а также
врезание речных долин связаны с эпохами регрессий Черноморского
бассейна. Такие же соотношения наблюдаются и в речных долинах
Кавказа.
Сравнивая морфологию эрозионных ложбин, заполненных отложе-
ниями четвертого (манджильского) и третьего (судакского) уровней
в районе Судака (см. рис. 61), легко видеть, что эти ложбины были
относительно неглубоко врезаны и имели при этом широкое и плоское
дно. По-видимому, образование их происходило сходным путем. Сна-
чала в результате изменения базиса эрозии, т. е. относительного опуска-
ния уровня моря, в конце нижнечетвертичного времени образовалась
ложбина четвертого уровня. Плоское дно и значительная ширина лож-
бины, по-видимому, указывают на то, что она в основном выработа-
лась боковой эрозией, так как глубинная эрозия, достигнув некоторого
уровня, быстро прекратилась. Затем в связи с повышением базиса
эрозии, т. е. в связи с трансгрессией древнеэвксинского моря, произо-
шло накопление делювиально-пролювиальных суглинков, галечников и
других осадков, заполняющих древнюю ложбину.
Новое резкое понижение уровня моря перед карангатской транс-
грессией привело к выработке второй, плоской и широкой ложбины,
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
511
которая во время последующей карангатской трансгрессии заполнилась
отложениями судакских суглинков.
Таким образом, форма и характер ложбин больше свидетельствуют
о связи с быстрым и однократным изменением уровня моря, а не с под-
нятием горного Крыма, которое должно было бы сопровождаться посте-
пенным врезанием речной сети. Это дает основание М. В. Муратову
считать, что общей причиной формирования террасовых уровней в реч-
ных долинах Крыма является изменение уровня Черноморского бас-
сейна, а не поднятия земной коры в горном Крыму.
Черноморский бассейн до конца среднечетвертичного времени (до
карангатского времени) являлся опресненным озером, временами имев-
шим сток в Средиземное море. Уровень его мог быть выше уровня
океана, но находился в зависимости от него, так как бассейн являлся,
проточным озером. Колебания уровня этого озера были связаны не
только с изменением уровня мирового океана, но зависели также от
оледенения Русской равнины и от того количества воды, которое посту-
пало в водоем с севера. В узунларское в небольшой степени, а главным
образом в карангатское время впервые после верхнего миоцена (мэо-
тиса) в Черноморский водоем вошли воды Средиземного моря. Обе эти
трансгрессии, вероятно, явились следствием общего повышения уровня
мирового океана. С этого времени основной, а может быть и единст-
венной причиной изменений уровня Черного моря были колебания
уровня мирового океана.
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 орогеническое поднятие горного Крыма, о котором
свидетельствуют геоморфологические данные. Наряду с этим терраси-
рованность рельефа и речных долин и детали морфологии эрозионной,
сети связаны не с этим подъемом, а с колебаниями уровня Черномор-
ского бассейна, вызванными оледенениями и изменениями уровня миро-
вого океана.
Как уже указывалось, в начале и в середине плиоцена Крым на-
ходился в поясе тропического климата типа современных африканских
саванн. Судя по наличию в плиоценовых отложениях Крыма почв-
красноземов, образующихся в подобного рода переменно-влажном:
климате современных тропических областей, можно предположить, что
это был климат, отличавшийся чередованием сухого и влажного (лив-
невого) сезонов. Здесь возникли почвы, обогащенные в верхних слоях
гидратами полуторных окислов, особенно железа, но лишенные
гумусового покрова и лишь слегка пропитанные органическими ве-
ществами.
К концу среднего или в верхнем плиоцене климат на Северном.
Кавказе стал более прохладным. То же можно предположить и для
Крыма, в пределах которого в верхнеплиоценовых слоях распростра-
нены желтые глины и алевриты вместо красных, развитых в среднем'
плиоцене. А к середине четвертичного периода климат стал еще более
холодным, особенно в области равнинного Крыма и северных пред-
горий.
Прямых признаков оледенения Крымских гор в виде наличия лед-
никовых форм или следов морен пока неизвестно. Однако среднечет-
вертичная фауна Крыма, известная частично по стоянкам древнего
палеолитического человека, включает ряд холодоустойчивых форм и
таких представителей тундры, как песец, северный олень, рысь,
северная куропатка, и таким образом указывает на резкое по-
холодание в Крыму в середине и конце четвертичного периода. На это»
-512
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
же указывают и данные изучения четвертичной флоры (Громов, 1948).
Все это дает основание предполагать, что в четвертичном периоде,
в частности в эпоху максимального оледенения на Русской равнине,
в горном Крыму похолодание было еще более резким, чем в пред-
горьях Кавказа. Области плоских крымских нагорий при этом явля-
лись, конечно, благоприятными для образования на них более или ме-
нее мощных накоплений снега и фирнового льда или даже ледников
ограниченных размеров.
На признаки оледенения в Крыму указывал А. И. Дзенс-Литовский
(1951). В условиях известняковых плато непосредственные следы оле-
денения могли быть затем быстро уничтожены, но отрицать вероят-
ность оледенения Крымских гор сейчас вряд ли есть основание.
В эпоху максимального оледенения Русской равнины . Крымские
горы были уже значительно приподняты и, несмотря на наличие мест-
ного оледенения, могли защищать обращенные к югу склоны Южного
берега от воздействия холодного воздуха. Иначе говоря, местный
климат Южного берега, как и в наше время, мог быть значительно
более теплым, чем климат северных склонов Крымских гор и степей.
Здесь, несомненно, и создались местные климатические условия, бла-
гоприятствовавшие сохранению некоторой части средиземноморской
флоры и фауны, населявшей Крым до похолодания. Однако в целом
климат Южного берега был, по-видимому, холоднее современного: на-
много более суровыми, вероятно, были зимы. Все же. типичные среди-
земноморские виды растений (земляничное дерево, тисс, дикая
фисташка, древовидный можжевельник и др.) и многие виды живот-
ных, являющиеся реликтами доледникового времени, нашли здесь бла-
гоприятные условия для того, чтобы пережить суровые климатические
условия ледниковой эпохи.
Начиная с последней межледниковой эпохи (рисе—вюрм) Крым
был заселен человеком каменного века, о чем свидетельствует нахож-
дение многочисленных как открытых, так и пещерных стоянок. В это
время, соответствующее карангатской морской трансгрессии, климат
Крыма на сравнительно короткое время стал очень теплым. Судя по
характеру карангатских моллюсков, можно предположить, что он был
теплее современного. В эпоху последнего оледенения климат снова сде-
лался значительно более суровым.
Исследование остатков углей из кострищ на месте стоянок палео-
литического человека в начале позднечетвертичного времени (напри-
мер стоянок Сюрень I, Шайтан-Коба, Киик-Коба и др.) позволяет счи-
тать, что растительность северного склона Крымских гор в вюрме
характеризовала условия значительного похолодания: согласно выво-
дам В. П. Малеева в северных предгорьях тогда господствовали бере-
зовые лесостепи. Растительные остатки, найденные в стоянках с более
поздними палеолитическими культурами (азиль—тарденуаз) верхне-
четвертичного времени, указывают на потепление климата.
Многие стоянки древнего человека приурочены к отложениям
судакских суглинков, относящихся по возрасту к началу вюрма. Фор-
мирование этих суглинков и одновозрастных щебнистых конусов вы-
носа свидетельствует об условиях очень дождливого (плювиального)
климата и значительном похолодании по сравнению со временем
карангатской трансгрессии. Однако опять же прямых следов леднико-
вых явлений по плато Главной гряды не сохранилось. Можно только
предполагать возможность существования здесь снежников или не-
-больших ледников покровного типа, для образования которых плоские
нагорья были очень благоприятны.
ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
513
В новоэвксинское время (вюрм) произошло снова падение уровня
Черноморского бассейна и соответственно новое глубокое врезание
эрозионной сети в Крыму. Последующее поднятие уровня моря в голо-
цене и соединение Черноморского бассейна с Средиземным морем
через проливы привело к заполнению этих переуглубленных долин
аллювиальными отложениями и к образованию в устьях многих рек
лиманов и бухт. Во многих случаях последние затем были отделены от
моря пересыпями и превратились в соляные озера (Сакское, Сасык,
Сивашское, Донузлавское и др.). Вместе с тем климат Крыма в это
время стал более мягким, и постепенно его природные ландшафты при-
обрели современный облик.
33 Зак. 911
Глава X
НАПРАВЛЕНИЕ ДАЛЬНЕЙШИХ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ
ИССЛЕДОВАНИЙ
В результате более чем 150-летнего изучения геологии Крыма
собран большой материал, который во многих случаях имел огромное
значение и для изучения других регионов Советского Союза. Так, на-
пример, некоторые стратиграфические разрезы, описанные на Крым-
ском полуострове (верхний мел, палеоген, неоген), несомненно могут
быть признаны эталонными для всего юга Европейской части СССР.
Тем не менее ряд вопросов стратиграфии Крыма остается до сих
пор неясным. Наиболее насущным представляется решение следующих
из них.
1. Определение возраста складчатого основания равнинного Крыма.
В последние годы глубокими буровыми скважинами в ряде пунктов равнинного
Крыма вскрыты дислоцированные и в той или иной степени метаморфизованные
породы складчатого основания: хлоритовые, серицитовые и графитизированные сланцы,
измененные изверженные породы, известняки. Данные же о возрасте этих пород про-
тиворечивы (палеозой, триас, средняя юра). В настоящее время о них накоплен боль-
шой фактический материал, который вследствие непрерывного роста объема глубокого
бурения будет быстро увеличиваться. Необходимо объединение усилий ряда специа-
листов с целью обработки этого материала и всестороннего изучения пород склад-
чатого основания, в том числе определения их возраста и для составления геологиче-
ской карты поверхности фундамента.
2. Уточнение стратиграфии пород таврической серии.
Цоколь Крымского горного сооружения сложен очень сильно дислоцированным
комплексом флишевых и флишеподобных пород верхнего триаса и нижней юры. Воз-
можно, также, что в его строении принимают участие также и среднетриасовые отло-
жения.
Стратиграфия таврической серии в настоящее время разработана недостаточно.
Существующие схемы А. С. Моисеева, М. В. Муратова, Н. В. Логвиненко, А. И. Ша-
лимова не достаточно обоснованы фактическим материалом и не сопоставимы между
собой.
Разработка этой темы совершенно необходима в связи с проведением поисковых
работ на ртуть, минеральные и термальные воды и в связи с выяснением газонос-
ности горного Крыма.
К числу важнейших проблем по крымскому триасу относятся: а) определение
нижней его возрастной границы; б) установление площадного распространения толщи
и пачек флиша разного литологического состава, выделяющихся при изучении частных
разрезов, что тесно связано с выявлением локальных конседиментационных структур
в позднетриасовом геосинклинальном троге; в) надежное разграничение верхнетриа-
совых отложений и литологически сходных с ними осадков лейаса.
Решение перечисленных проблем, по-видимому, возможно лишь на основе де-
тальных геологических съемок с использованием глубокого бурения. Наиболее подхо-
дящим местом для глубокой скважины, которая могла бы вскрыть подошву триасо-
вых отложений и подстилающие породы, представляется центральная часть Качин-
ского поднятия в верховьях Марты или на Марта-Альминском междуречье (на тер-
ритории Крымского заповедника). Скважина глубиной 2,5—3,0 км, вероятно,
вскрыла бы в этом районе основание триасового флиша, так как по данным геофи-
зических исследований глубина подошвы таврической серии в верховьях Марты до-
стигает 4 км, сокращаясь к северу (в среднем течении р. Бодрак) до 2—2,5 км.
Южнобережное поднятие — структура, менее благоприятная для заложения такой
скважины, в связи с пластичным нагнетанием флишевых толщ из-под синклинально
залегающих верхнеюрских отложений Главной гряды в ядра отдельных антиклиналей
Южного берега.
Важнейшими проблемами дальнейшего изучения лейасовых отложений горного
Крыма следует считать: а) разработку надежных методов их расчленения и отделе-
ния от литологически сходных среднеюрских и верхнетриасовых пород;
НАПРАВЛЕНИЕ ДАЛЬНЕЙШИХ 'ИССЛЕДОВАНИЙ
515
б) выявление конседиментационных структур лейасового возраста в центральной
части Качинского поднятия и в пределах Южнобережного поднятия и установление
Мощности лейасовых отложений.
3. Уточнение стратиграфии и изучение фаций верхней юры.
Верхнеюрские отложения Крыма, слагающие Главную гряду, имеющие большую
мощность и хорошо обнаженные, издавна привлекали внимание многих исследова-
телей. Однако, как выяснилось в последнее время, именно в вопросах стратиграфии
верхней юры Крыма остается еще очень .много неясного, что объясняется своеобра-
зием фаунистических комплексов (кораллы, брахиоподы, гастроподы) и чрезвычайно
резкой фациальной изменчивостью осадков.
В то же время многие практические задачи, как например, разведка флюсовых
известняков, поиски исландского шпата, поиски бокситов, изучение гидрогеологии и
карста, не могут быть успешно решены без наличия надежной стратиграфической
схемы и без данных о пространственном распространении верхнеюрских фаций и их
миграции.
4. Уточнение и палеонтологическое обоснование границы между верхней юрой
(титоном) и нижним мелом (валанжином).
5. Уточнение границы между верхним мелом и палеогеном, в которой имеется
много неясного. Проведение специальных работ в этом направлении имеет не только
теоретическое, но и большое практическое значение в связи с тем, что к пограничным
отложениям верхнего мела и палеогена приурочены месторождения высококачествен-
ных строительных известняков.
6. Подробное описание ярусов палеогена и монографическое описание его фауны,
поскольку разрез палеогеновых отложений юго-западного Крыма (районы Бахчисарая,
, Инкермана, Альмы) признан стратотипическим для территории СССР.
7. Изучение континентальных отложений плиоцена и тесно связанных с ними
отложений нижнечетвертичного возраста. На крымском материале, где на ограничен-
ной площади присутствуют как континентальные, так и лагунные и чисто морские
отложения плиоценового и нижнечетвертичного возраста, можно было бы решить мно-
гие спорные вопросы, в том числе вопрос о границе между плиоценом и четвертичной
системой.
8. Дальнейшее изучение четвертичных отложений — морских и речных террас и
•комплекса делювиальных, эоловых и гравитационных отложений. Эту работу необхо-
димо сочетать с изучением донных отложений Азовского моря, Сиваша, Каркинит-
ского залива и прилегающей к Крыму части Черного моря.
Много нерешенных задач имеется и по тектонике Крыма. Широко
развернувшиеся работы по поискам нефти, газов, минеральных и тер-
мальных вод и ртути требуют, с одной стороны, данных о глубинном
строении района и, с другой — выяснения истории тектонического раз-
вития региона.
В связи с этим дальнейшее изучение тектоники Крымского полу-
острова должно вестись в следующих направлениях.
1. Продолжение геофизических работ по изучению строения земной коры в
Крыму и прилегающих частях Черного и Азовского морей, что, в частности, должно
внести ясность в вопрос о тектонической структуре Причерноморья, о положении
Крыма и Кавказа в системе Альпийского складчатого пояса и о их соотношениях
с Добруджей, Карпатами и Балканами
2. Изучение структуры складчатого основания равнинного Крыма, В связи с ши-
роким развитием поисковых работ на нефть, газы, минеральные и термальные воды
в равнинной части Крыма и на Керченском полуострове темами, требующими безот-
лагательной разработки, являются следующие:
а) положение границы между Украинским кристаллическим массивом и Скиф-
ской плитой;
б) рельеф поверхности складчатого основания в равнинном Крыму и прилегаю-
щих мелководных частях Азовского моря и Каркинитского залива;
в) граница и структура грабенов, выполненных нижнемезозойскими отложениями
и скрытых под чехлом меловых и кайнозойских пород;
г) направление и амплитуда разломов в складчатом основании;
д) сопряжение Скифской плиты и геосинклинальной системы горного Крыма;
е) местоположение поперечной Перекопской перемычки, разделяющей Каркинит-
скую и Сивашскую (Азовскую) впадины;
ж) структура Новоцарицынского вала и его сопряжение с Новоселовским. бло-
ком и Азовским валом;
з) характер сопряжения Симферопольской меридиональной антеклизы и Бело-
горского прогиба;
и) глубинная тектоника Керченского полуострова и строение складок под осно-
ванием майкопской серии.
33*
516
НАПРАВЛЕНИЕ ДАЛЬНЕЙШИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
3. Изучение тектонической структуры складчатого поднятия горного Крыма.
В связи с проведением в горном Крыму поисков месторождений ртути и пред-
стоящим поисковым бурением на газ и минеральные воды, а также в связи с инже-
нерно-геологическими исследованиями имеется настоятельная необходимость более
детального изучения тектоники горного Крыма. Основное внимание при этом должно
быть сосредоточено на следующих вопросах:
а} установление глубины залегания и структурных форм пород, подстилающих
комплекс таврической серии. Для этого необходимо проведение геофизических работ,
в первую очередь сейсмических, а также бурение нескольких параметрических сква-
жин, в частности в осевой части Крымского поднятия, на Южном берегу в районе
Алушты и в пределах Судакской складчатой зоны;
б) изучение структуры сланцево-песчаникового комплекса, слагающего цоколь
Крымского кряжа: выделение структур различных порядков, зон дробления, крупных
разрывных нарушений. С этой целью необходимо проведение структурно-геологиче-
ской съемки крупного масштаба на площади Качинского поднятия и на Южном бе-
регу Крыма;
в) изучение разломов. Особое внимание должно быть обращено на выявление
разломов глубокого заложения, поскольку с ними связано проникновение рудных ра-
створов -и циркуляция минеральных вод;
г) изучение неотектонических проявлений. В связи с интенсивной абразией от-
дельных отрезков морского побережья, широким развитием оползней, обвалов, а также
с формированием кос, пересыпей и засух необходимы установка реперов и проведение
повторных нивелировок по ряду профилей.
С целью правильной постановки поисковых работ на нефть, газы,
минеральные и термальные воды необходимо систематически обобщать
обширный и непрерывно возрастающий материал по глубинному строе-
нию Крыма. В связи с этим необходимо проведение ряда тематических
работ, наиболее актуальными из которых являются следующие.
1. Составление детальных палеогеографических карт.
2. Составление палеотектонических карт.
3. Систематическое обобщение и интерпретация данных геофизических исследо-
ваний и материалов глубокого бурения.
За последние годы детально исследована литология таврической
серии (работы Н. В. Логвиненко, Н. Н. Шапошникова, Л. В. Карповой),
изучение же средне- и верхнеюрских и нижнемеловых отложений
в этом направлении только начато (работы В. В. Шаля, О. В. Снеги-
ревой, М. В. Михайловой) и существует настоятельная необходимость
их продолжения.
A
ЛИТЕРАТУРА
Абих Г. В. Геологический обзор полуостровов Керчи и Тамани. Зап. Кавк,
отд. Русск. геопр. об-ва, т. VIII, 1873.
Авдулов М. В. Гравиметрическое и магнитное поля горного Крыма. В кн.
«Строение Черноморской впадины». Изд. «Наука», 1966.
Авдусин П. П. Грязевые вулканы. Петрографические исследования. Изд.
АН СССР, 1948.
Агроклиматический справочник по Крымской области. Глав. упр. гидромет.
службы при Совете Мин. СССР, Л., 1959.
Александровский Т. Б. Про морськ! четвертинш вадклади Керченського
швострова. Геогр. зб. АН УРСР, Геогр. т-во, выл. 6, 1962.
Алферов Б. А. О залегании мэотиса на чокракских слоях в пределах Кер-
ченского полуострова. Изв. ГГРУ, т. L, вып. 57, 1931.
Альбов С. В. К вопросу о происхождении трех гряд Крымских гор. ДАН
СССР, т. LXII, № 4, 1948.
Альбов С. В. Гидрогеология Крыма. Изд. АН УССР, Киев, 1956.
Альбов С. В. К вопросу о боре в подземных водах Крыма. «Геохимия», № 1,
1957.
Альбов С. В. О карсте в степном Крыму. Изв. Крымск, отд. Геогр. об-ва
СССР, вып. 4, Симферополь, 1957.
Альбов С. В. К вопросу о молодом (третично-четвертичном) вулканизме
в Крыму. Изв. Крымск, отд. Геогр. об-ва СССР. Симферополь, 1958.
Альбов С. В. О структурно-геологических и палеогеографических условиях
формирования подземных вод Крыма. Тр. I Украин. гидрогеол. совещания, Изд.
АН УССР, Киев, 1961.
Альбов С. В. О тектонических явлениях в формировании горных гряд
в Крыму. Мат. Междунар. геофиз. года. Инф. бюлл. № 6, Изд. АН УССР, 1964.
Альбов С. В. Деяк! дан! про палеозой в Криму. Геолог!чний журнал АН
УРСР, т. XXIV, вип. 6, 1964.
Альбов С. В. О геотермических условиях Крыма. В кн. «Строение Черномор-
ской впадины». Изд. «Наука», 1966.
Аляев С. Е. Новые данные о тектонике Керченского полуострова. Изв. АН Л
СССР, сер. геол., № 6, 1947.
Андрусов Н. И. Геологические исследования на Керченском полуострове-
в 1882—-1883 гг. Зап. Повороте, об-ва естеств., т. IX, вып. 2, 1884. *. '
Андрусов Н. И. Геологические исследования в западное половине Керчен-
ского полуострова летом 1884 г. Зап. Новоросс. об-ва естеств., т. XI, 1887.
Андрусов Н. И. О характере миоценовых осадков Крыма. Тр. С.-петерб.
об-ва естеств., т. XVIII, т. 17, вып. 2, 1886.
Андрусов Н. И. Горизонт со Spaniodon barboti Stuck, в Крыму и на«
Кавказе. Тр. С.-петерб. об-ва естеств., т. XIX, 1887. ’
Андрусов Н. И. Очерк истории развития Каспийского моря и его обитате-
лей. Изв. Русск. геогр. об-ва, т. XXIV, вып. 11, 1888.
Андрусов Н. И. Геотектоника Керченского полуострова. Мат. по геол. Рос-
сии, т. XVI, 1893.
Андрусов Н. И. Замечания о семействе Dreissensidae. Зац. Новоросс. об-ва.
естеств., т. XVIII, № 1, 1893.
Андрусов Н. И. О сероводородном брожении в Черном море. Проблема
дальнейшего изучения Черного моря. Зап. С-петерб. Акад. Наук, т. 1, VI, 1893.
Андрусов Н. И. О возрасте морских послетретичных террас Керченского-
полуострова. Ежегодн. по геол, и минер. России, т. VII, № 6, 1905.
Андрусов Н. И. Босфор и Дарданеллы. Землеведение, 1905.
Андрусов Н. И. О форме крымских лакколитов. Зап. Киев, об-ва естеств.,.
т. XX, вып. 3, 1906.
Андрусов Н. И. Террасы Судака. Зап. Киев, об-ва естеств., т. 22, вып. 2Г.
1912.
518
ЛИТЕРАТУРА
Андрусов Н. И. Понтический ярус. Геология России, т. VI, ч. II, вып. 2.
Изд. Геолкома, 1917.
Андрусов Н. И. Послетретичная тирренская терраса в области Черного моря.
Bull. Intern, de 1’Acad. des Sciences de Boheme, 1925. e
Андрусов H. И. Палеогеографические карты Черноморской области в верх-
немиоценовую, плиоценовую и четвертичную эпохи. БМОИП, отд. геол., № 3-4, 1926.
Андрусов Н. И. Избранные труды с краткой биографией и перечнем трудов.
Т. I, II, III и IV, 1961, 1963, 1964, 1965. Изд. АН СССР.
Антипьев. Краткий геогностический обзор Чокракского озера. Горн, журн.,
т. 1, 1849.
Антипов И. Н. Керченский и Таманский полуострова в геологическом отно-
шении. Морской сб., т. XXX, № 1, 1857.
Арендт Ю. А., Янин Б. Г. О позднеюрских и раннемеловых криноидеях
Крыма. Палеонт. журн., № 3, М., 1964.
Аркелл В. Юрские отложения земного шара. Изд. иностр, лит., М., 1966.
Аронович 3. И. О погрешностях при определении координат крымских
землетрясений. Изв. АН СССР, сер. геофиз., 2, 1958.
Аронович 3. И. Об определении энергии крымских землетрясений. Изв.
АН СССР, сер. геофиз., № 4, 1963.
Аронович 3. И. Энергетическая характеристика сейсмических явлений
в Крыму. Инф. бюлл. МГК АН УССР, Киев, № 5, 1963.
Архангельский А. Д. Геологичеокие исследования на Керченском полу-
острове. Отчет о деятельности Геолкома. Изв. Геолкома, т. 44, № 2, 1925.
Архангельский А. Д. Несколько слов о генезисе грязевых вулканов Апше-
ронского полуострова и Керченско-Таманской области. БМОИП, отд. геол., т. 33,
№ 3-4, 1925.
Архангельский А. Д. Об 'осадках Черного моря и их значении в познании
осадочных горных пород. БМОИП, т. 35, отд. геол., № 3-4, 1927.
Архангельский А. Д. Об отношении складчатости Керченского полуострова
к тектонике Крымских гор. Вести. Геолкома, т. II, № 2, 1928.
Архангельский А. Д. О новых исследованиях дна Черного моря. Геол,
вести., № 1-3, 1928.
Архангельский А. Д. Карта и разрезы осадков дна Черного моря. БМОИП.
т. 36, отд. геол., № 1, 1928.
Архангельский А. Д. Причины крымских землетрясений и геологическое
будущее Крыма. БМОИП, т. 37, отд. геол. № 1-2, 1929.
Архангельский А. Д. Оползание осадков на дне Черного моря и геоло-
гическое значение этого явления. БМОИП, т. 38, отд. геол., № 1-2, 1930.
Архангельский А. Д. Краткий очерк геологической истории Черного моря.
Путеводитель экскурсий II четверт. геол, конф., 1932.
Архангельский А. Д. Сернистое железо в отложениях Черного моря.
БМОИП, т. 42, отд. геол., вып. 3, 1934.
Архангельский А. Д. и Баталин М. К. К познанию истории развития •
Черного моря. Изв. АН СССР, VII сер., № 8, 1929.
Архангельский А. Д., Блохин А. А., Менн ер В. В., Осипов С. С.,
Соколов М. И., Чепиков К. Р. Краткий очерк теологического строения и нефтя-
ных месторождений Керченского полуострова. Тр. ГГРУ, вып. 13, 1930.
Архангельский А. Д. и Страхов Н. М. Геологическая история Черного
моря, БМОИП, отд. геол., т. 40, № 1, 1932.
Архангельский А. Д. и Страхов Н. М. Геологическое строение и (исто-
рия развития Черного моря. Изд. АН СССР, 1938.
Архипов И. В. Кимеридж-титонский флиш горного Крыма и условия его обра-
зования. Изв. высш, учебн. завед., Геол, и разе., № 6, 1958.
Архипов И. В., Успенская Е. А., Цейс лер В. М. О характере взаимо-
отношения нижнемеловых и верхнеюрских отложений в пределах юго-западной части
горного Крыма. БМОИП, отд. геол., т. XXXIII (5), 1958.
Аршинов В. В. О вулканических туфах между Балаклавой и Севастополь-
ским шоссе в Крыму. Год. отчет МОИП, 1905—1906.
Аршинов В. В. О вулканических туфах между Балаклавой и Севастополь-
Ялтинским шоссе в Крыму. Ежегодн. по геол, и минер. России, т. IX, стр. 160,
1907—1908.
Аршинов В. В. К геологии Крыма. I—О вулканических туфах окрестностей
г. Балаклавы; II — Об эрратических камнях- окрестностей Балаклавы. Изв. Петро-
граф. ин-та. Lithogaea, № 1, М., 1910.
Аршинов В. В. О включениях антраксамитов в изверженных породах Крыма.
Изв. Петрограф, ин-та, Lithogaea, М., 1914.
Атлас верхнемеловой фауны Кавказа и Крыма. Тр. ВНИИгаз. Гостоптехиздат,
1959.
Атлас нижнемеловой фауны Кавказа и Крыма. Тр. ВНИИгаз. Гостоптехиздат,
1960.
ЛИТЕРАТУРА -
51»
Атлас палеогеограф!чних карт Украшсько! i Молдавсько! РСР. Изд. АН УРСР.
Киев, 1960.
Бабак В. И. История развития рельефа горного Крыма. Автореф. доклада.
БМОИП, отд. геол., № 5, 1956.
Бабак В. И. Очерк неотектоники Крыма. БМОИП, отд. геол., т. .34, вып. 4,
1959.
Бабак В. И. Метод построения палеотектоничесиих карт для изучения исто-
рии новейших тектонических движений (на примере Крыма). Сб. «Неотектоника
СССР». Рига, 1961.
Бабак В. И. К стратиграфии континентальных плиоценовых отложений Крыма.
Тр. МГРИ, т. 37, 1961. '
Бабак В. И. Стратиграфия новейших континентальных отложений и основные
черты неотектоники Крыма. Мат. Всес. совещ. по иэуч. четверт. периода, т. 2. Изд.
АН СССР, 1961.
Бабанова Л. И. Брахиоподы средне- и верхнеюрских отложений восточной
части горного Крыма. Тезисы докл. на II Межведомственной научи. конф, по изуче-
нию природн. и труд, ресурсов Левобережной Украины. Изд. Харьк. гос. ун-та, 1963.
Бабанова Л. И. Находки брахиопод из рода Dictyothyris Dоuvi 11 в верх-
неюрских отложениях Карадага в Крыму. Матер, по литол. и палеонт. левобережной
Украины. Изд. Харьк. гос. ун-та, 1964.
Бабанова Л. И. Новые данные о юрских брахиоподах. Палеонт. журн.,
№ 1, 1968.
Бабанова Л. И. Стратиграфическое и фациальное распределение брахиопод
в юрских отложениях восточной части горного Крыма. ДАН СССР, т. 156, № 3, 1964.
Бабанова Л. И. Стратиграфическое и фациальное распределение брахиопод
в юрских отложениях восточной части горного Крыма. Изд. Харьков, гос. ун-та, 1964.
Бабков И. И. Морские послетретичные террасы и раковинные скопления по
берегам Крыма. «Природа», № 6, 1929.
Бабков И. И. Географические и геоморфологические наблюдения в восточной
части горного Крыма. Тр. Геогр.-эконом. науч.-иссл. ин-та ЛГУ, вып. 4, 1934.
Бабков И. И. Материалы по геоморфологии восточной части горного Крыма.
Очерки по физ. геопр. Крыма, вып. 1. Тр. Геогр.-эконом. науч.-иссл. ин-та ЛГУ, 1938.
Бабков И. И. Климат Крыма. Гидрометеоиздат, Л., 1961.
Бадер О. Н. Исследование мустьерской стоянки у Волчьего грота. Краткие
сообщения Ин-та истории материальной культуры АН СССР, вып. VIII, Л., 1940.
Бадер О. Н. Результаты работ Крымской палеолитической экспедиции Москов-
ского института антропологии. «Сов. археология», № 5, 1940.
Б а л а в а д з е Б. К-, М и н д е л и П. Ш. Основные результаты геотермического
исследования строения земной коры Черноморского бассейна. В кн. «Строение Чер-
номорской впадины». Изд. «Наука», 1966.
Б а л у х о в с к и й Н. Ф., Сергеев А. Д. Тектоника Причерноморской впадины,
1958.
Баранова Н. М., ЗелГнська В. О., Зернецький Б. Ф., Макарен-
ко Д. Е., Ротман Р. М., С я б р я й В. Т. Палеотектошчний нарис територ!
Украшсько! i Молдавсько! РСР палеогенового-нижньомюценового часу. Доп. АН
УРСР, № 12, 1959.
Б ар бот де Марии Н. Сарматский ярус миоценовой формации. Горн, журн.,
№ 7, 1867.
Барков А. С. К морфологии Кара-Дага. Землеведение, т. XXVIII, вып. I-II,
1926.
Барков А. С. О микроформах карста, Уч. зап. геопр. ф-та Моск. гос. пед.
ин-та, 1938.
Бархатов Б. П. О соотношении между таврической и эскиординской сви-
тами горного Крыма. Вести. Ленингр. ун-та, № 7, 1955.
Бачинський Г. О. Викопний гомщеновий ведм!дь з Червоно! печери Криму:
ДАН УРСР, № 6, 1962.
Бачинський Г. О. Нов! методики визначения геолопчного в!ку викопних
юсток хребтинних з антропогенових i .шэньо—плюценових в!дклад!в. ДАН УРСР,
№ 10, 1963.
Бачинський Г. О., Дублянський В. М. Палеозоолопчна характеристика
деяких глибинних карстових порожнин прського Крыму. 36. пр. зоол. музей) АН
УРСРЧ № 31, 1962.
Бачинский Г. А., Д у б л я н с к и й В. Н. Новые данные о захоронениях
ископаемых позвоночных в карстовых полостях горного Крыма. Тр. ККЭ, вып. 1,
Киев, 1963.
Безносов Н. В. Среднеюрские и келловейские аммониты Крыма и Северного
Кавказа. Гостоптехиздат, 1958.
Белов Н. А. О движении гальки в Леменской бухте. Учен. зап. МГУ, Геогра-
фия, вып. 19, 1938.
520
ЛИТЕРАТУРА
Белоусов В. В. и Яр о ц кий Л. А. Некоторые общие вопросы тектоники
Керченско-Таманской области. Пробл. сов. геологии, № 3, 1934.
Белоусов В. В. и Яроцкий Л. А. Грязевые сопки Керченско-Таманской
области. ОНТИ, 1936.
-Белоусов В. В. и Яроцкий Л. А. Грязевые сопки Керчеиско-Таманской
области. Условия их возникновения и деятельности. Тр. ВГРО, вып. 8, Л., 1936.
Белоусов В. В. Некоторые общие вопросы тектоники области сопряжения
Крыма и Кавказа (в связи с проблемой происхождения складчатости). В сб. «Пробл.
тектонофизики». Госгеолтехиздат, 1960.
Белоцерковец Б. П. Землетрясения и сейсмическое строительство в Крыму.
«Крым», № 1 (6), 1928. I
Бибиков С. Н. Предварительный отчет о работе Крымской экспедиции в
1935 г. I — Сов. археология, № 1, 1936; II—Тр. Сов. секции межд. ассоц. по изуч.
четверт. периода Европы, вып. II, 1936.
Бибиков С. Н. Грот Мурзак-Коба — новая позднепалеолнтическая стоянка
в Крыму. «Сов. археология», т. V, 1940.
Бибиков С. Н. О датировке и реконструкции палеолитических убежищ
Крыма. Бюлл. Комиссии по изуч. четверт. периода № 21, М., 1957.
Бибиков С. Н. Некоторые вопросы заселения Восточной Европы в эпоху
палеолита. «Сов. археология», № 4, М., 1959.
Бибиков С. Н. О южных путях заселения Восточной Европы в эпоху
древнего палеолита. К VI конгр. INQUA, Киев, 1961.
Би н д ем а н Н. Н., Зимин Н. П. Материалы для геологических экскурсий
в Крыму. М., 1926.
Б и р у л я А. А. Предварительное сообщение о грызунах из четвертичных отло-
жений Крыма. ДАН СССР, № 23, 1930.
Б и р у л я А. А. Предварительное сообщение о хищниках из четвертичных отло-
жений Крыма. ДАН СССР, № 6, 1930.
Бирштейн Я. А. Подземные бокоплавы Крыма. БМОИП, отд. биол., т. 66,
№ 6, 1961.
Бирштейн Я. А. Исследование подземной фауны Крыма летом 1960 -г. «Ново-
сти карстоведения и спелеологии», .№ 3, М., 1963.
Бирштейн Я- А. Некоторые итоги изучения подземной фауны Крыма. Тр.
ККЭ, вып. 1. Киев, 1963.
Благоволин Н. С. Геоморфология Керченско-Таманской области. Изд-во
АН СССР, 1962.
Благоволим Н. С. Основные вопросы структурной геоморфологии Керчен-
ско-Таманской области. «Землеведение», Сб. МОИП, нов. сер., т. V (XLVI), 1963.
Благоволин Н. С. Изучение современных тектонических движений на Крым-
ском геофизическом полигоне. В сб. «Соврем, движения земной коры», № 2, 1965,
Т арту.
Благоволин Н. С. Возраст морфоструктуры горного Крыма. Изв. АН СССР,
сер. геогр., № 2, 1965.
Благоволин Н. С. Некоторые вопросы истории развития рельефа горного
Крыма. В кн. «Строение Черноморской впадины». Изд. «Наука», 1966.
Бобылев В. В. Стратиграфия среднеюрских отложений и тектоника южного
крыла Качинского антиклинория. Изв. высш. учеб, завед., Геология и разведка, № 1,
Б о г а е ц О. Т. Нов! дан! про верхньокрейдов! ввдклади Присивашшя та
сум!жних райошв. Геолопч. жур. АН УРСР, т. XXV, вип. 2, 1965.
Богаець О. Т., Черняк Н. I. До палеогеограф!! Пржйвашшя, 1п!вшчно-
захвдного Приазов’я та сум!жних райошв у нижньокрейдову епоуу. Геол. журн.
АН УРСР та Главгеолог!! УРСР, т. XXIII, вип. 5, 1963.
Богаец А. Т., Захарчук С. М., Курило Г. П., Плахотный Л. Г.,
Фролов В. Д. Соотношение структурных планов неогеновых, палеогеновых и
верхнемеловых отложений Тарханкутского полуострова. Геология нефти и газа, № 6,
Богаец А. Т., Захарчук С. М., Плахотный Л. Г. Место Тарханкут-
ского полуострова в геоструктуре равнинного Крыма и характер его складчатости.
«Геология и геохимия нефти и газ. м-ний», ч. II, Изд. «Наукова Думка», 1965.
Богаец А. Т., Захарчук С. М., Плахотный Л. Г. Условия формирова-
ния структур Тарханкутского полуострова и их нефтегазоносность. Тр. УкрНИГРИ,
вып. X, 1965.
Богданович А. К- Новые данные о стратиграфическом и пространственном
распределении майкопской микрофауны Северного Кавказа. Палеогеновые отложения
юга Европ. части СССР. Изд. АН СССР, 1960.
Б о к у н В. В., Б о к у н Р. А., Го лови некий В. И., Г о л ь м ш т о к А. Я- Не-
которые черты геологического строения мезокайнозойского осадочного чехла северо-
западной части Черного моря. В кн. «Строение Черноморской впадины». Изд.
«Наука», 1966.
ЛИТЕРАТУРА
521
Болдырский Б. Г. О верхнемеловых иноцерамах Крыма. Тр. Петрогр. об-ва
естеств., т. VI-VII, вып. I, 1916.
Бондарчук В. Г. Про сшхрошзащю морських континентальних четвертинних
наклад!в Надчорномор’я. Журн. геол.-геогр. циклу Укр. Акад, наук, 4, 1934.
Бондарчук В. Г. Нарис тектошчно! будови територи УкрашськоТ РСР. Геол,
журн. АН УРСР, т. XV, вмп. 3, 1955.
Бондарчук В. Г. Про тектошку Причорномор’я. Геол. журн. АН УРСР,
т. 17, №2, 1957.
Бондарчук В. Г. Геология Украины. Изд. АН УССР, 1959.
Бондарчук В. Г., Заморий П. К., Соколовский И. Л. Новейшие
тектонические движения территории Украинской ССР и Молдавской ССР. В сб.
«Неотектоника СССР». Рига, 1961.
Б о н ч е в Е. С. Некоторые вопросы тектоники восточной части Балканского
полуострова в связи с тектонической проблемой Причерноморья. БМОИП, отд. геол.,
XXXII (6), 1957.
Бонч-Осмоловский Г. А. Доисторическое прошлое Крыма. «Путеводи-
тель по Крыму». Крымск, об-во естеств., 1925, «Крым», № 2, 1926.
Бонч-Осмоловский Г. А. Крымский палеолит. Бюлл. комис. по изуч.
четверт. периода, № 1, 1929.
Бонч-Осмоловский Г. А. Шайтан-Коба, крымская стоянка типа Абри-
Оди. Бюлл. комис. по изуч. четверт. периода, № 2, 1930.
Бонч-Осмоловский Г. А. Итоги изучения Крымского палеолита. Тр.
II межд. конф, ассоц. по изуч. четверт. периода Европы, вып. V, 1934.
Бонч-Осмоловский Г. А. Палеолит Крыма, вып. I. Грот Киик-Коба. Л.,
1940.
Бонч-Осмоловский Г. А. Палеолит Крыма, вып. II. Кисть ископаемого
человека из грота Киик-Коба. М.-Л., 1941.
Б о р иск о в с к и й П. И. «Палеолитическая стоянка под Одессой». Краткие
ёообщ. Ин-та археол. АН СССР, вып. 86, 1961.
Борис я к А. А. Геологические исследования в Крыму. Окрестности Бала-
клавы, Ялты, Байдарской долины, Хойто, Коккозской долины, районы Фороса,
Мшатки, Мухалатки, Симеиза, Кастрополя, Бельбека, Алупки, Мисхора, Ялты,
Алушты, Судака, по Бельбеку и Альме, на Чатырдаге. Отчеты Геолкома за 1900—
1912 гг. Изв. Геолкома, т. 20, № 3, 1901; т. 21, № 2, 1902; т. 22, № 4, 1903; т. 23,
№ 8, 1904, т. 24, 1905; т. 25, № 1, 1906; т. 26, № 1, 1907; т. 27, № 2, 1908; т. 28, № 4,
1909; т. 29, № 1, 1910; т. 30, № 1, 1911; т. 31, № 1, 1912; т. 32, 1913.
Бор ис я к А. А. Об остатках ракообразных из нижнемеловых отложений
Крыма. Изв. Геолкома, т. XXIII, № 8, 1904.
Б о р и с я к А. А. О горных обвалах близ Алупки в Крыму. Сб. памяти
проф. И. В. Мушкетова. СПб, 1905.
Б о р и с я к A. A. Pelecypoda черноморского планктона. Изв. Акад. Наук,
т. XXII, № 4—5, 1905.
Б о р и с я к A. A. Pseudomonotis ochotica Tell. Крымско-Кавказского триаса.
Изв. Геолкома, т. XXVIII, № 2, 1909.
Борис я к А. А. О севастопольской фауне млекопитающихся в верхних гори-
зонтах среднего сармата. Изв. Акад. Наук, VI сер., т. V, № 4, 1911.
Б о р и с я к А. А. Об остатках крокодила из верхнемеловых отложений Крыма.
Изв. Акад. Наук, VI сер. т. VII, № 10, 1913.
Борис я к А. А. Севастопольская фауна млекопитающих. Тр. Геолкома, нов.
сер., вып. 87 и 137, 1914 и 1915.
Б о р и с я к А. А. Обзор местонахождений третичных наземных млекопитающих
СССР. Изд. АН СССР, 1943.
Боруцкий Е. В. Подземные Isopoda пещер Крыма и Кавказа. БМОИП, отд.
биол., т. 60, № 5, М., 1950.
Братусь О. С. Вещественный состав пляжей Крымского полуострова. ДАН
СССР, т. 165, № 2, 1965.
Брон гуле ев В. В., Успенская Е. А. Об ископаемых формах поверхно-
стей размывов в карбонатных толщах, Изв. высш, учебн. завед. Геол, и разе., № 4,
М„ 1959.
Броне вс кий В. Обозрение южного берега Тавриды. Тула, 1822.
Буланже Ю. Д., Мещеряков Ю. А. Изучение современных движений зем-
ной коры. Геоф. бюлл. № 12, Изд. АН СССР, М., 1962.
Бублейников Ф. Д. В пещерах Крыма. Гоогеолиздат, 1941.
Бураковский В. Е., Гуревич Б. Л. Гипсометрия поверхности складча-
того основания равнинного Крыма, Присивашья и Азовского моря. Геотектоника, № 1,
1965.
Бураковский В. Е. Некоторые результаты изучения глубинного строения
Черноморской впадины. В кн. «Строение Черноморской впадины». Изд. «Наука», 1966.
Бур шт ар М. С. Геология и нефтегазоносность платформенных областей Пред-
кавказья и Крыма. Гостоптехиздат, 1960.
522
ЛИТЕРАТУРА
Бурштар М. С., В.арущенко С. И., Пюлкааова Л. П. Новейшая тек-
тоника равнинного Крыма. «Сов. геология, № 3, 1965.
Бурштар М. С., Каменецкий А. Е. Новые данные о геологии и нефтега-
зоносности центральной и западной частей Степного Крыма. «Сов. геология», № 1,
1962/
Б я л ьн и цк и й - Б.ир у л я А. А. Предварительное сообщение о хищниках (и
грызунах) из четвертичных отложений Крыма. ДАН СССР, № 6 и № 23, 1930.
Вагнер. Обзор Таврического полуострова. Горн, журн., ч. IV, № 10, 1843.
Варданянц Л. А. К истории Черного моря. Изв. Гос. геогр. об-ва, т. 65,
вып. 4,. 1933.
Варданянц Л. А. Постплиоценовая история Кавказско-Черноморско-Каспмй-
ской области. Изд. Акад, наук Арм. ССР, Ереван, 1948.
В арущен ко С. И. Структурно-геоморфологический анализ рельефа равнин-
ного Крыма. Материалы ВНИГНИ, 1963.
Василенко В. К. Стратиграфия и фауна моллюсков эоценовых отложений
Крыма. Тр. ВНИГРИ, нов. сер., вып. 59, 1952.
Васильева Л. Б. Эскиординский горизонт таврической свиты Горного Крыма.
Вести. МГУ, № 9, 1950.
Васильева Л. Б. О стратиграфическом расчленении таврической формации
Горного Крыма. БМОИП, отд. геол., т. 27 (5), 1952.
Васильевский П. М., Желтов П. И. Гидрогеологические исследования
горы Чатырдаг в 1927. Тр. Всес.- геол.-разв. объед., вып. 142, М.-Л., 1932.
Вассоевич Н. Б. О горизонте с Lyrolepis caucasica Rom. Тр. НГРИ, сер. Б,
вып. 47, 1934.
Вассоевич Н. Б. О находке Calpionolla Lorenz на Кавказе и Крыму.
Пробл. сов. геологии, № 9, 1935.
Вассоевич Н. Б., Э б е р з и н А. Г. К вопросу о стратиграфии плиоцена
Черноморского бассейна. Тр. НГРИ, сер. А., вып. 1, 1930.
Вебер В. Н. Исследование крымского землетрясения 13/IX—1927 г. Геол,
вести., т. VI, № 1—3, 1928.
Be б е р Г. Ф. Находка верхнекаменноугольных трилобитов в Крыму. Изв.
Акад. Наук, VI сер., т. IX, № 15, 1915.
Вебер Г. Ф. Отчет о работе в Крыму в 1915 г. Тр. Петрогр. об-ва естеств.,
т. 47, 1916.
Вебер Г. Ф. Обзор летних работ Геол. ком. в 1921 г. Горное дело, ноябрь—
декабрь, т. VI, 1921.
Вебер Г. Ф. О границе меловых и юрских отложений в Крыму. Отчет Геол-
кома за 1924 г. Изв. Геолкома, т. 44, № 2, 1925.
Вебер Г. Ф. Отчет об исследованиях к югу и юго-востоку от Старого Крыма
в 1925 г. Изв. Геолкома, т. XLIV, 1926.
Вебер Г. Ф. Меловые и юрские ежи Крыма. Тр. ВГРО, вып. 312, 1934.
Вебер Г. Ф. Влияние ледниковых периодов на фауну Черного моря. Тр.
XVII Междунар. геол, конгр., т. VI, 1940.
Вебер Г. Ф.,’ Малышева В. С., Нейман О. Ф. Меловые и палеоцено-
вые отложения Крыма. Отчеты Геолкома за 1911, 1912, 1913. Изв. Геолкома. Из:в.
Геолкома, т. 31, № 1, 1912; т. 32, № 1, 1913; т. 33, № 1, 1914.
Вейнберг Г. П. Магнитная съемка Крыма, произведенная Пасальским в
1900 г. Зап. Акад. Наук, т. XXXIII, № 10, 1915.
Веки лов а Е. А. Эпипалеолитическая стоянка Кукрек в Крыму. Крат, сообщ.
Ин-та истории матер, культуры АН СССР, вып. XXXVI, М.-Л., 1951.
В е к и л о в а Е. А. Стоянка Сюрень I и ее место среди палеонтологических ме-
стонахождений Крыма и ближайших территорий. Материалы и иссл. по археологии
СССР, вып. 59, М.-Л., 1957.
В е к и л о в а Е. А. К вопросу о свидерской культуре в Крыму (стоянка Сю-
рень II). К VI конгрессу INQUA в Варшаве, 1961. Краткие сообщения Ин-та
археол., вып. 82, М., 1961.
Величко Б. Л. Селевые потоки в Крыму и методы борьбы с ними. Сб.
«Борьба с горной эрозией почв и селевыми потоками», Ташкент, 1962.
Вернадский В. И. О научной работе в Крыму в 1917—1921 гг. «Наука и
ее работники», № 4. Петроград, 1921.
Вернадский В. И. О новой магнитной аномалии, найденной в Крыму, и
о необходимости ее исследования. Изв. Акад, наук, № 15, 1921.
Вернадский В. И. О задачах геохимического исследования Азовского моря
и его бассейна. Изв. Акад, наук, VI сер., т. XV, 1-18, 1921 (1923).
Вернадский В. И. О необходимости изучения радиоактивности Южного бе-
рега Крыма. Изв. Акад, наук, VI сер., т. XV, № 1-18, 1921 (1923).
Вернадский В. И., Попов С. П. Минералогические исследования в Крыму.
Год. отчет МОИП, 1898—1899.
Вернадский В. И., Попов С. П. Еникальские грязевые вулканы. БМОИП,
№ 6—9, 1899.
ЛИТЕРАТУРА
523
Виноградов Б. С. Материалы по изучению четвертичной фауны Крыма. Гры-
зуны и насекомоядные из пещеры Аджи-Коба. Тр. Сов. секции Междунар. асе. по
изуч. четверт. периода, вып. I, 1937.
Виноградов А. П., Гриненко В. А., Устинов В. П. Изотопный состав
серы в Черном море. «Геохимия», № 10, 1962.
Виттен бур г П. В. О руководящей форме Pseudomonotis’oBux слоев верх-
него триаса Северного Кавказа и Аляски. Изв. Акад. Наук, VI сер., т. VII, № 9,
1913.
В л о д а в е ц В. И. Процессы, порождающие пирокластический материал и его
первичное перемещение. Сб. «Проблемы вулканизма». Изд. Акад, наук Арм. ССР,
1959.
Вознесенский А. В. Землетрясение в Крыму. «Природа», № 12, 1927.
Воинстве некий М. А. Ископаемая орнитофауна Крыма. Тр. ККЭ, вып. I.
Киев, 1963.
Волошина А. М., Преснякова Л. В., Орлова-Турчина Г. А. Новые
данные о возрасте нижнемеловых пород Тарханкутского полуострова (Крым). Па-
леонт. сб., № 2, Львов, 1965.
Вольногорский П. В недрах земли, М., 1915. В. Д., Пещера Данильча
или Яильча-Хоба, Зап. Крымск, горн, клуба, вып. 7-8. Одесса, 1897.
Воскобойников и Гурьев. Геогностическое описание гор южного берега
Крыма. Горн, журн., т. I, кн. 5, 1832.
Воскресенский А. М. К петрографии Крыма. Изв. Варш. ун-та, т. III,
1915.
Врангель Ф. X. Черноморская глубомерная экспедиция. СПб, 1890.
Всесоюзное совещание по унификации стратиграфии мезозойских отложений аль-
пийской зоны юга Европейской части СССР, Карпат, Крыма и Кавказа. Резолюция.
Ессентуки—Т билиси, 1958.
Вульф Е. В. Происхождение флоры Крыма. Зап. Крым, об-ва естеств., т. IX,
1926.
Вульф Е. В. Керченский полуостров и его растительность в связи с вопросом
о происхождении флоры Крыма. Зап. Крым, об-ва естеств. т. XI, 1929.
Вульф Е. В. Материалы для истории флоры Крыма. Сб. в честь 70-летия
В. С. Комарова. Изд. АН СССР, 1939.
Вульф Е. В. Историческая география растений. История флор земного шара.
Изд. АН СССР, 1944.
В ы р ж и к о в с к и й Р. Р. Современная трансгрессия Черного моря. Веста. Укр.
отд. Геол, ком., вып. II, 1928.
Выржиковский Р. Р. Деяга зауваження i припущення про будову Криму
i його четвертинну icTopiio. Уч. зап. Харьк. гос. унив., № 4, 1936.
Вялов О. С. О сопоставлении палеогена Средней Азии, Кавказа, Крыма.
ДАН СССР, т. 110, № 4, 1956.
Вялов О. С. Нижнепалеоценовый половецкий известняк Крыма. БМОИП, отд.
геол., т. 36, вып. 1, 1961.
Вялов О. С., Горбач Л. П., Добровольская Т. I. Вилопш з!рнопод1бш
слщи життед!яльност! морських орган1зм1в 1з сходного Криму. Геол. журн. АН УРСР,
т. XXIV, вип. 4, 1964.
Таблиц К. Л. Физическое описание Таврической области по ее местоположе-
нию и по всем трем царствам природы. СПб, 1785.
Гаврилов Е. А. и Щербаков М. В. Материалы по геоморфологии бере-
говой полосы Южного берега Крыма. Уч. зап. Моск. гос. ун-та, вып. XIX, Геогра-
фия, Берега, т. II, 1938.
Гамкрелидзе П. В. Основные черты тектоники Грузии. Тр. Геол, ин-та
АН Груз. ССР, 1962.
Г а м м е р м а н А. Ф. Результаты изучения четвертичной флоры по остаткам
древесного угля. Труды II Междунар. конфер. Л., 1934.
Гапонов Е. Ископаемые диатомовые водоросли из сарматских слоев севера
Таврической губернии. Замет. Новоросс. об-ва естеств., т. XXXIX, 1912.
Гаркаленко И. А., Богаевский Л. В., Безверхое Б. Д. Некоторые
данные о геологическом строении северо-западной части Черного моря. Геофиз. сб.
АН УССР, вып. 8 (10), 1964.
Г а ту ев С. А. Акчагыльские отложения Черноморского бассейна. Тр. Геол,
ин-та АН СССР, т. II, 1932.
Гвоздецкий Н. А. Региональное карстоведение (краткий обзор новых иссле-
дований и некоторые проблемы). Сб. «Региональное карстоведение». М., 1958.
Гвоздецкий Н. А. Карст. Вопросы общего и прикладного карстоведения.
Геогр афгиз, 1954.
Гвоздовер М. Д„ Невесский Е. Н. Находка мустьерского остроконеч-
ника на южном берегу Крыма. Бюлл. комис. по изуч. четверт. периода, № 26, 1961.
Гельмерсен Г. Исследование грязевых вулканов и нефтяных источников
в Крыму и Таманском полуострове. Зап. Минер, об-ва, т. I, 1864.
524
ЛИТЕРАТУРА
Гембицкий С. Извержение Джау-Тепе. Журн. «Южн. инженер», №4, 1914.
Герасимов А. П. и Рентартен В. Н. Южные складчатые цепи Совет-
ского Союза и альпийская система. Докл. ЦНИГРИ, 1934.
Гладцин И. Н. и Дзенс-Литовская Н. Н. Красная земля Тарханкутского
полуострова. Очерки по физ. геопр. Крыма. Географ.-экон. ин-т ЛГУ, вып. I, 1938.
Глухов И. Г. Некоторые данные о четвертичных отложениях в Присивашской
части Степного Крыма. БМОИП, отд. геол., т. 31, вып. 3, 1956.
Глушко В. В., Клиточенко И. Ф., Попов В. С., Чирвинская М. В.
Тектоника Украины. Структура земной коры и деформации горных пород. Междунар.
геол, конгресс, XXI сессия. Докл. сов. геологов, 1960.
Глушко В. В., Б о г а е ц ь О. Т., Д е н е г. а Б. I., 3 а х а р ч у к С. М., Орлова-
Турчина Г. О., Плахотний Л. Г. До питания про палеозойськ! ведклади
у Криму. Геол. журн. АН УРСР, т. 26, № 5, 1966.
Го лов кин с кий Н. А. К геологии Крыма. Изыскания в окрестностях Бала-
клавы. Заи. Новоросс. об-ва естеств., т. VIII, вып. 2, 1883.
Го лов кин с кий Н. А. Феодосийский уезд. Гидрогеологический очерк. Отчет
гидрогеолога за 1889 г. Изд. Тавр. губ. земства, 1890.
Головкинский Н. А. Мамонт в Сотере, к востоку от Алушты. Изд. Тавр,
губ. земства. Симферополь, 1898.
Головцин В. Н., Иванов Б. Н., Смольников Б. М. Некоторые карсто-
лого-геофизические исследования зон поглощения стока в карствующихся породах
Горного Крыма. Геофиз. сб. вып. 7 (9). Киев, 1964.
Гольдин Б. М., Иванов Б. Н. О формировании селевых паводков в Крыму.
Тр. Укр. науч.-исслед. гидрометеорол. ин-та, вып. 9, 1957.
Гольдин Б. М., Иванов Б. Н. Некоторые данные о селевых потоках
в Крыму. Изв. Крым, отдела Географ, об-ва, № 5, 1958.
Гончаров В. Л. Рельеф дна Черного моря. ДАН СССР, т. 112, № 6, 1957.
Горбач Л. П. Venericardia excellent sp. nov.— характерная форма из ниж-
него палеоцена Крыма. Палеонт. жури., № 1, 1962.
Горбач Л. П., Педан Л. С. Кремневые септарии из прослоя кила в верхне-
меловых отложениях Крыма. Минер, сб. Львовск. геол, об-ва, № 17, 1963.
Горди евич В. А., Куришко В. А., Лычагин Г. А., Ришес Е. А.,
Ткачук В. Г. Гидрогеология Крыма и перспективы его нефтегазоносности. ИМР
АН УССР и Главгеологии УССР. Киев, 1963.
Гордиенко М. Крымская АССР. Геологические работы Акад. наук. Вести.
Акад, наук, т. XVIII, 1929.
Горецкий Г. И. О возрастных соотношениях осадков узунларской и каран-
гатской трансгрессии. БМОИП, отд. геол., № 2, 1955.
Горецкий Г. И. О возрасте карангатской фазы тирренской трансгрессии.
Бюлл. комис. по изуч. 'четверт. периода, № 23, 1959.
Горн Н. К. Эволюция взглядов на тектоническую природу горного Крыма
за 30 лет. Вести. Ленингр. ун-та, № 4, 1948.
Горн Н. К- О возрасте и происхождении песчаников гор Красной и Лысой
в бассейне р. Алмы (юго-западный Крым). Вести. Ленингр. ун-та, № 6, 1963.
Г о р о д ц о в В. А. Несколько наблюдений над геологическими отложениями
горы Митридат около Керчи. Зап. Геол. отд. об-ва любителей естеств., антроп. и
этнограф., т. II, 1912—1913.
Г о р о д ц о в В. А. К определению древности мезолитической стоянки в пещере
Киик-коба. Изв. Тавр, об-ва истор., археол. и этногр., т. II. Симферополь, 1928.
Горшков Г. П. и Левицкая А. Я- Некоторые вопросы сейсмотектоники
Крыма. ДАН СССР, т. LIX, № 3, 1946.
Горшков Г. П. и Левицкая А. Я. Некоторые данные по сейсмотектонике
Крыма. БМОИП, отд. геол., т. 22, 3, 1947.
Гофман Е. А. Некоторые данные к фауне юрских фораминифер юго-восточ-
ного Крыма. Вести. МГУ, № 1, 1956.
Гофман Е. А. Некоторые виды юрских фораминифер юго-восточного Крыма.
АН УССР, Геол, журн., т. XXI, вып. 2. Киев, 1961.
Гречишкин Л. А. Геологическое описание Джанакбатской котловины на
Керченском полуострове. Тр. ГГРУ, вып. 38, 1931.
Григорович-Березовский Н. А. Постплиоценовые морские отложения
Черноморского побережья. Зап. Новоросс. об-ва естеств., т. XXIV, № 2, 1902.
Григорович-Березовский Н. А. Постплиоценовые отложения каспий-
ского типа в Черноморской губ. Зап. Новоросс. об-ва естеств., т. XXV, вып. 1, 1903.
Григорьев С. Г. Долины окрестностей Кисловодска и Бахчисарая. Сб.
в честь 70-летия Д. И. Анучина. М., 1913.
Гринев В. Я- Некоторые данные о латеритных глинах из плиоценовых отло-
жений Крыма. Тр. Минер, музея Акад, наук, т. III, 1929.
Гришанов Г. Е. О роли растворения и размыва в образовании карстовых
форм рельефа в районе Восточных яйл Крыма. Изв. Воронеж, отд. Геогр. об-ва
СССР, вып. 1, 1957.
ЛИТЕРАТУРА
525
Громов В. И. Палеонтологическое и археологическое обоснование стратигра-
фии континентальных отложений четвертичного периода на территории СССР (млеко-
питающие, палеолит). Тр. Ин-та геол, наук, вып. 64, геол, сер., № 17. М., 1948.
Громов В. И. Фауна позвоночных тарденуазской стоянки Мурзак-коба в
Крыму. Мат. и иссл. по археол. СССР, вып. 39, М.-Л., 1953.
Громова В. И. Об остатках диких баранов и козлов в четвертичных отло-
жениях Крыма. ДАН СССР, т. IV, № 1-2, 1935.
Громовы В. И. и В. И. Материалы к изучению палеолитической фауны
Крьима. Тр. Сов. секции Междунар. ассоц. по изуч. четверт. периода, вып. 1, 1937.
Губанов И. Г. Оползни на берегах Керченского полуострова. Географ, сб.,
вып. 4. Киев, 1961.
Губанов И. Г. К геоморфологии Керченского полуострова (обоснование ге-
нетической классификации элементов рельефа). Изв. Крым. отд. Геогр. об-ва СССР,
вып. 6, 1961.
Губкин И. М. Обзор геологических образований Таманского полуострова, Изв.
Геолкома, т. XXXII, № 8, 1913.
Губкин И. М. Проблема Акчагыла. Изв. АН СССР, 1930.
Губкин И. М., Федоров С. Ф. Грязевые вулканы СССР и их связь с гене-
зисом нефтяных месторождений Крымско-Кавказской геологической провинции. АН
СССР. Ин-т горючих ископ., 1938.
Гуревич Б. Л. О стратиграфической принадлежности опорного отражающего
горизонта на северо-востоке Крыма в Присивашье. Доп. АН УРСР, № 1, 1959.
Гуревич Б. Л. Новые данные о тектонике Степного Крыма и Присивашья.
«Сов. геология», № 9, 1959.
Гуревич Б. Л. Про геолопчну гнтерпретацйо деяких гравыащйних аномалш
Степового Криму. Доп. АН УРСР, № 6, 1959.
Гуревич Б. Л. О зоне сочленения и гипсометрии разновозрастных фундамен-
тов в Центральном Причерноморье. «Нефт. и газ. промышл.», № 2, 1961.
Гуревич Б. Л. О поперечных деформациях в Причерноморской впадине. Ной.
нефт. и газ. техники, Геология, № 5, 1961.
Гуревич Б. Л. О трех структурных планах Центрального Причерноморья
в связи с проблемой его нефтегазоносности. «Сов. геология», № 7, 1961.
Гуревич Б. Л. Некоторые элементы тектоники северо-западной части Степ-
ного Крыма. «Нефт. и газ. промышл.», № 1, 1962.
Гуревич Б. Л., Гончарова Т. А. Сейсморазведка методом отраженных
волн на Крымском полуострове. «Нефт. и газ. промышл.», № 4, 1962.
Гуревич Б. Л., Байковский Н. Я., Соловьев Л. Я., Чирвин-
ская М. В. К вопросу формирования структур Тарханкутского полуострова. «Сов.
геология», № 3, 1964.
Гуревич Б. Л., Клиточенко И. Ф., Чир в и иск а я М. В. О направлении
поисковых работ на нефть и газ в Причерноморье. «Геол, нефти и газа», № 6, 1961.
Давиташвили Л. Ш. К познанию фауны чаудинского горизонта. Изв. асе.
НИИ физмата I МГУ, т. 11, вып. 2а, 1930.
Давиташвили Л. Ш. К истории мэотического бассейна. «Азерб. нефт. хоз.»,
№ 1, 1931.
Давиташвили Л. Ш. Заметка о параллелизации плиоценовых отложений
юго-восточной Европы. Информ, сб. НГРИ, 1932.
Давиташвили Л. Ш. О стратиграфическом подразделении киммерийского
яруса. БМОИП, отд. геол., вып. 4, 1932.
Давиташвили Л. Ш. Обзор моллюсков третичных и послетретичных отло-
жений Крымско-Кавказской нефтеносной провинции. Гос. нефт. изд-во, М., 1933.
Давиташвили Л. Ш. К истории и экологии моллюсков фауны морских бас-
сейнов нижнего плиоцена (мэотис — нижний понт). Пробл. палеонт., т. 2-3, 1937.
Давиташвили Л. Ш. О некоторых представителях группы Dreissensia ап-
gusta Reuss, из киммерийских отложений. Пробл. палеонт., т. П-Ш, 1937.
Да гис А. С., Ш ванов В. Н. Об открытии среднего триаса в таврической
свите Крыма. ДАН СССР, т. 164, № 1, 1965.
Данильченко П. и Чигирин Н. Материалы по химии Черного моря.
Ч. I. Азот и его соединения в Черном море. Тр. Крымск, науч.-иссл. ин-та, т. II,
вып. 2, 1928.
Дахнов 3. Н. Результаты работ по методу спир на антиклинали Чорелек.
Информ, сб. Всес. конторы геофиз. разведок, № 478, 1937.
Дахнов 3. Н., Колосов И. А., Ларионов В. В., Лебедев А. П
Некоторые данные о физических свойствах закарстованных карбонатных пород верх-
ней юры гарного Крыма. Тр. ККЭ, вып. I. Киев, 1963.
Двойченко П. А. Извержение грязевой сопки Джау-Тепе. «Природа», №4,
1914.
Двойченко П. А. Минералы Крыма. Зап. Крым, об-ва естеств. и любителей
природы, т. IV, 1914.
526
ЛИТЕРАТУРА
Двойченко П. А. Обвалы, каменные потоки, оползни, оплывины на Южном
берегу Крыма. «Курортное дело», № 4—5, 1924.
Двойченко П, А. Геологическая история Крыма. Зап. Крым, об-ва естеств.,
т. УШ. Симферополь, 1925.
Двойченко П. А. Стратиграфия Крыма. Ч. I. Основная литература по стра-
тиграфии Крыма за 150 лет (с 1776 по 1926 гг.). Зап. Крым, об-ва естеств., т. IX, 1926.
Двойченко П. А. Синеклизы и антеклизы Крыма. Тр. Крым, науч.-иссл.
ин-та, т. I, вып. 1. Симферополь, 1926.
Двойченко П. А. Геологические разрезы скважин г. Симферополя. Тр.
Естеств.-истор. музея Тавриды в Симферополе, 1927.
Двойченко П. А. Алминская синеклиза Крыма. Тр. Крымск, науч.-иссл.
ин-та, т. I, вып. 2, 1927.
Двойченко П. А. Геологический очерк Крымского государственного заповед-
ника. М., 1927.
Двойченко П. А. Землетрясения 1927 г. в Крыму. Крымгосиздат, 1927.
Двойченко П. А. Черноморские землетрясения в Крыму. Зап. Крым, об-ва
естеств., т. X, 1928.
Двойченко П. А. Черноморское землетрясение 1927 г. в Крыму. «Природа»,
№ 6, 1928.
Демидов А. Путешествие в южную Россию и Крым через Венгрию, Вала-
хию и Молдавию, совершенное в 1837 г. СПб, 1853.
Демин В. М., Хрусталев Ю. П. Некоторые особенности ранней истории
Азовского моря. «Океанология», т. 4, № 5, 1964.
Джонелидзе А. И. Проблема Грузинской глыбы. Сообщ. АН Груз. ССР,
т. III, № 1-2, 1942.
Дзенс-Литовский А. И. Полигональные отдельности на Крымских соля-
ных озерах. Вести. ГГРУ, № 3—4, 1932.
Дзенс-Литовский А. И. Пересыпи и косы крымских соляных озер. Изв.
. Гос. геогр. об-ва, т. 65, № 6, 1933.
Дзенс-Литовский А. И. Белый пишущий мел на Тарханкутском полу-
острове в Крыму. «Экономика и культура Крыма», № 3, 1936.
Дзенс-Литовский А. И. Морские каменные котлы на берегу Тарханкут-
-ского полуострова. «Природа», № 4, 1936.
Дзенс-Литовский А. И. Оползни Джангу льского побережья Тарханкут-
ского полуострова в Крыму. «Природа», № 6, 1936.
Дзенс-Литовский А. И. Выходы меловых отложений на Тарханкутском
полуострове. «Природа», № 1, 1937.
Дзенс-Литовский А. И. Волнистая мелкоскладчатость и косая слоистость
неогеновых известняков Степного Крыма. «Сов. геология», № 10, 1938.
Дзенс-Литовский А. И. Пересыпи -и лиманы Азово-Черноморского побе-
режья и Степного Крыма. «Природа», № 6, 1938.
Дзенс-Литовский А. И. Тарханкутский полуостров (географическое по-
ложение, геологическое строение и геоморфологические условия). Очерки по физич.
географии Крыма, вып. II. ОНТИ, Л., 1938.
Дзенс-Литовский А. И. Погребенные конусы выноса и останцы корен-
ных пород под донными иловыми отложениями соляных озер Степного ,Крыма.
«Природа», № 5, 1939.
Дзенс-Литовский А. И. Было ли оледенение Крымских гор. ДАН СССР,
т. LXXVI, №6, 1951.
Дзепс-Литовская Н. Н. Основные черты палеогеографии Степного Крыма.
Вести. Ленингр. ун-та № 18, 1957.
Дзоценидзе Г. С. Развитие вулканических явлений на Кавказе в связи
с его геологической историей. «Геотектоника», № 3, 1966.
Дикенштейн Г. X. Тектоника Степного и Предгорного Крыма. «Сов. геоло-
гия», № 59, 1957.
Дикенштейн Г. X., Безносов Н. В., Голубничая Л. М., Зато-
руйко В. А., Каменецкий А. Е., Моке я нов а А. М., Ослоповский А. П.,
Снегирева О. В., Хельквист В. Г., Шуцкая Е. К. Геология и нефтегазо-
носность Степного и Предгорного Крыма. Гостоптехиздат, 1958.
Добровольская Т. И. Литологическая характеристика лейасовых конгло-
мератов района Ялты. БМОИП, отд. геол. т. XXXIX (1), 1964.
Добровольская Т. И., Сальман Г. Б. О готерив-барремских конгломе-
ратах восточного Крыма. ДАН СССР, т. 133, № 6, 1960.
Добровольская Т. И. О гальках кварцево-турмалиновых пород из верхне-.
юрских конгломератов Крыма. Материалы науч, конфер. геол, фак-та Львов, гос.
ун-та. Львов, 1966.
Добровольская Т. И. Палеогеографическая обстановка в Крыму во время
накопления мезозойских конгломератов. Материалы науч, конфер. геол, фак-та Львов,
гос. ун-та. Львов, 1966.
ЛИТЕРАТУРА
527
Добровольская Т. И., Снегирева О. В. Конгломераты битакской свиты
Крыма. ДАН СССР, т. 143, № 6, 1962.
Добрынин Б. Ф. К геоморфологии Крыма. Землеведение, кн. I-II, 1922.
Добрынин Б. Ф. Ласпи. «Крым», № 1/3, 1927.
Добрынин Б. Ф. Ландшафты горного Крыма. «Крым», № 1/5, 1928.
Добрынин Б. Ф. Геоморфология и ландшафты Керченского полуострова.
«Крым», № 8, 1929.
Добрынин Б. Ф. Береговые формы Крыма. Уч. зап. МГУ, вып. 14, М., 1938.
Добрынин Б. Ф. Характер берегов Восточного Крыма от Меганома до Кара-
дага. Уч. зап. МГУ, вып. 19, 1938.
Добрынин Б. Ф. Геоморфологические особенности Южного берега Крыма.
Сб. «Землеведение», МОИП, 1940.
Добрынин Б. Ф. Судакский район и его береговые формы; Уч. зап. МГУ,
вып. 48, 1941.
Добрынин Б. Ф. Физическая география СССР, М., 1948.
Д о б р ы я и н Б. Ф., Муратов М. В. Физико-географический и геологиче-
ский очерк Крыма. БСЭ, т. 35, 1937.
Д р у щ и ц В. В. Нижнемеловые аммониты Крыма и Северного Кавказа. Изд.
МГУ, 1956.
Д р у щ и ц В. В. Стратиграфия нижнемеловых отложений Крыма. Бюлл. МОИП,
серия геол., № 6, 1957.
Д р у щ и ц В. В. Нижнемеловые отложения Крыма. В кн. «Атлас нижнемело-
вой фаУны Крыма и Северного Кавказа». Гостоптехиздат, 1960.
Д рущ иц В. В., Горбачи к Т. Н. Отложения альба в Восточном Крыму.
Вести. МГУ, сер. геол.-географ., № 1, 1959.
Др у щ иц В. В., Янин В. Т. Новое расчленение нижнемеловых отложений
по р. Бельбек (Крым). Научн. докл. высш, школы, Геол.-геогр. науки, № 1, 1958.
Д р у щ и ц В. В., Янин Б. Т. Нижнемеловые отложения центрального Крыма.
Вести. МГУ, сер. биол., почвовед., геол., геогр., № 1, 1959.
Дубинский А. Я. Карбон складчатого основания западного Прикаспия и
Предкавказья. «Сов. геология», № 8, 1961.
Дубинский А. Я. Основные этапы тектонического развития южного обрам-
ления Русской платформы в палеозое. «Сов. геология», № 6, 1962.
Дублянський В. М. До пдрогеолопчних особливостей Червоних печер в
Криму. Доп. АН УРСР, № 8, К., 1959.
Дублянський В. М. Нов! дан! про Червош печери в Криму, Труди ш-ту
мгн. рес. АН УРСР, вип. 2. Вид-во АН УРСР, 1960.
Дублинский В. Н. Новые данные о карстовых полостях в горном Крыму.
Совещ. по вопросу организации геофиз. работ в карстовых районах горного Крыма
(тезисы). Симферополь, 1960.
Дублянский В. Н. Гидрогеологические эксперименты в Красной пещере.
Тр. I гидрогеол. совещ., т. 1. Изд. АН СССР, Киев, 1961.
Дублянский В. Н. Красная пещера. «Природа», № 1, 1961.
Дублянский В. Н., Зотова Н. В. Литература по карсту Крыма. Тр. ККЭ,
вЫп. 1. Киев. 1963.
Дублянский В. Н., Иванов Б. Н. Народнохозяйственное значение карста
Крыма. БМОИП, отд. геол., 6, 1962.
Дьяконова-Савельева Е. Н. Пестроцветная толща восточного Крыма.
Тр. Ленингр. об-ва естеств., т. LXIX, вып. 2, 1957.
Дюбуа де Монпере. Письмо о главных геологических явлениях на Кав-
казе и Крыму, адресованное к Эли де Бомону. Горн; журн., кн. Ш, 1838.
Евсеев С. В. Землетрясения Украины. Изд. АН УССР, 1961.
Евстропов Н. Т., Никитин Г. А. Скельская сталактитовая пещера. Сб.
«Вопросы карста на юге Европейской части СССР». Ялта, 1956.
Е г о я н В. Л., Ермаков В. А., К и й к о К. И. Об открытии морского верх-
него триаса в Ейско-Березанском районе Предкавказья. ДАН СССР, т. 138, № 5,
1961.
Е г у н о в М. А. Результаты поездки по Черному морю и Крымскому полу-
острову летом 1895 г. Ежегодн. по геол, и минер. России, т. I, 1895.
Еловников С. И. Палеоэкологические наблюдения фауны нижнего мела Бах-
чисарайского района Крыма. Восьмая науч.-техн. конфер. 1953 г. Гостоптехиздат,
1954.
Емельянов Е. М., Ши м кус К. М. Новые данные о глубоководных ново-
эвкинских отложениях Черного моря. «Океанология», т. 3, 1963.
Ена В. Г., Козин Я. Д. Орографическая схема Крыма. Изв. Крым. отд.
Географ, об-ва СССР, вып. 6, 1961.
Ена В. Г. «Такыры» крымского Присивашья. Вести. МГУ. «География», № 5,
1963.
Е р е с ь к о С. И. Исследование ошибок определения положения очагов крым-
ских землетрясений. Тр. ГЕОФИАМ, 38, 1956.
528
ЛИТЕРАТУРА
Еф мм ей к о П. П. Переднеазиатские элементы в памятниках позднего палео-
лита Северного Причерноморья. «Сов. археология», № 4, М., 1960.
Ефименко П. П. и Береговая Н. А. Палеолитические нахождения
СССР. Матер исслед. по археологии СССР, № 2. Изд. АН СССР, 1945.
Жижченко Б. П. Заметка о фауне и стратиграфическом положении чокрак-
ского горизонта. БМОИП, отд. геол., т. XII, вып. 3, 1934.
Жижченко Б. П. К изучению средиземноморских Cardidae Крымско-Кав-
казской области. Тр. Геол, ин-та АН СССР, т. V, 1936.
Жижченко Б. П. Чокракские моллюски. Палеонтология СССР, т. X, ч. III,
1936.
Жижченко Б. П. О возрасте и фауне фоладовых слоев. Тр. геол, службы
Грознефти, 1937.
Жижченко Б. П., Колесников В. П., Эберзин А. Г. Неоген СССР.
Стратиграфия СССР, т. XII, 1940.
Заболоцкий П. Н. Очерки доисторического прошлого Крыма. Следы камен-
ного века в юго-восточном Крыму. С б. статей по экономике, быту и истории Феодо-
сийского района, вып. I. Феодосия, 1931.
Завистовский В. С. Глубинная геология Причерноморской впадины по
данным геофизики. Тр. конф, по проблеме Сиваша. Ин-т геол. АН УССР, Киев, 1940.
Зайцев А. М. Лекции о Крыме. Задачи и значение геологии. Зап. Крым.-
Кавк. горн, клуба, № 7-12. Одесса, 1907.
Зайцев А. М. Из впечатлений поездки к пещерам Чатырдага. Зап. Крым.-
Кавк. горн, клуба, № 9-12. Одесса, 1908.
Зайцев А. М. К петрографии Крыма. Ежегодн. по геол, и минер. России,
т. X, вып. 5—6, 1908; т. XII, вып. 3—4 и 7-8, 1910.
Заморий П. К. Геология, гидрогеология и гидрохимия района Западного Си-
ваша. Вести. АН УССР, т. III, № 2, 1936.
Заморий П. К. Геология и гидрохимия Сиваша. Тр. конференции по про-
блеме Сиваша, 1938.
Заморий П. К., Молявко Г. И. Геология и геоморфология Сиваша и При-
сивашья. С б. «Комплексное использование соляных ресурсов Сиваша и Перекопских
озер». Изд. АН УССР, Киев, 1958.
3 е н г i н а С. М. Морфометричний анал!з особливостей розчленування рельефу
масиву Бойко в Криму. Геолопч. журн., т. 25, № 2, 1965.
Зенкович В. П. Заметка о характере побережья Гераклейского полуострова
в Крыму. Уч. зап. МГУ, вып. 16, 1937.
Зенкович В. П. Геоморфологические 'наблюдения на побережье восточного
Крыма. Уч. зап. МГУ, вып. 19, 1938.
Зенкович В. П. Берега Черного и Азовского морей. Географгиз, 1958.
Зенкович В. П. Морфология и динамика советских берегов Черного моря.
Изд. АН СССР, 1960.
Зенкович В. П., Жданов А. М. Почему исчезают Черноморские пляжи?
«Природа», № 10, 1960.
Зернецький Б. Ф., Немков Г. I. Деяга зауваження з приводу статп
В. Г. Кул1ченко «До питания про вше нумул!тових вапнятав швденнозахщно! частини
Прського Криму». Геол. журн. АН УРСР, т. XXI, вип. 2, 1961.
3 ер н едкий Б. Ф., Макаренко Д. Е. Зона Variamussium f allax Ко rob.
в палеогене Крымско-Кавказской области. ДАН СССР, т. 139, № 4, 1961.
Зубкович М. Е. К стратиграфии танетского яруса западного Крыма. ДАН
СССР, т. 108, № 5, 1956.
Зубкович М. Е. Конхилиофауна Поволжского палеогена как основа сопо-
ставления поволжских, украинских и крымских разрезов. В кн. «Палеогеновые отл.
юга Европ. части СССР». Изд. АН СССР, 1960.
Зубкович М. Е. К выбору и палеонтологическому обоснованию стратиграфи-
ческого разреза палеогеновой системы (верхний палеоцен). Бюлл. науч.-техн. информ.
Всес. проект, мзыскат. и науч.-иссл. ин-та, № 12, 1961.
Зуев В. Ф. Выписка мз путешественных записок Вас. Зуева, касающихся,
до полуострова Крыма (путешественные записки). Сб. месяцеслова, 5, 1790.
Иванов Б. Н. Опыт выделения естественно-исторических угодий в Горнам
Крыму (на примере северо-восточной части Ай-Петринского горного массива). Науч,
зап. Львов, ун-та, т. 40. Львов. 1957.
Иванов Б. Н. Принципы карстологического районирования горного Крыма.
Тезисы докл. совещания по естеств.-ист. районированию УРСР, Киев, 1957.
Иванов Б. Н. Предварительные результаты комплексного карстологического
изучения западной части Главной горной гряды Крыма по работам 1955—1959 гг.
Совещание по вопр. гидрогеол. и инж. геол. Крыма (тезисы докл.). Ялта, 1959.
Иванов Б. Н. Изучение карста горного Крыма Комплексной карстовой экспе-
дицией АН УССР. С б. «Новости карстоведения и спелеологии», № 2. Изд. АН
СССР, 1961.
ЛИТЕРАТУРА
529
Иванов Б. Н. Карстовые районы горного Крыма и их гидрогеологическое
значение. Тр. 1 Укр. гидрогеол. совещ., т. I. Изд. АН УССР, 1961.
Иванов Б. Н. Карстовые явления на территории Украины и их народнохозяй-
ственное значение. Тр. I Укр. гидрогеол. совещ., т. II. Изд. АН УССР, 1961.
Иванов Б. Н. Новейшие тектонические движения и развитие карстовых рай-
онов на Украине. Сб. «Четвертичный период», вып. 13, 14, 15. Изд-во АН УССР,
Киев, 1961.
Иванов Б. Н. О некоторых закономерностях развития карста в Горном Крыму.
Сб. «Региональное карстоведение», № 2, Изд. АН СССР, 1961.
Иванов Б. Н. Принципы карстологического районирования Горного Крыма.
Тр. совещ. по районированию УССР, Изд-во Киев. гос. ун-та, 1962.
Иванов Б. Н. Басманские пещеры в Горном Крыму. Сб. «Крымск, государств,
заповед. охотничьего хозяйства». Симферополь, 1963.
Иванов Б. Н. Глубинный карст УССР и современные возможности его изуче-
ния. Инфор. бюлл. Геофизика и астрономия, № 5. Киев, 1963.
Иванов Б. Н. Карстовые явления в горном Крыму и основные вопросы их
исследования. Тр. ККЭ, вып. 1. Киев, 1963.
Иванов Б. Н., Бачинский Г. А. О происхождении и геологическом воз-
расте некоторых карстовых шахт горного Крыма. Тр. Компл. карст, экспед. АН УССР.
Киев, 1963.
Иванов Б. Н., Гольдин Б. М., О л и ф е р о в А. Н. Селеносные районы
и их физико-географическая характеристика. В кн. «Сели в СССР и меры борьбы
с ними». Изд. «Наука», 1964.
I ванов Б. М., Дублинский В. М., Добровський О. I. Дослщження
карстових порожний Прського Криму Комплексною карстовою експедищю АН УРСР
в 1959 р. ДАН УРСР, вип. 4, 1960.
Иванов Б. Н., Дубля некий В. Н. Красные пещеры в Крыму. БМОИП,
отд. геол., вып. 1, 1962.
'Иванов Б. Н., Устинова Т. Н. История изучения карста Крымских гор.
Сб. «Изучение и освоение минеральных богатств Крыма за годы Советской власти».
Симферополь, 1957.
Иванов Е. В. Определение аммонитов из Балаклавы. Отчет Геол. ком. Изв.
Геолкома, т. XXXIX, № 2, 1920.
Иванова И. К. Геологический возраст ископаемого человека. Изд. «Наука»,
1965.
Иванчук П. К- Геологическое строение юго-западного и южного Причер-
номорья. Очерки по геологии СССР, т. 3, ВНИГРИ, 1957.
И з г а р ы ш е в Н. А. и С л у д с к и й А. Ф. Грязевые вулканы Керченского
полуострова. «Рудный вестник», № 3-4, 1917.
Изотов А. А., Буланже Ю. Д., Магницкий В. А., Мещеряков Ю. А.
О создании крымского геофизического полигона для изучения глубинного строения
земной коры современных движений. Геоф. бюлл., № 12. АН СССР, 1962.
Ионин А. С., К ап лин П. А. Первая подводная геолого-геоморфологическая
экспедиция на Черном море. Сб. «Сов. экспедиции 1959 г.». Географгиз, 1962.
Кабанова 3. В. Стратиграфия верхнеюрских отложений юго-западного и
центрального Крыма в связи с рифовым происхождением карбонатных пород. Тр.
ВНИИгаз, вып. 22/30, 1964.
Кабанова 3. В., Снегирева О. В., Шаля А. А. Стратиграфия, лито-
логии, газоносность мезокайнозойских отложений Крыма. Гостоптехиздат, 1961.
Каменецкий А. Е. Верхнемеловые отложения степного Крыма. Тр. ВНИГНИ,
вып. 38, 1958.
Каменецкий А. Е. Нижнемеловые отложения равнинного Крыма. Тр.
ВНИГНИ, вып. XXXVIII. Мат. по геол, и нефтегаз, юга СССР. Госгеолтехиздат, 1963.
Каменецкий А. Е. Тектоника равнинного Крыма. Тр. ВНИГНИ,
вып. XXXVIII. Мат. по геол, и нефтегаз, юга СССР. Госгеолтехиздат, 1963.
К а м е н е ц ь к и й А. Ю., Г у р е в i ч Б. Л. Фащально-лпюлопчна характеристика
та деяю ф!зичш властивост! палеоцену i еоцену 1швшчно-сх1дного Криму i швшчного
Присивашшя. Геол. журн. АН УРСР, т. XIX, вип. 1, 1959.
К а м ы ш а н В. П., Бабанова Л. И. Находка валунов нижнеюрского извест-
няка в районе Карадага (Крым). ДАН СССР, т. 145, № 2, 1962.
Кантаренко-Черноусова О. К., Пермяков В. В. Основш риси
геотектошчного режиму територп Украшсько! та МолдавськоТ РСР в нижньокрей-
довий час. Геол. журн. АН УРСР, т. XXII, вип. 1, 1962.
Каракаш Н. И. О нижнемеловых отложениях Крыма. Тр. С.-петерб. об-ва
естеств., т. XX, 1889.
Каракаш Н. И. Inoceratnus aucella Тг. в неокомских отложениях Крыма.
Вести, естеств., № 4, 1890.
Каракаш Н. И. О верхнемеловых отложениях Крыма. Вести, естеств., № 2,
1890.
34 Зак. 911
530
ЛИТЕРАТУРА
Каракаш Н. И. О нахождении Inoceramus aucella Trd. в крымском неокоме.
Тр. С.-петерб. об-ва естеств., т. XXI, вып. 1, 1890.
Каракаш Н. И. О неокомских отложениях Биа-Салы. Тр. С.-петерб. об-ва
естеств., т. XXI, 1890.
Каракаш Н. И. Аммониты в неокомских отложениях Саблов в Крыму. Вести,
естеств., № 1, 1891.
Каракаш Н. И. Сравнение фауны неокомских отложений Крыма с фауной
соответств. отложений Зап. Европы. Тр. С.-петерб. об-ва естеств., т. XXII, 1891.
Каракаш Н. И. К вопросу о синонимике Phyloceras infundibulum и Phyloce-
ras rouvi. Тр. С.-петерб. об-ва естеств., т. XXVI, 1895.
Каракаш Н. И. Отчет о геологических исследованиях в верховьях рр. Алмы,
Качи, Бельбека. Тр. С.-петерб. об-ва естеств., т. XXVI, № 1, 1895.
Каракаш Н. И. Ceripeolia из меловых отложений Крыма. Тр. С.-петерб. об-ва
естеств., т. XXXI, № 5, 1900.
Каракаш Н. И. О нижнемеловых отложениях с Биасалы в Крыму. Тр. С.-пе-
терб. об-ва естеств., т. XXXII, вып. 1, 1901.
Каракаш Н. И. Средняя юра в верховьях Алмы и Качи. Отчет Геолкома
за 1901 г. Изв. Геолкома, т. XXI, 1902.
Каракаш Н. И. Геол, (исследования верховьев рр. Алмы и Качи. Отчет Геол-
кома за 1902 г. Изв. Геолкома, т. XXII, № 4, 1903.
Каракаш Н. И. Доггер в верховьях рр. Качи и Бельбека. Отчет Геолкома
за 1903 г. Изв. Геолкома, т. XXIII, № 1, 1904.
Каракаш Н. И. Строение гор Басман и Кермен (Бабуган-Яйла). Отчет Геол-
кома за 1903 г. Изв. Геолкома, т. XXIII, 1904.
Каракаш Н. И. О некоторых замечательных крымских аммонитах. Тр. С.-пе-
терб. об-ва естеств., т. XXXVI, № 4—5, 1905.
Каракаш Н. И. Нижнемеловые отложения Крыма и их фауна. Тр. С.-петерб.
об-ва естеств., т. XXXII, вып. 5, 1907.
Каракаш Н. И. О возрасте известняков Крымской Яйлы, Гурзуфское седло
и Судак. Тр. С.-петерб. об-ва естеств., т. XXXVIII, вып. 1, 1907.
Каракаш Н. И. Фауна и состав секванского яруса на Гурзуфском седле.
Отчет Геолкома за 1906 г. Изв. Геолкома, т. XXVI, № 1, 1907.
Каракаш Н. И. О некоторых замечательных аммонитах Крыма. Тр. С.-петерб.
об-ва естеств., т. XL, 1909.
Каракаш Н. И. Остатки проблематического Cerhalites maximus Eich'w.
в глинистых сланцах Крыма. Тр. С.-петерб. об-ва естеств., отдел геол., т. XXXV, № 5,
1910.
Каракаш Н. И. Подразделение верхнемеловых отложений Крыма. Тр. С.-пе-
терб. об-ва естеств., т. XIV, вып. 1, протоколы, 1913.
Карлов Н. Н. Нов! види рода Cerithium Крымско-Кавказськбго неогена:
Наук. зап. Дшпропетр. геол. 1нст. АН УРСР, 1932.
Карлов Н. Н. О возрасте и условиях образования .мембранопоровых рифов
Керченского полуострова. Изв. АН СССР, сер. геол., № 6, 1937.
Карлов Н. Н. Новый послепонтический надвиг в окрестностях Керчи. Науч,
зап. Днепропетр. гос. ун-та, т. XXVII, 1941.
Карлов Н. Н. Оксфордские биогермы восточной части Крыма. Изв. высш,
учебн. заведений, Геол, и разв., № 4, 1963.
Карпов Б. Г. Формы земной поверхности и строение земной коры в пределах
Новороссии. Сб. «Россия», т. XIV, 1910.
Келлер Б. М. К стратиграфии верхнемеловых отложений Крыма. В кн. па-
мяти акад. Архангельского. Вопросы литологии и стратиграфии СССР, 1951.
Келлер Б. М., Меннер В. В. Изучение Карасубазарского и Шапловского
разрезов. Отчет о деят. нефт. геол.-разв. ин-та за 1934 г. 1936.
Кизевальтер Д. С. и Муратов М. В. Длительное развитие геосинкли-
нальных складчатых структур .восточной части Горного Крыма. Изв. АН СССР, серия
геол., № 5, 1959.
Клепинин Н. Н. Извержение грязевой сопки Джау-Тепе на Керченском полу-
острове. Зап. Крым, об-ва естеств., т. 1, 1911.
Клепинин Н. Н. Ледяная пещера Бузлук. Зап. Крым, об-ва естеств., т. 11,1912.
Клепинин Н. Н. Геологический очерк Крыма. Путеводитель по Крыму. Зап.
Крым, об-ва естеств., 1914.
Клепинин Н. Н. Грязевые сопки Керченского полуострова и извержение
сопки Джаутепе в 1914 г. Зап. Крым, об-ва естеств., 1914.
Клепинин Н. Н. Геологические экскурсии в Крыму. Окрестности Севастополя
и Симферополя. Крымиздат, 1924.
Клепинин Н. Н. Находка орудий каменного века в Крыму. Изв. Таврич.
учен, археол. комис., № 54, 1915.
Клепинин Н. Н., Думбровский Н. И., Г ер таковский Н. И. К изу-
чению так называемых terra rossa Яйлы, Ай-Петри. Зап. Крым, об-ва естеств., т. V,
1915.
ЛИТЕРАТУРА
531
Ковалева Н. Н. Новые данные о видовом составе брахиопод нижнепалеоге-
новых отложений Крыма (Бахчисарайский район) и Закавказье (Сухумский район).
ДАН СССР, т. 136, № 3, 1961.
Ковалевский В. О. Несколько слов о границах между юрской и меловой
формациями и о той роли, которую могут играть юрские отложения в решении этого
вопроса. Изв. об-ва любит, естеств., антроп. и этнограф., 14, 1874.
Ковалевский С. А. Изменения в карсте и гидрографии Крымской Яйлы
в связи с историей ее развития. Совещ. по вопросам гидрогеол. и инж. геол. Крыма
(Тезисы докладов). Ялта, 1959.
Ковалевский С. А. Средний глубинный разлом Крымского полуострова.
ДАН СССР, т. 162, № 4, 1965.
Козин М. Геогностическое и минералогическое описание гор Крымского полу-
острова, 1825.
Козин М. Минералогическое описание гор, лежащих по Южному берегу
Крымского полуострова. «Горный журн.», кн. V, 1828.
Козин Я. Д. Геологическое прошлое Крыма. Изд-во АН СССР, 1954.
Колесников В. П. Сарматские моллюски. Палеонтология СССР, т. X, ч. 2,
1935.
Колесников В. П. О закономерностях развития замкнутых бассейнов. ДАН
СССР, т. XXIII, № 8, 1939.
Корженевский И. Б. К вопросу о роли подземных вод в возникновении
оползней на Южном берегу Крыма. Тр. 1 Укр. гидрогеол. совещ. Изд. АН УССР,
Киев, 1961.
Корженевский И. Б., Л о е н к о А. А., Червяков В. А. Оползни Южного
берега Крыма. «Природа», № 3, 69, 1963.
Корженевский И. Б., Лоенко А. А., Червяков В. А. Новые данные
об оползневых явлениях Южного берега Крыма. «Сов. геология», № 12, 1963.
Коробков А. И. К вопросу о границе эоцена и олигоцена. «Сов. геология»,
№ 9, 1961.
Кострицкий М. Е. Южный берег Крыма (физико-географический очерк).
Изв. Крым. отд. Географ, об-ва СССР, вып. 7, 1961.
Кострицкий М. Е., Терехова В. Н. К геоморфологии Крымского пред-
горья. Изв. Крым. пед. ин-та, т. XXVIII. Симферополь, 1957.
Котельников Д. Д., Кошелева А. А., Снегирева О. В. Состав и
генезис глинистых минералов в отложениях средней и верхней юры Судакско-Кокте-
бельской складчатой зоны Восточного Крыма. Тр. ВНИИгаз, вып. 7 (15), 1959.
Котляр ев с кий А. Арабатская стрелка, 1853.
Кочурова Р. Н. Магматические породы бассейна р. Бодрак (Крым). Вести.
ЛГУ, серия геол, и геогр., вып. 2, № 12, 1960.
Кочурова Р. Н. Химизм малых интрузий северо-западной части горного
Крыма. Вести. ЛГУ, № 6, 1964.
Кравченко С. М. Новые данные по петрографии интрузивных массивов
южной части Центрального Крыма. БМОИП, отд. геол., № 6, 1957.
Кравченко С. М. Петрографические особенности интрузивных массивов юж-
ной части Центрального Крыма в свете новых данных. Изв. АН СССР, серия геол.,
12, 1958.
Кравченко С. М. Некоторые структурные особенности интрузивных .мас-
сивов южной части центрального Крыма. Тр. МГРИ, т. 33, 1959.
К р а € в а Е. Я. Форамтаферы верхньоеоценових та ол!гоценових в!дклад1в шв-
шчного крила Причорноморсько! Западини. Изд. АН УРСР, 1961.
К р а к а у Е. В. Вековые изменения геомагнитного поля в Крыму с 1900 по
1936 гг. Тр. Главн. геофиз. обсерв., вып. 29 (4), 1939.
Краснов Е. В. Некоторые вопросы геологии юго-западной части горного
Крыма в связи с поисками подземных вод. Изв. высш, учебн. завед. Геол, и разе.,
№ 6, 1962.
Краснов Е. В. Новые данные по стратиграфии верхнеюрских отложений гор-
ного Крыма. «Сов. геология», № 10, 1963.
Краснов Е. В. О геологическом развитии района Байдарской долины в конце
позднеюрской эпохи. Тр. Геол, музея им. А. П. Карпинского, вып. XIV, 1963.
Краснов Е. В. Титонские. коралловые комплексы на территории Коыма.
ДАН СССР, т. 153, № 1, 1963.
Краснов Е. В. О стратиграфическом значении верхнеюрских шестилучевых
кораллов Крыма. БМОИП, отд. геол., № (2), 1964.
Краснов Е. В. Новые данные о позднеюрских рифах Крыма. ДАН СССР,
т. 154, № 6, 1964.
Краснов С. В. Про вщкриття нових родовищ доломт в у Криму. Геоло-
пч. жур. АН УРСР XXIV, вип. 4, 1964.
Крестовников В. Н. К стратиграфии плиоцена Таманского полуострова и
прилежащих частей Кубани. БМОИП, отд. геол., т. XXXVI, № 2, 1928.
34*
532
ЛИТЕРАТУРА
Криштофович А. Н. Растительные отпечатки из юрских отложений Крыма.
Крым, об-во естеств., т. 11. Симферополь, 1912.
Крж1ванек Г. А. До питания про глибину будову Тарханкутського шдняття.
Доп. АН УРСР, № 4, 1955.
К р ж и в а н е к Г. А. Структура зоны сочленения Северо-Крымского прогиба и
юга Русской платформы по данным геофизики. Геол, журн., т. XVI, вып. 3, АН
УССР, Киев, 1956.
К р ж и в а н е к Г. А. Плотностная характеристика горных пород степного
Крьша и некоторых сопредельных районов. Тр. Ин-та геол, наук АН УССР, сер. гео-
физ., вып. 2, 1958.
Крылов Н. А. Крупные линейные платформенные депрессии эпигерцинской
платформы юга СССР. Геотектоника, № 2, 1965.
К р ы м г о л ь ц Г. Я. Юрские белемниты Крыма и Кавказа. Тр. ГГРУ, вып. 76,
1932.
Крымгольц Г. я. Белемниты юрских и нижнемеловых отложений Крыма и
Кавказа. Изд. ЦНИГРИ, 1941.
Крымгольц Г. Я. О подразделении морских юрских отложений, принятом
в СССР. Докл. сов. геологов к I Междунар. коллокв. по юрской системе. Тбилиси,
1962.
Крымгольц Г. Я., Шалимов А. И. Новые данные по стратиграфии нижне-
и среднеюрских отложений бассейна р. Альмы (Юго-Западный Крым). Вести. ЛГУ,
№ 6, вып. 1, 1961.
Крубер А. А. Гидрография карста. Сб. в честь 70-летия проф. Д. Н. Ану-
чина. М., 1913.
Крубер А. А. Спорные вопросы гидрографии карста. «Землеведение», т. 20,
кн. 3, 1913.
Крубер А. А. Карстовая область горного Крыма. Прил. к журн. «Землеве-
дение». М., 1915.
Крубер А. А. Географический очерк Судакско-Ускутского района горного
Крыма. Землеведение, т. XXVII, вып. I-II, 1925.
Куваева С. Б. Палинологическая характеристика отложений валанжинского
яруса в Крыму. (Автореф. докл., прочит. 27/XII 1962 г.). БМОИП, отд. геол., т. 38,
№ 3, 1963.
Кузьмичева Е. И. Стратиграфическое распространение шестилучевых ко-
раллов (склерактиний) в неокоме Горного Крыма и условия их существования (Авто-
реф. докл. прочит. 6/XII 1963 г.). БМОИП, отд. геол., т.'39, № 2, 1964.
Кузьмичева Е. И., Шаля А. А. Ограниченные образования в неокомских
отложениях центрального Крыма. Изв. высш, учебн. завед., Геол, и разв., № 12, 1962.
К у л i ч е н к о В. Г. До питания про бюстратшрафпо та палеоеколопю фауни
молюск1в в верхньопалеоценових в!дклад!в швденно-захщного Криму. Геол, журн.,
т. XVIII, вип. 1, 1958.
Кул1ченко В. Г. Нов! дан! про поширення кардпд в шпоценових в!дкла-
дах Криму. Геол, журн., т. XXIV, вип. 5, 1964. АН УРСР та ГГГ i охр. надр. пр!
Рад! М!н. УРСР.
Куль ж и нс кая-Воронец Н. С. Представители семейства Litoceratida из
нижнемеловых отложений Крыма. Тр. ВГРО, вып. 241, 1933.
Кульшин. Геогностическое строение Таврических гор. Одесса, 1839.
К у р и л о - К р ы м ч а к И. П. Несколько слов об острове Бирючем, что на
Азовском море. Изв. Гос. географ, об-ва, т. XIX, вып. 4, 1937.
К у р и л о - К р ы м ч а к И. П. К изменению береговой линии в Западном При-
азовье. Изв. Гос. географ, об-ва, т. XX, вып. 6, 1938.
Курило Г. П., Фролов В. Д. Формирование структур в отложениях палео-
гена на территории Западного Крыма. «Нефт. и газ. пром.», № 3, 1963.
Куторга С. Описание нескольких видов окаменелостей долины Салгира при
Симферополе. СПб, 1834.
К я н с е п Н. П. Новые данные по стратиграфии верхней юры юго-западного
Крыма. Тр. Геол, музея мм. А. П. Карпинского АН СССР, вып. II, 1956.
К я н с е п Н. П. Теребратулиды лузитанского яруса и нижнего кимериджа юго-
западного Крыма. Тр. Геол, музея им. А. П. Карпинского АН СССР, вып. VIII, 1961.
Лагорио А. Е. К геологии Крыма. Изв. Варт, ун-та, № 12, 1885.
Лагорио А. Е. О некоторых массивных горных породах Крыма и их гео-
логической роли. Изв. Варш. ун-та, № 5—6, 1887.
Лагорио А. Е. О геологическом значении гранитов в Крыму. Тр. Варш.
об-ва естествоиспыт., 1890—1891.
Лагорио А. Е. О кристаллических сланцах, впервые найденных на Тавриче-
ском полуострове. Тр. Варш. об-ва естествоиспыт., 1894—1895.
Л а ли ев А. Г. Геологическое строение Колхидской низменности. Тр. Геол,
ин-та АН Груз. ССР, 1957.
Ланге О. К- О зонах верхнего сенона. Геол, вести., т. IV, 1918—-1921.
ЛИТЕРАТУРА
533
Ланге О. К., М и р ч <и н к Г. Ф. О верхнемеловых и третичных отложениях
окрестностей Бахчисарая. БМОИП, т. XXIII (за 1909 г.), 1910.
Ласкевич П. Д. Некоторые материалы по геологии Крыма. Зап. Крым. горн,
клуба, № 7—8, 1899.
Лебедева Н. Б. Условия и некоторые вопросы механизма образования диа-
пиров Керченско-Таманской области. В сб. «Складчатые деформации земной коры,
их типы и механизм образования». Изд. АН СССР, 1962.
Лебедев В. Д. Рыбы из. позднепалеолитической стоянки Мурзак-Коба в
Крыму. БМОИП, сер. биол., т. VII, вып. 6, 1952.
Лебедев Т. С. Зоны основных глубинных разломов Черноморо-Азовского ре-
гиона. Геофиз. сб. Ин-та геофизики АН УССР, вып. 3/14, 1965.
Лебедев Т. С., Волю б ах К. А. К вопросу о строении земной коры горного
Крыма и впадины Черного моря. Геофиз. сб. Ин-та геофизики АН УССР, вып. 6/8,
1963.
Лебедев Т. С., С о ба карь Г. Т., Оравецкий Ю. П., Болюбах К- А.
Тектоника центральной части Крымских гор. Изд-во АН УССР, 1963.
Лебедев Т. С., Собакар Г. Т., Оравецький Ю. II, Болюбах К- А.
«Нов! дан! про тектошку центрально! частини швшчного схилу Кримських rip за
материалами геоф!з!чних дослщжень». Доп. АН УРСР, № 3, 1963.
Лебедев Т. С., Болюбах К. А. Глубинное строение земной коры Крыма
и Черноморско-Азовского бассейна по данным геофизических исследований. Геофиз.
сб. Ин-та геофизики АН УССР, вып. 8/10, 1964.
Лебедев Т. С., Оравецкий Ю. П. Особенности тектоники горного Крыма.
Геоф. сб. Ин-та геофизики АН УССР, № 18, 1966.
Лебединский В. И. О плойчатости песчаников таврической серии Крыма.
БМОИП, отд. геол., т. 35, № 6, 1960.
Лебединский В. И., Добровольская Т. И. Новые данные о кристалли-
ческом фундаменте Причерноморской впадины. «Сов. геология», № 8, 1959.
Лебединский В. И. Тижонит—авгит из интрузивных пород Крыма. Зап.
Всес. мин. об-ва, № 5, 1961.
Лебединский В. И. Пластовые интрузии в таврической серии и их роль
в геологической истории горного Крыма. Изв. АН СССР, серия геол., № 4, 1962.
Лебединский В. И. Дифференцированная пластовая интрузия диабазов,
в горном Крыму. Изв. АН СССР, серия геол., № 11, 1962.
Лебединский В. И. Новые данные о генезисе спилито-кератофировой фор-
мации горного Крыма. В сб. «Проблемы магмы и генезиса изверженных горных по-
род». АН СССР, 1963.
Лебединский В. И. О происхождении кварца в микродиабазах горного
Крыма. Зап. Bcfec. минер, об-ва, ч. 93, вып. 4, 1964.
Лебединский В. И. Пластинчатые псевдоксенолиты аргиллитов в интрузив-
ном массиве Плака (горный Крым). ДАН СССР, т. 164, № 3, 1965.
Лебединский В. И. и Добровольская Т. И. Новые данные о нижне-
меловом вулканизме в горном Крыму. ДАН СССР, т. 136, № 4, 1961.
Лебединский В. И., Добровольская Т. И. О проявлениях палеозой-
ского магматизма на юге Крымской геосинклинали. ДАН СССР, т. 145, № 2, 1962.
Лебединский В. И., Добровольская Т. И. Гранатосодержащие по-
роды в гальках конгломератов горного Крыма. Минер, сб., № 19, вып. 1. Львов, 1965.
Лебединский В. И., Макаров Н. Н. Вулканизм Горного Крыма. Изд. АН
УССР, 1962.
Лебединский В. И., Шалимов А. И. Верхнетриасовый вулканизм в
Крыму. ДАН СССР, т. 132, № 2, 19601.
Лебединский В. Й. и Шалимов А. И. О вулканической деятельности
нижнеюрского времени в горном Крыму. ДАН СССР, т. 140, № 1, 19602.
Лебединьский В. I., Ш а л i м о в А. I. Нов! дан! про геолопчну будову вул-
кашчно! групи Карадаг. Геол. журн. АН УРСР, № 3, 1962.
Лебединский В. И., Шалимов А. Й. Структура вулканогенного комплекса
Лемен (Горный Крым). ДАН СССР, т. 147, № 6, 1962.
Лебединский В. И., Шалимов А. И. Отражение этапа островных дуг
в современной структуре Карпат. ДАН СССР, т. 159, № 4, 1964.
Лебединский В. И., Шалимов А. И. Отражения этапов островных дуг
в современной структуре Карпат и горного Крыма. В кн. «Проблемы вулканизма
(мат. II Всес. вулканолог, совещ.)». Петропавловск-Камчатский, 1964.
Лебединский Я- К фауне Крымских пещер. Зап. Новорос. об-ва естество-
испыт., т. XXIV, вып. 2, 1904, т. X, 1914.
Л ев а ко в ский И. Ф. Исследование над образованием Таврических гор. Тр.
Об-ва испыт. природы при Харьков, ун-те, т. XIV, 1881.
Л е в а к о в с к и й Й. Ф. Исследование юрских известняков в Крыму. Тр. Об-ва
испыт. природы при Харьков, ун-те, т. XVIII, 1884.
Левинсон-Лессинг Ф. Ю. Карадаг. Отчет Геолкома за 1925 г. Изв. Геол-
кома, т. 45, 1926.
534
ЛИТЕРАТУРА
Левинсон-Лессинг Ф. Ю., Дьяконова-Савельева Е. Н. Карадаг-
ская экспедиция. Отчет о деятельности Акад, наук в 1929—1930 г., 1931.
Левинсон-Лессинг Ф. Ю., Дьяконова-Савельева Е. Н. Вулка-
ническая группа Карадаг в Крыму. Изд. АН СССР, 1933.
Левицкая А. Я. О глубинах залегания очагов Крымских землетрясений. Тр.
Сейсмол. ин-та АН СССР, № 60, 1935.
Левицкая А. Я. О крымских землетрясениях по данным сейсмических стан-
ций Крыма. Тр. Сейсмол. ин-та АН СССР, 127, 1948.
Левицкая А. Я. Сейсмичность Крыма. Сб. «Землетрясения в СССР». АН
СССР, 1961.
Левицкая А. Я-, Горшков Г. П. Некоторые вопросы сейсмотектоники
Крыма. ДАН СССР, т. 54, № 3, 1946.
Левицкая А. Я., Муратов М. В. О связи сейсмичности с тектонической
структурой Черноморской впадины и окружающих ее областей. Изв. АН СССР, сер.
геофиз., № 4, 1959.
Левицкая А. Я. и Ересько С. И. Карта и таблица землетрясений I-V
групп интенсивности в Крыму по данным стационарных сейсмических станций за
1927—1957 гг. Атлас землетрясений в СССР. Изд. АН СССР, 1962.
Левицкая А. Я., Райко Н. В., Харин Д. А. Бюллетень региональных
сейсмических станций Крыма с марта 1928 г. по декабрь 1938 г. Тр. Сейсмол. ин-та
АН СССР, 1940.
Л е о н ч е в а Н. В. Карст Чатырдага. Сб. «Вопросы карста на юге Европей-
ской части СССР». Ялта, 1956.
Леончева Н. В. Змша в карст! i деревшй рослинност! на плато Чатирдаг
у шсляльодовиковий час. Тр. 1н-т мш. рес. АН УРСР, вип. 2, Вид-во АН УРСР, 1960.
Л е п i к а ш Л. Досл!дження четвертинных в!дклад!в Керченсьского швострова.
Геол. журн. АН УРСР, т. III, вип. 3-4, 1937.
Лепкаш Л. и Молявко Г. Геолопчн! дослщи в швн!чнш частин!
Кримсько! АРСР. Геол. журн. АН УРСР, т. III, вин. 2, 1936.
Летавин А. И., Редичким Н. А., Савельева Л. М.ч Нижнепермские
отложения Степного Крыма. ДАН СССР, т. 156, № 2, 1964.
Ливеров с кая Е. В. Фауна моллюсков верхнего Майкопа Северного Кавказа.
•Сб. исслед. майкоп. свиты на Сев. Кавказе. Тр. НГРИ, сер. А, вып. 104, 1938.
Листов Ю. А. Данные относительно тектоники Крымских гор. Мат. для геол.
России, т. XIII, 1889.
Листов Ю. А. Физико-географические исследования в Таврических горах.
Изв. Русск. геогр. об-ва, т. XXVIII, 1892.
Литвиненко А. У. К познанию глауконитов Керченского полуострова. Литол.
и полезн. ископ., № 2, 1915.
Литолого-стратиграфическая характеристика мезозойских отложений Крымско-
Кавказско-Прикаспийской провинции. В сб. «Закономерности развития и размещения
раннемезозойской угленакопл. на территории Крыма, Кавказа и Прикаспия». М.-Л.,
Изд. «Наука», 1965.
Личков Б. Л. К вопросу о происхождении Черного моря. Зап. Одесск. об-ва
«естеств.,. т. XLIV, 1928.
Личков Б. Л. К последним страницам геологической истории Черного моря.
«Проблемы сов. геологии», № 2, 1933.
Личков Б. Л. По поводу климатических террас в Крыму. Тр. Геоморфол.
ин-та, АН СССР, вып. 3, 1935.
Логвиненко Н. В. К вопросу о флишевом характере состава таврических
-сланцев Крыма. БМОИП, отд. геол., т. 29 (6), 1954.
Логвиненко Н. В. О флишевых текстурах триасовых отложений Крыма.
Изв. высш. учеб, завед., Геол, и разв., № 3, 1961.
Логвиненко Н. В., Карпова Г. В. Конкреционные образования тавриче-
ского флиша Крыма. ДАН СССР, т. 127, № 6, 1959.
Логвиненко Н. В., Карпова Г. В., Шан дыба К- Г., Шапошни-
ков Д. П. О типах терригенного флиша в таврической формации Крыма. ДАН СССР,
•т. 121, № 3, 1958.
Логвиненко Н. В., Карпова Г. В., Шан дыба К- Г., Шапошни-
ков Д. П. К минерало-петрографической характеристике таврической формации
Крыма. ДАН СССР, т. 124, № 4, 1959.
Логвиненко Н. В., Карпова Т. В., Шапошников Д. П. Литология
и генезис таврической формации Крыма. Харьков, 1961.
Л о гв i нен ко Н. В., Карпова Т. В., Косм а чев В. Г., Ш ап о ш н i -
ков Д. П. Фацп терригенного фл!шу тавршсько! формацп Криму. Доп. АН УРСР,
№ 10, 1962.
Логвиненко Н. В., Карпова Г. В., Шапошникова Д. П. К литологии
таврической формации Крыма. Изв. высш, учебн. завед., Геол, и разв., № 4, 1962.
ЛИТЕРАТУРА
535
Логвиненко Н. В., Карпова Г. В., Шапошников Д. П., Косма-
че в В. Г. О стадийности минералообразования таврической свиты Крыма. ДАН
СССР, т. 142, № 4, 1962.
Логвиненко М. В., Карпова Г. В., Космач ев В. Г., ШапошнЬ
К о в П. Д. Деяк! зауваження з приводу стати В. С. Сасшовича «Про значения
1ерогл1ф1в тавршсько! формацп Прського Криму. Геол. журн. АН УРСР, т. 23, № 1,
1963.
Логвиненко Н. В., Карпова Г. В., Космачев В. Г., Лагутин А. А.
Об органическом углероде в таврической флишевой формации Крыма. Докл. АН
СССР, т. 150, № 5, 1963.
Логвиненко Н. В., Космачев В. Г. О перераспределении некоторых
малых элементов при диагенезе отложений таврической серии Крыма. ДАН СССР,
т. 135, № 2, 1960.
Логвиненко Н. В., Франк-Каменёцкий В. А. Новые данные о так
называемом алуштите. ДАН СССР, т. 137, № 6, 1961.
Лучицкий В. И. Глинистые сланцы Крыма и один из контактов их с извер-
женными породами. Зап. Киев, об-ва естеств., т. XIX, протоколы за 1903 г., Киев,
1905.
Лучицкий В. И. Петрография Крыма. «Петрография СССР», вып. 8, АН
СССР, 1939.
Лысенко Н. И. О возрасте известняков северного борта Байдарской котло-
вины в Крыму. ДАН СССР, т. 145, № 1, 1962.
Лысенко Н. И. О перехватах в горном Крыму. Изв. Всес. геогр. об-ва, т. 95,
№ 4, 1963.
Лысенко Н. И. Некоторые результаты геолого-геофизических исследований
в урочище Ай-Дмитрий (Байдарская котловина). Тр. Ин-та геофиз. АН УССР,
№ 6—7, 1964.
Лысенко Н. И. К стратиграфии титон-валанжинских отложений южного борта
Байдарской котловины в Крыму. ДАН СССР, т. 159 (№ 4), 1964.
Лысенко Н. И. К стратиграфии древнечетвертичных галечников Степного»,
Крыма. Бюлл. Комис, по изуч. четверт. периода АН СССР, № 30, 1965.
Лысенко Н. И., Попов В. Ф. Берриас северного борта Байдарской котло-
вины в Крыму. ДАН СССР, т. 147 (№ 1), 1962.
Лычагин Г. А. Ископаемые грязевые вулканы Керченского полуострова.
БМОИП, отд. геол., нов. сер., т. XXVII, вып. 4, 1952.
Лычагин Г. А. Геологическое строение и история развития Крымского полу-
острова. Сб. «Изучение и освоение минеральных богатств Крыма за годы Советской
власти». Ин-т минер, ресурсов АН УССР, вып. 1. Симферополь, 1957.
Лычагин Г. А. Геологическое строение и история развития равнинной части
Крыма. Тр. ВНИГРИ, вып. XII, 1958.
Лычагин Г. А. Современные тектонические движения на западном побережье
Крыма. БМОИП, 3, 1958.
Лычагин Г. А., Сальман Г. Б., Чуприна Н. С. Новые данные о возрасте
и условиях залегания кварцитов восточного Крыма. ДАН СССР, т. 107, № 2, 1956.
Львова Е. В. Современные изменения природных условий Южной Украины.
Изв. АН СССР, сер. геогр., № 1, 1965.
.Львова Е. В. Неотектонические движения и характер берегов Тархаикута.
В кн. «Развитие морских берегов». Таллин, 1966.
Львова Е. В. Геоморфология и неотектоника Степного Крыма. Географ, сб.
АН СССР, Укр. географ, об-во, вып. 4, 1961.
Львова Е. В. О некоторых вопросах тектоники равнинного Крыма и приле-
гающих частей Причерноморской впадины. В кн. «Строение Черноморской впадины».
Изд. «Наука», 1966.
Любимова Е. А. Морские геотермические исследования и данные о тепло-
вом потоке в бассейне Черного моря. В кн. «Строение Черноморской впадины».
Изд. «Наука», 1966.
Лященко В. И., Чжан-Чжи-Гань, Штенгелов Е. С. О причинах
слабой закарстованности массива Бойко в Крыму. Изв. высш, учебн. завед., Геол,
и разв., № 12, 1961.
Майкопские отложения и их возрастные аналоги на Украине и Средней Азии.
Мат. I коллокв. по микрофауне и биостратигр. майкопской толщи и ее возраст, ана-
логов. Львов, 1961; Киев, 1964.
М а й м и н 3. Л. Несколько слов о юго-западной равнине Керченского полу-
острова. «Нефт. хоз.», № 7, 1936.
М а й м и н 3. Л. Материалы к изучению майкопских отложений Керченского
полуострова. Тр. НГРИ, сер. А, вып. 117, 1939.
Маймин 3. Л. К вопросу о возрасте майкопских отложений Крыма. Литол.
сб. III, 1950. ВНИГРИ.
Маймин 3. Л. Третичные отложения Крыма. Тр. ВНИГРИ. Гостоптехиздат,
1951.
536
ЛИТЕРАТУРА
М а й м ин 3. Л., Коробков И. А. Новые данные о возрасте нижнемайкрпских
слоев Крыма и Кавказа. ДАН СССР, т. 53, № 1, 1946.
Макаренко Д. g. Вщклади монського ярусу шкермана. Доп. АН УРСР,
№ 5, 1959.
Макаренко Д. €. Первая находка Nerinea inkermanica sp. n. из монтского
яруса Крыма. ДАН СССР, т. 124, № 1, 1959.
Макаренко Д. €. Молюски полеоценових в!дклад!в в Криму. Кшв, 1961.
Макаренко Д. €. Монсыа в!дклади с. М1чуринська. Доп. АН УРСР, № 1,
1961.
Макаренко Д. Е. Стратиграф1чне розчленування майкопських вщклад! в
Криму. «Геол, журн.», т. XXI, № 3, 1961.
Макаров Н. Н., С у п р ы ч е в В. А. Ксеногенный гранат (пироп — альмандин
из вулканических пород Крыма. ДАН СССР, т. 157, № 5, 1964.
Маков К. И. О киммерийских отложениях в Скадовском районе УССР.
ДАН СССР, нов. сер., т. VII, № 9, 1937.
Маков К- I- Про геолопчну будову Причорноморсько! западини. Геол. журн.
АН УРСР, вип. 4, 1938..
Маков К. I. Етапи развитку Причорноморсько! западини. Геол. журн. АН
УРСР, т. VI, вип. 3, 1938.
Маков К. И. Условия залегания понтических отложений в Сев. Причерноморье.
Геол. журн. АН УССР, т. 41, вып. 3, 1939.
Маков К. И. и М о л я в к о Г. И. Некоторые данные о геологической истории
западной части Азовского моря. Мат. по геол, и гидрогеол. Геол. упр. УССР, сб. 3.
Киев, 1939.
Маков К. И. и Молявко Г. И. К вопросу о геологической истории Азов-
ского моря. Мат. по геол, и гидрогеол. Геол. упр. УССР, сб. 2. Киев, 1940.
Маков К. И. и Молявко Г. И. Палеогеографические схемы Причерноморья.
Мат. по геол, и гидрогеол. Геол. упр. УССР, сб. 1, Киев, 1940.
Макридин В. П. О фауне брахиопод из верхнеюрских отложений Карадага.
Уч. зап. Хар. гос. ун-та, геол, фак., т. 10, 1950.
Малаховский В. Ф. Палеогеографические карты по данным геохимии (на
примере Керченских железорудных месторождений). В сб. «Методы составления ли-
толого-фациальных и палеогеографических карт». СО АН СССР, 1964.
Малаховский В. Ф. Рудное оолитообразование в условиях накопления гря-
зевого вулканизма. ДАН СССР, т. 139, № 5, 1961.
Малаховский В. Ф., Лысенко Н. И. О находке боксита в Горном Крыму.
«Литология и полезные ископаемые», № 4, 1964.
Малеев В. П. Основные этапы развития растительности Средиземноморья и
горных областей юга СССР ^Кавказа и Крыма) в четвертичный период. Тр. Гос.
Никитск. ботан. сада, т. 25, вып. 1-2, 1948.
Маловицкий Я. П-, Бокун Р. А., Мартынова Г. П. Новые данные
о геологии морского продолжения северо-западного Кавказа. «Нефтяная геол, и гео-
физ.», № 7, 1963.
Маловицкий Я. П., Ласкина В. В., Назаренко О. В. Схема рельефа
фундамента Азовского моря. «Нов. нефт. и газ. техники», Геол., № 12, 1962.
Маловицкий Я. П. Тектоника и история развития Азовского моря. В кн.
«Молодые платформы, их тектоника и перспективы нефтегазоносности». Изд. «Наука»,
1964.
Маловицкий Я. П., Не п р о ч н о в Ю. П. Сопоставление сейсмических и
гравиметрических данных о строении земной коры Черноморской впадины. Сб.
«Строение Черноморской впадины», Изд. «Наука», 1966.
Мамин А. У. Новая сталактитовая пещера на Караби-яйле. Изв. Крым. пед.
ин-та, т. VIII. Симферополь, 1939.
Мамин А. У. Карстовые процессы в Крыму. Пермская карст, конфер. (тезисы
докл.). Пермь, 1947.
Мамин А. У. Из наблюдений над карстовыми процессами на Крымском на-
горье. Изв. Крымск, отд. Геогр. об-ва СССР, вып. 3. Симферополь, 1954.
Маркевич A. «Taurica». Опыт указателя сочинений, касающихся Крыма и
Таврической туб. вообще, вып. 1-2, Изв. Таврич. учен, археол. комис., 1898.
Маркевич А. К появлению оползней близ дер. Кучук-Кой Ялтинского уезда
в марте 1915 г. Изв. Таврич. учен, археол. комис., № 52, 1915.
Маркевич В. И. Летопись землетрясений в Крыму. Сб. «Черноморские земле-
трясения и судьбы Крыма». Крымгосиздат, 1928.
Марков А. К. Некоторые новые данные о трассах Карадага в Крыму. Изв.
Моск, геол.-разв. треста, вып. 3-4, 1934.
Мартынов Е. Г., Петухов А. В. О термометаморфизме рассеянного орга-
нического вещества в нижнеюрских осадочных породах Крыма. БМОИП, отд. геол,
т. 36, № 6, 1963.
ЛИТЕРАТУРА
537
Маслакова Н. И. К уточнению разрезов верхнего мела Тарханкутской и
Джанкойской опорных скважин Крыма. Научн. докл. высш, школы, геолого-геогр.
науки, № 1, 1958.
Маслакова Н. И. Новые данные о коньякских отложениях горного Крыма.
Научн. докл. высш, школы, геол.-геогр. науки, № 4, 1958.
Маслакова Н. И. Стратиграфическая схема верхнемеловых отложений
Крыма. Вести. МГУ, № 1, 1959, стр. 109—113.
Маслакова Н. И. Стратиграфия верхнего мела Северного Кавказа и Крыма.
Крым. В кн. «Атлас верхнемеловой фауны Северного Кавказа и Крыма». М., 1959.
Маслакова Н. И. Некоторые вопросы сопоставления схем расчленения верх-
немеловых отложений Крыма и Русской платформы по фораминиферам. Тр. Всес.
совещ. по уточнению унифиц. схемы стратигр. мезозойских отл. Русской платформы.
Тр. ВНИГНИ, вып. XXIX, т. III, 1961.
Маслакова Н. И. и Каменецкий А. Е. Новые данные о верхнемеловых
отложениях степного Крыма. Изв. АН СССР, сер. геол., № 10, 1957.
Маслакова Н. И., Найдин Д. П. О сантонских отложениях в юго-запад-
ном Крыму. Изв. АН СССР, сер. геол., № 1, 19581.
Маслакова Н. И., Найдин Д. П. О сеноманских отложениях горного
Крыма. Изв. АН СССР, сер. геол., № 3, 19582.
Маслов В. П. Новые находки водорослей в юре Крыма. ДАН СССР, т. 121,
№ 2, 1952.
Маслов В. П., У т р о б и н В. Н. Распространение третичных багряных водо-
рослей УССР и их связь с трансгрессиями моря. Изв. АН СССР, сер. геол., № 12,
1958.
Махаев В. Н. Опыт спелеологического районирования Крыма. Изв. Гос. геогр.
об-ва, т. XIX, вып. 2, 1937.
Мейстер А. К. Материалы по петрографии Крыма. Изв. Геолкома, т. XXVII,
№ 10, 1908.
Меннер В. В. Ихтиофауна майкопских отложений Крымско-Кавказской обл.
Отчет о деят. Нефт. геол.-разв. ин-та за 1933 г. Л., 1936.
Меннер В. В., Дзенс-Литовский А. И. Выходы меловых отложений на
Тарханкуте в Крыму. «Природа», № 1, 1937.
Меннер В. В., Эрлангер А. М. Новая находка триасовых белемнитов
в СССР. Тр. МГРИ, № 26, 1954.
Меняйленко П. А. О минеральном составе нижнемеловых (аптских) глин
Бахчисарайского района. Изв. высш, учебн. завед., Геол, и разв., № 10, 1962.
Мережковский К. С. Отчет о предварительном исследовании каменного
века в Крыму. Изв. Русск. геогр. об-ва, т. VIII, стр. 104—115, т. XVI, стр. 106—
142, 1881.
Мерклин Р. Л. Новые данные о тарханском горизонте. Изв. АН СССР, сер.
геол., № 4, 1940.
Мерклин Р. Л. К познанию палеоэкологии моллюсковой фауны верхнетархан-
ских (спириалисовых) глин Керченского полуострова. Изв. АН СССР, сер. геол.,
№ 6, 1949.
Миклухо-Маклай А. Д. Некоторые фузулиниды перми Крыма. Уч. зап.
Ленингр. гос. ун-та, № 225, вып. 9, сер. геол., 1957.
М и к л у х о-М а к л а й А. Д., М у р а т ов М. В. О каменноугольных и пермских
породах горного Крыма. Изв. высш. учеб, завед., Геол, и разв., № 8, 1958.
Миклухо-Маклай А. Д., Поршняков Г. С. К стратиграфии юрских
отложений бассейна р. Бодрак. Вест. Ленингр. ун-та, вып. 4, 1954.
Милановский Е. В. Геологические экскурсии в районе Бахчисарая. «Крым»,
№ 2, 1926.
Милановский Е. Е. Происхождение Черноморской впадины и проблема
взаимоотношений Карпато-Балканской и Крымско-Кавказской складчатых систем. Тр.
Карп.-Балк. геол, ассоц., VII съезд. София, 1965.
М и л а ш е в и ч К. О. Палеонтологические этюды. О некоторых ископаемых ме-
ловых формах в Крыму. БМОИП, т. II, 1877.
Милашевич К. О. Ответ Пренделю. БМОИП, т. I, 1878.
Милаше в ич К. О. Моллюски Черного и Азовского морей. Фауна России.
Под ред. акад. Н. В. Насонова. Петроград, 1916.
Милькович Н. 3. Геологические изыскания в окрестностях Судака Тавриче-
ской губернии. Годовой отчет МОИП за 1900—1901 гг.
Милькович Н. 3. О возрасте кобзельских известняков и сланцев. БМОИП,
т. IV, 1902.
Милькович Н. 3. О триасе Южного берега Крыма. БМОИП, т. IV, 1902.
Миндели П. Ш., Непрочное Ю. П., Пат а рая Е. И. Определение обла-
сти отсутствия гранитного слоя в Черноморской впадине по данным ГСЗ и сейсмо-
логии. Изв. АН СССР, сер. геол., № 2, 1965.
538
ЛИТЕРАТУРА
Мирчинк Г. Ф. Сообщение о палеоцене Крыма в окрестностях Бахчисарая.
Дневник XII съезда Русск. естествоиспыт. в Москве. Засед. 15 апреля 1910 г., № 10,
1910.
.Мирчинк Г. Ф. Кораллы из юрских отложений окрестностей Коктебеля в
Крыму. БМОИП, отд. геол., т. XXV (1), 1937.
Михайлов Н. П. Зональное деление верхней части меловых отложений
Крыма и Западной Украины по головоногим. БМОИП, отд. геол., № 6, 1948.
Михайлов Н. П. Зональное расчленение нижнего волжского яруса и его
аналогов. Докл. сов. геологов к I Междунар. кол. по юрской системе. Тбилиси. 1962.
Михайлова М. В. Некоторые особенности верхнеюрских отложений восточ-
ной части горного Крыма. БМОИП, отд. геол., т. XXXIII (4), 1958.
Михайлова М. В. Строение и условия образования оксфордских биогермов
в районе г. Судака. Изв. высш, учебн. завед., Геол, и разв., № 5, 1959.
Михайловский С. Н. Заметка о возрасте чокракского известняка и спанио-
донтовых слоев. Протокол С.-петерб. об-ва естеств., № 4, 1904.
Михайловский С. Н. Гидрогеологические исследования в Кучук-Кое и
Кикенеизе в Крыму. Изв. Геолкома, т. XXIV, № 3, 1925.
Михайловский С. Н. По поводу тектоники и яйлинских вод Кастрополь-
Симеизского оползневого района. Изв, Геолкома, № 2, 1925.
Михайловский С. Н. О некоторых карстовых явлениях на Яйле между
Байдарской долиной и Ай-Петри в Крыму. Изв. Геолкома, № 5, 1926.
Михайловский С. Н. Некоторые сведения о геологическом строении Ласпи,
«Крым», № 1, М., 1927.
Михайловский С. Н. О некоторых современных отложениях, террасах и
ракушечниках Черноморского побережья Кавказа и Крыма. Изв. Геолкома, т. 46,
№ 7, 1927.
Михайловский С. Н. Отчет о работах в Ласпи. Отчет Геолкома за 1926 г.
Изв. Геолкома, т. 46, 1927.
Михайловский С. Н. Заметка о границе нижнего и среднего сармата в
Килен-бухте в Севастополе. Изв. Геолкома, т. Ill, № 1, 1928.
Михайловский С. Н., Погребов Н. Ф. Исследование оползней в рай-
оне Килен-бухти в Севастополе. Изв. Геолкома, т. 46, № 5, 1927.
Михайловский С. Н., Пчелинцев В. Ф. Гидрогеологические исследова-
ния в Кучук-Койском и Кикенеизском районах Южного берега Крыма. Тр. Всес.
геол.-разв. объед., вып. 119, М., 1932.
Михайловский С. Н. и Пчелинцев В. Ф. Гидрогеологические исследо-
вания в Леменском районе Южного берега Крыма. Тр. Всес. геол.-разв. объед.,
вып. 119, 1932.
Моисеев А. С. Растения из юрских отложений Ялты и дер. Кучук-Узенбеш.
Зап. Крым, об-ва естеств., т. VII. Симферополь, 1917—1920.
Моисеев А. С. Каменный век на Крымской Яйле. «Природа», № 1—2, 1923.
; Моисеев А. С. Некоторые проблемы геологии южного берега Крыма. Тр.
Ленингр. об-ва естеств. Протоколы засед., 1923.
Моисеев А. С. О возрасте мезозойских песчаников в окрестностях Симферо-
поля. Докл. Росс. Акад, наук, июль — сентябрь, 1924.
Моисеев А. С. О возрасте песчаников и конгломератов дер. Битак близ Сим-
ферополя. БМОИП, т. II, № 1, 1924.
Моисеев А. С. Изучение глинистых сланцев в районе Ялты, Гурзуфа, в. вер-
ховьях Бельбека, Алмы, Качи, Салгира. 9 новых выходов лейасовых известняков.
Отчет о деят. Геолкома за 1924 г. Изв. Геолкома, т. 44, № 2, 1925.
Моисеев А. С. О растениях из юрских отложений Крыма. Изв. Геолкома,
т. 44, № 5, 19251.
Моисеев А. С. О строении мезозойских глинистых сланцев в Крыму. Докл.
Росс. Акад, наук, апрель — июнь, 1925г.
Моисеев А. С. О фауне из нижнеюрских известняков Крыма. Изв. Геолкома,
т. 44, № 10, 19253.
Моисеев А. С. О юрской флоре в Крыму. Изв. Геолкома, № 2, 19254.
Моисеев А. С. К стратиграфии верхнеюрских отложений Крыма. Изв. Геол-
кома, т. 45, № 7, 19255.
Моисеев А. С. Новая находка юрских растений в Крыму. Изв. Геолкома,
т. 45, № 5, 1926.
Моисеев А. С. О Halobia из глинистых сланцев Крыма. Изв. Геолкома, т. 45,
1926.
Моисеев А. С. О триасовых известняках из окрестностей Бешуй. Изв. Геол-
кома, т. 45, 1926.
Моисеев А. С. Краткий отчет о геологических работах в Крыму в 1925, 1926
и 1927 гг. Отчет Геолкома за 1925, 1926 и 1927 гг. Изв. Геолкома, т. 45, 1926; т. 46,
1927 и отчет за 1926—1927 гг., стр. 373—374, 1929.
Моисеев А. С. О бешуйском каменноугольном месторождении в Крыму. Мат.
общ. и прикл. геол., вып. 100, 1929.
ЛИТЕРАТУРА
539
Моисеев А. С. О средиземноморской орогенической зоне и отношении к ней
Крымских гор. Тр. Ленингр. об-ва естеств., т. IX, вып. 4, 1929.
Моисеев А. С. К вопросу о строении Таврического Кряжа. Зап. Ялт. музея,
№ 1, Ялта, 19301.
Моисеев А. С. К геологии юго-западной части Главной гряды Крымских гор.
Мат. по общ. и 'прикл. геол., вып. 189, 19302.
Моисеев А. С. Геологический очерк газирующего источника Аджи-Су. К во-
просу о газоносности горного Крыма. Тр. Геол, бюро газовых м-иий, вып. 2, Л.-М.,
1932.
Моисеев А. С. О флоре и фауне триасовых отложений долины р. Салгир
в Крыму. Тр. ВГРО, т. 41, вып. 39, 1932.
Моисеев А. С. Брахиоподы юрских отложений Крыма и Кавказа. Тр. ВГРО,
вып. 263, 1934.
Моисеев А. С. Горный Крым. Сб. «Природные газы СССР», 1934.
Моисеев А. С. Основные черты строения горного Крыма. Тр. Ленингр. об-ва
естеств., № 1, 1935.
Моисеев А. С. О новых триасовых и лейасовых родах Rhynchonellidae. Тр.
Ленингр. об-ва естеств., т. LXV, вып. 1, 1936.
Моисеев А. С. О Херсонском (киммерийском) горообразовании и его прояв-
лении в Крыму. Тр. Ленингр. об-ва естеств., т. XVI, вып. 1, 1937.
Моисеев А. С. Очерк стратиграфии северо-восточной части горного Крыма.
Уч. зап. ЛГУ, № 1, 1937.
Моисеев А. С. Новые данные о верхнем триасе Кавказа и Крыма. ДАН
СССР, т. XXIII, № 8, 19391.
Моисеев А. С. Очерк тектоники северо-восточной части Горного Крыма, Уче-
ные зап. ЛГУ, № 21, сер. почв.-геол. наук, вып. 5, 19392.
Моисеев А. С. О лейасовых аммонитах Крыма. Уч. зап. ЛГУ, сер. геол,-
почв., № 11, 1944.
Моисеев А. С., Вебер Г. Ф., Пчелинцев В. Ф. Путеводитель экскурсий
XVII Междунар. геол, конгр. Крымская АССР, Южная экскурсия, 1937.
Моисеенко А. С. О мраморовидных известняках в Крыму. Мин. сырье,
№ 7—8, 1926.
Мокржецкий С. Н. Фауна Крыма. Путеводитель по Крыму. Симферополь,
1915.
М о к р и н с к и й В. В. и др. Закономерности развития и размещения нижнеме-
зозойского угленакопления на территории Крыма, Кавказа и Прикаспия. Изд. «Наука»,
1965.
Молявко Г. I. Геолопчш дослщження в Кримськш АРСР. Геол. журн.
АН УРСР, т. IV, вип. 3-4, 1937.
Молявко Г. I. До стратиграфа плюценових в!дклад!в швн.-схщн. частини
Криму. Геол, журн., АН УРСР, № 1-2, 1938.
Молявко Г. И. Новые данные по геологии Присивашья. Тр. конф, по про-
блеме Сиваша. Ин-т геол. АН УССР, Киев,- 1940.
Молявко Г. I. Четвертинн! в!дклади Криму. 1нформ. бюлл. АН УРСР, К.
1945.
Молявко Г. И Карангатские отложения УССР и Крыма. «Геол, журнал»,
т. IX, вип. 4, 1948.
Молявко Г. I. Таманськ! вщклади (акчагильський ярус) Криму i УРСР,
Геол. журн. АН УССР, т. IX, вип. 1-2, 1948.
Молявко Г. I. Неоген швдня Украши Вид. АН УССР. Киев, 1960.
Молявко Г. I., Шдо пл!чко I. Г. До палеогеограф!! Причорноморських
степ! в швдня УРСР у неоген! i антропоген!. Геол. журн. АН УРСР, т. XV, вып. 1,
1955.
Морозова В. Г. Граница между меловыми и третичными отложениями в свете
изучения фораминифер. ДАН СССР, т. 54, № 4, 1946.
-Морозова В. Г. О возрасте нижнефораминиферовых слоев Северного Кав-
каза. ДАН СССР, т. 45, № 1, 1946.
Морозова В. Г. Стратиграфическое подразделение переходных слоев между
меловыми и палеогеновыми отложениями по фораминиферам. БМОИП, отд. геол.,
т. 32, № 2, 1957.
Морозова В. Г. Стратиграфия датско-монтских отложений Крыма по фора-
миниферам. ДАН СССР, т. 124, № 5, 1959.
Морозова В. Г. Зональная стратиграфия датско-монтских отложений СССР
и граница мела с палеогеном. Междунар. геол, конгресс, XXI сессия, Докл. сов. гео-
логов, Изд. АН СССР, 1960.
Морозова В. Г. Палеоценозы фораминифер датско-монтских отложений и
их значение для стратиграфии и палеогеографии. Междунар. геол, конгресс, XXI сес-
сия, Докл. сов. геологов. Изд. АН СССР, 1960.
Морозова В. Г. Датско-монтские планктонные фораминиферы юга СССР.
«Палеонт. журн.», № 2, 1961.
540
ЛИТЕРАТУРА
Москвин М. М., Най дин Д. П. Датские и пограничные с ними отложения
Крыма, Кавказа, Закаспийской области и юго-восточной части Русской платформы.
Междунар. геол, конгресс, XXI сессия, Докл. сов. геологов, Изд. АН СССР, 1960.
Мстиславский М. М., К о ч е н о в А. В. Об условиях образования скопле-
ний остатков рыб в . майкопских отложениях. Изв. высш. учеб, завед., Геол. и разв.,
№ 3, 1961.
М у л i к а А. М. Про обсяг коньякського ярусу в Криму. Доп. АН УРСР/ № 5,
1964.
Муратов М. В. Цементные материалы Крыма (палеоген Бахчисарайского
района). «Мин. сырье», № 8, 1934.
Муратов М. В. Геологический очерк восточной оконечности Крымских гор.
Тр. МГРИ, т. VII, 19371.
Муратов М. В. Основные черты тектоники Крымского полуострова. БМОИП,
отд. геол., т. XV, № 3, 1937г.
Муратов М. В. Геологический очерк Крыма. Тр. Моск. геол.-разв. • мн-та,
т. 14, 1938.
Муратов М. В. Краткий очерк тектоники Крымского полуострова. Тр. XVII сес-
сии Междунар. геол, конгресса, т. V, 1940.
Муратов М. В. Основные структурные элементы Альпийской геосинкЛиналь-
ной области юга СССР и некоторых сопредельных стран. Изв. АН СССР, сер. геол.,
№ 1, 1946.
Муратов М. В. Основные этапы тектонического развития Причерноморья и
генетические типы структурных элементов земной коры. Изв. АН СССР, сер. геол.,
№ 5, 1948.
Муратов М. В. Тектоника и история развития Альпийской геосинклинальной
области юга Европейской части СССР и сопредельных стран. Тектоника ССС1\ т. И.
Изд. АН СССР, 1949.
Муратов М. В. История Черноморского бассейна в связи с развитием'окру-
жающих его областей. БМОИП, отд. геол., т. 26 (1), 1951.
Муратов М. В. Новейшие тектонические движения земной коры в, горном
Крыму и прилегающей части Черного моря. Сб. «Памяти акад. А. Д/ Архангель-
ского». Изд. АН СССР, 1951. ,
Муратов М. В. О миоценовой и плиоценовой истории развития Крымского
полуострова. БМОИП, отд. геол., т. 29, вып. 1, 1954.
Муратов М. В. История тектонического развития глубокой впадины Черного
моря и ее возможное происхождение. БМОИП, отд. геол. № 5, 1955.
Муратов М. В. Тектоническая структура и история развития равнинных
областей, отделяющих Русскую платформу от горных сооружений Крыма и. Кавказа.
«Сов. геология», № 48, 1955.
Муратов М. В. Тектоническая структура и история развития северной окраины
Крымско-Кавказской геосинклинальной области. Тр. Совещания по тектонике ’ Альп,
геосин. области юга СССР. Изд. АН Азерб. ССР. Баку, 1956.
Муратов М. В. Верхнеюрский вулканизм в Крыму и сравнение его,с,вулка-
низмом Грузии. Сб. трудов Геол, ин-та АН Груз. ССР’ 19591.
Муратов М. В. О стратиграфии триасовых и нижнеюрских отлол&ний Крыма.
Изв. высш. учеб, завед., Геол, и разв., № 11, 19592.
Муратов М. В. Геологическое прошлое Крыма и Черного моря. «Природа»,
№ 6, 19601.
Муратов М. В. Краткий очерк геологического строения Крымского полу-
острова. Гоогеолтехиздат, 1960г.
' Муратов М. В. Четвертичная история Черноморского бассейна в сравнении
с историей Средиземного моря. БМОИП, отд. геол., № 5, 19603.
Муратов М. В. История тектонического развития Альпийской складчатой
области юго-восточной Европы и Малой Азии. Изв. АН СССР, сер. геол., № 2, 1962.
Муратов М. В. Структурные комплексы и этапы развития геосинклинальных
складчатых областей. Изв. АН СССР, сер. геол., № 6, 1963.
Муратов М. В. Горный Крым и Керченский полуостров. В кн. «Тектоника
Европы». Объяснит, записка к Междунар. тект. карте Европы. Междунар. геол, кон-
гресс. Изд. «Недра», 1964.
Муратов М. В. Палеогеография киммерийского века среднего плиоцена в об-
ласти Черноморско-Каспийского бассейна. «Литология и полезные ископаемые», № 4,
1964.
Муратов М. В. Скифская плита. В кн. «Тектоника Европы». Объяснительная
записка к Международной тектонической карте Европы. Междунар. геол, конгресс.
Изд. «Недра», 1964.
Муратов М. В., Архипов И. В., Успенская Е. А. Стратиграфия, фации
и формации юрских отложений Крыма. БМОИП, отд. геол., т. XXXV (1), 1960.
Муратов М. В. и Маслакова Н. И. Салгирский грабен в Южном Крыму.
Тр. МГРИ, т. 28, 1955.
ЛИТЕРАТУРА
541
Муратов М. В., Немков Г. И. Палеогеновые отложения окрестностей Бах-
чисарай и их значение для стратиграфии палеогена юга СССР. В сб. «Палеоген,
отложения юга Европ. части СССР». Изд-во АН СССР, 1960.
Муратов М. В., Непрочное Ю. П. Глубинное строение и история развития
глубоководной впадины Черного моря. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 5, 1967.
Муратов М. В., Николаев Н. И. Речные террасы горного Крыма. БМОИП,
отд. геолл № 1, 1939.
М у ратов М. В., Николаев Н. И. Четвертичная история и развитие рельефа
горного Крыма. Уч. зап. МГУ, вып. 48, 1941.
Муратов М. В., Шанцер Е. В. К двадцатилетию учебной геологической
практики в Крыму. БМОИП, отд. геол., № 2, 1955.
М'уратов М. В., Шуцкая Е. К. Строение Тарханкутского поднятия в свете
новых данных. ДАН СССР, т. 101, № 4, 1955.
Мур заев П. Н. К минералогии Аю-Дагского интрузивного района. Зап. Крым,
об-ва естеств., т. VIII. Симферополь, 1925.
/Мухин В. Некоторые данные о нижнеюрских отложениях Крыма. Зап. горн,
ин-та, т. VI, вып. 2. Петроград, 1917.
Мушкетов Д. И. Оползни побережья Черного .моря. «Горн, журн.», т. XIX,
№ J1, 1925.
Мушкетов Д. И. О возможной связи оползней южного берега Крыма с его
сейсмичностью. Тр. I оползи, совещ. ЦНИГРИ, 1935.
Мушкетов Д. И. Сейсмичность Крыма. Крымиздат, 1935.
Назаров Г. Н., Иванов Б. Н. К вопросу о проявлениях карста в Степном
Крыму. Ин-т геофизики АН УССР, геофиз. сб., вып. 8, 1964.
Н а б о к и х А. И. Факты и предложения относительно состава и происхождения
послетретичных отложений Черноморской полосы России. Мат. исслед. почв и грун-
тов Херсон, губ., вып. 6. Одесса, 1915.
Найдин Д. П. Новые находки нижнеюрских белемнитов и таврической серии
Крыма; Вести. МГУ, № 6, 1964.
Найдин Д. П. Датские и монтские отложения Крыма. «С б. чест. акад, йовчо
Смилов Йовчев». София, 1964.
Найдин Д. П., Янин Б. Т. Некоторые особенности геологического строения
окрестностей с. Прохладного (Крым, Бахчисарайский р-н). БМОИП, отд. геол.,
т. X (3), 1965.
Нал ивкин Д. В. Фации скал и обвалов. Пробл. сов. геол., № 2, 1937.
Наливкин Д. В. Геологическое строение СССР. Изд. АН СССР, 1963.
На цк ий А. Д. Определение альбских аммонитов из Крыма. Год. отчет Геол,
ком. Изв. Геолкома, т. 37, № 1, 1918.
Невес гкая Л. А. Определитель двухстворчатых моллюсков четвертичных
отложений Черноморского бассейна. Тр. Палеонт. ин-та АН СССР, т. 96, 1963.
Невесская Л. А. Позднечетвертичные двухстворчатые моллюски Черного
моря, их систематика и экология. Тр. ПИН АН СССР, вып. 105, 1965.
Невесский Е. Н. Некоторые данные о послеледниковой эволюции акватории
Каркинитского залива и накоплении в нем донных осадков. Тр. Ин-та океанологии
АН СССР, т. 48, 1961.
Невесская Л. А., Невесский Е. Н. О составе фауны и особенностях
развития Азово-Черноморского бассейна в позднечетвертичное время. ДАН АН
СССР, т. 136, № 5, 1961.
Невесская Л. А., Невесский Е. Н. О соотношении карангатских и ново-
эвксинских слоев в прибрежных районах Черного моря. ДАН СССР, т. 137, № 4,
1961.
Нейман В. Б. К вопросу о расчленении олигоценовых, нижне- и среднемио-
ценовых отложений Предкавказья и Степного Крыма. В сб. «Материалы по регион,
стратигр. СССР». Госгеолтехиздат, 1963.
Нейман В. Б. Вопросы сочленения основных структурных зон внутри молодых
платформ на примере Скифской платформы юга Европейской части СССР. В кн.
«Молодые платформы, их тектоника и перспективы нефтегазоносности». Изд. «Наука»,
1965.
Немков Г. И., Бархатова Н. Н. Зоны крупных фораминифер эоценовых
отложений Крыма. Вести. ЛГУ, № 12, 1959.
Немков Г. И., Бархатова Н. Н. Нуммулиты, ассилины и оперкулины
Крыма и их значение для зонального расчленения эоценовых отложений. Изв. высш,
учеб, завед., Геол, и разв., 1960, № 5.
Немков Г. И., Бархатова Н. Н. Нуммулиты, ассилины и оперкулины
Крыма. Тр. Геол, музея им. А. П. Карпинского, вып. V, 1961.
Непрочное Ю. П. Глубинное строение земной коры под Черным морем
к юго-западу от Крыма по сейсмическим данным. ДАН АН СССР, т. 125, № 5, 1959.
Непрочное Ю. П. Глубинное строение земной коры под Черным морем по
сейсмическим данным. БМОИП, отд. геол., № 4, 1960.
542
ЛИТЕРАТУРА
Непрочное Ю. П. Результаты глубинного сейсмического зондирования на
Черном море. В сб. «Глубинное сейсмич. зондирование земн. коры в СССР». Гостоп-
техиздат, 1962.
Непрочное Ю. П., Гончаров В. П., Н е п р о ч н о в а А. Ф. Сейсмические
данные о строении земной коры в центральной части Черного моря. ДАН СССР,
т. 129, № 2, 1959.
Непрочное Ю. П., Непрочнова А. Ф., Зверев С. М., Мироно-
ва В. И., Б о к у н А. В., Ч е к у н о в А. В. Новые данные о строении земной коры
Черноморской впадины к югу от Крыма. ДАН СССР, № 3, 156, 1964.
Непрочнов Ю. П., Непрочнова А. Ф., Зверев С. М., Мирон о-
в а В. Л. Глубинное сейсмическое зондирование земной коры в центральной части
Черноморской впадины. В сб. «Вопросы методики глубин, сейсмич. зондирования».
Изд. «Наука», 1965.
Непрочнова А. Ф., Непрочное Ю. П., Ельников И. Н. Строение
осадочной толщи глубоководной впадины Черного моря к югу от Крыма. Изв.
АН СССР, сер. геол., № 7, 1966.
Нечипоренко П. К. Соотношение силы тяжести и геологической структуры
Украины по данным геофизики. Вести. АН УССР, № 5—6, 1936.
Никитин В. Вертикальное распределение планктона в Черном море. Ч. II —
зоопланктон, кроме Cepepoda и Ceadocira. Тр. Севаст. биол. станции АН СССР,
т. I, 1929.
Никифорова К. В. К вопросу о литогенезе четвертичных отложений При-
сивашья и Тарханкутского полуострова. Бюлл. комис. по изуч. четверг, периода,
№ 4, 1938.
Николаев Н. И. Материалы по геологии палеолита Крыма и связанные с ним
некоторые общие вопросы четвертичной геологии. БМОИП, отд. геол., т. XVIII, № 2,
1940.
Николаев Н. И. О возрасте рельефа горного Крыма. Бюлл. комис. по изуч.
четверт. периода, № 8. Изд. АН СССР, 1945.
Николаев Н. И. Новые данные по четвертичной истории горного Крыма.
Бюлл. комис. по изуч. четверт. периода. Изд. АН СССР, 1946.
Николаев Н. И. Об эволюционном развитии карстовых форм и значении
структурно-тектонического фактора. «Сов. геология», № 10, 1946.
Николаев В. Б. О вещественном составе карбонатных пород верхнего мела
района крымской практики. Изв. высш. учеб, завед., Геол, и разв., № 11, 1964.
Новиков Э. А. Новые данные о возрасте пород, вскрытых глубокими сква-
жинами в степном Крыму. Вести. ЛГУ, № 18, сер. геол, и геогр., вып. 3, 1963.
Новиков Э. А. Об абсолютном возрасте метаморфизованных сланцев Тар-
ханкутского полуострова (Крым). Вести. ЛГУ, сер. геол, и геофиз., вып. 3, 1963.
Новиков Э. А. О возрасте пород кровли палеозойского фундамента Крым-
ского полуострова. «Геология нефти и газа», № 2, 1963.
Новиков Э. А. Новые данные об абсолютном возрасте таврических сланцев
Крыма. ДАН СССР, т. 153, № 5, 1963.
Новиков Э. А. Растительность мезозоя горного Крыма как палеогеографи-
ческий индикатор. БМОИП, отд. геол., т. 39, № 4, 1964.
Новиков Э. А., Шалимов А. И. Некоторые новые данные о залегании и
возрасте «кристаллических сланцев» горного Крыма. Изв. высш. учеб, завед. Геол,
и разв., № 2, 1965.
Обручев В. А. Минеральный источник Бурун-Кая близ Бахчисарая (разрез
меловых отложений). «Курортное дело», № 4—5, апрель — май, 1924.
Овечкин Н. К- Стратиграфия и фауна аммонитов верхнеюрских отложений
юго-западного Крыма. Вести. ЛГУ, № 6, 1956.
Олиферов А. Н. Борьба с эрозией и селевыми паводками в Крыму. Крым-
издат. Симферополь, 1963.
Олиферов А. Н. Меры борьбы с селями и их эффективность. Сб. «Сели
в СССР и меры борьбы с ними». Изд. «Наука», 1964.
Орлов А. и Мушкетов И. Каталог землетрясений Российской империи, 1893.
Орлова-Турчина Г. А. Спорово-пыльцевые комплексы готерива и баррема
западной и центральной частей равнинного Крыма. Палеонт. сб. № 3, вып. I, Изд.
Львов, гос. ун-та, 1966.
Освальд Ф. История геологического развития Армянского нагорья. Перевод
с немец., Запис. Крымско-Кавказск. горн, клуба, 1916.
Осипов С. С. О конкском горизонте Северного Кавказа и Керчен. полу-
острова. БМОИП, т. XXXV, № 3-4, 1927.
Павлинов В. Н. Палеонтологические таблицы руководящих ископаемых мела
и палеогена Крыма. Тр. МГРИ, т. 14, 1938.
Павлинов В. Н. Форма и механизм образования малых интрузивных мас-
сивов типа лакколитов. Изд. МГРИ, 1949.
Павлов А. П. Неогеновые и послетретичные отложения южной и восточной
Европы. Мемуары геол. отд. любит, естеств., антроп. и этнограф., вып. 5, 1925.
ЛИТЕРАТУРА
543
Павлова М. В. Новые находки Mastodon Borsoni dart, на юге России. Еже-
годн. по геол, и минер. России, т. V, № 1, 1901.
Павлова М. В. Mastodon augustidens С u v. и Mastodon cf. Longinostris Каир,
из Керчи. Ежегодн. по геол, и минер. России, т. IV, вып. 6, 1905.
Павлова tM. В. Очерк исторического развития изучения третичных и после-
третичных ископаемых млекопитающих, найденных в России. БМОИП, нов. сер., отд.
геол., т. XXI, 1922.
Павлова М. В. Ископаемые слоны на юге СССР. Сб. в память акад. Тут-
ковского, т. II, Киев, 1932.
Палеонтологические сборы в Крыму. К палеонтологическому изучению Крыма.
Бюлл. особой комис. по исслед. союзн. и автон. республик. АН СССР, № 11, 1926;
№ 4, 1927.
П алл ас П. С. Путешествие по различным провинциям Российского государ-
ства в 1763—1773 г. СПб, 1773—1788.
Паллас П. С. Краткое физическое и топографическое описание Таврической
области. СПб, 1795.
Паллас П. С. Путешествие по Крыму в 1793—1794 гг. Зап. Одес. об-ва изуч.
истории и древностей, т. XII, 1881.
Паллас П. С. Поездка во внутренность Крыма вдоль Керченского полуострова
и на остров Тамань. Зап. Одес. об-ва изуч. истории и древностей, т. XII, стр. 62—
110, 1882; т. XIII, стр. 35-107, 1883.
Пантелеев С. А. Нуммулиты Крымско-Кавказской области. Отчет о деят.
Нефт. геол.-разв. ин-та за 1933 г., 1936.
П арамонов С. Я. Происхождение фауны и флоры Крыма. «Природа», № 3,
1962. *
Пащенко Я- Ю. Палеогеограф1я майкопського басейну Криму. АН УССР,
Кшв, 1960.
Пащенко Я. Ю. К вопросу о характере суши в горном Крыму в майкопское
время. Геол, журн., т. XVIII, вип. 1, Кшв, 1958.
Педекас И. О ледяных пещерах Яйлы в Крыму. Тр. С.-петерб. об-ва естеств.,
т. XXXV. Петербург, 1904—1905.
Педекас И. О явлениях оползания почвы во многих местах Южного берега
Крыма. Изв. Ялт. техн, об-ва, вып. 1. Ялта, 1909.
П о н ю г а л о в А. Климат Крыма. Тр. Крым, научн.-иссл. ин-та. Симферополь,
1930.
Петро павловский В. Н. К вопросу о Черноморской трансгрессии. Изв.
Гос. геогр. об-ва, вып. 4-5, 1932.
Пидопличко И. Т. О ледниковом периоде, вып. 3. История четвертичной
фауны. Изд. АН УССР, 1954.
Плахотный Л. Г. К вопросу о сутурах и стилолитах (на примере карбо-
натных отложений Тарханкутского полуострова). Тр. УкрНИГРИ, вып. III, 1963.
Подгородецкий П. Д. Тарханкутское складчатое поднятие. Изв. Крым,
пед. ин-та, т. 36. Симферополь, 1959.
Подгородецкий П. Д. Находка раннечетвертичной фауны позвоночных на
Тарханкутском полуострове и ее значение для палеогеографии Крыма. Изв. Крым. отд.
Геогр. об-ва СССР, вып. 6. Симферополь, 1961.
Позднышев В. В. К вопросу о залегании конкских и караганских отложе-
ний в северном Крыму. Изв. Моск, геол.-разв. треста, т. III, вып. 1, 1934.
Покровская И. М. Нижнемеловые опорово-лыльцевые комплексы Русской
платформы и Крыма. Тр. Всес. науч.-исслед. геол, ин-та, вып. 124, 1964.
Полканов Ю. А., Дублянский В. Н. Геологические и минералогические
особенности шахты Бездонной. Тр. Киев, комплекс, экспед., вып. 1, 1963.
Полканов а Л. П., Варущенко С. И. Структурно-геоморфологический
анализ Тарханкутско-Новоселовской холмистой равнины Степного Крыма. Геология
нефти и газа, № 4, 1964.
Полканова Л. П., Варущенко С. И., Тесаков С. Н. Методика струк-
турно-геоморфологического анализа рельефа равнинного Крыма и северного Причер-
номорья. «Геология нефти и газа», № 12, 1965.
Пономар В. С. Про дяяю загальнп риси геоморфолопчшй будови Прського
Криму. «Геогр. зб. АН УРСР. Укр. геогр. т-во», вип. 6, 1962.
Попов В. В. Каталог землетрясений Крыма, с 1908 по 1936 г. Тр. Сейсмол.
ин-та АН СССР, № 89 (Каталог землетрясений на территории СССР), вып. 1, 1940.
Попов Г. И. О статье Г. И. Горецкого «О возрастных соотношениях осадков
узунларской и каранготской трансгрессий». БМОИП, отд. геол., № 4, 1956.
Попов Г. И. Корреляция морских и аллювиальных отложений эвксинокас-
пийского бассейна по палеонтологическим данным. Вопросы стратиграфии континен-
тальных толщ. Госгеолтехиздат, 1959.
Попов И. И. и Аронович 3. И. Сейсмичность крымского региона и пере-
чень крымских землетрясений по инструментальным данным за 1927-1963 гг.
544
ЛИТЕРАТУРА
Попов С. П. Материалы для минералогии Крыма. Стронцианит, сера и другие
минералы с мыса Ильи. БМОИП, т. IV, 1902.
Попов С. П. Кристаллические фосфаты с берегов Керченского пролива. Изв.
АН СССР, VI сер., т. I, № 5, 1907.
Попов С. П. Сопочные явления в округе г. Симферополя. Тр. Крым, науч.-
иссл. ин-та, т. I, вып. 2. Симферополь, 1927.
Попов С. П. Грязевые вулканы. Природа, № 6, 1928.
Попов С. П. Минералогия Крыма, АН СССР, 1938.
П о с л а в с к а я Н. А., Москвин М. М. Морские ежи отряда Spangoida
в датских и пограничных с ними отложениях Крыма, Кавказа и Закаспийской обла-
сти. Междунар. геол, конгресс, XXI сессия, Докл. сов. геологов, 1960.
Православлев П. А. Случаи высокого залегания послетретичных ракушеч-
ников Азовского и Черного морей. «Крым», № 2, 1926.
Православлев П. А. О высоком залегании ракушечников с Cardium edule.
Годовой отчет Геолкома за 1925—1926 г. Изв. Геолкома, 1927.
Православлев П. А. Условия залегания послетретичных ракушечников
Азовского и Черного морей. Тр. Геол, музея АН СССР, т. IV, 1928.
Православлев П. А. Современные движения в Понтокаспийской области.
Тр. Всес. съезда геологов в Ташкенте, вып. 1, 1930.
Прендель Р. А. Геологический очерк меловой формации Крыма и слоев,
переходные к эоцену. Зап. Новоросс. об-ва естеств., т. IV, вып. I, 1876.
Прендель Р. А. Сарматские образования Севастополя и его окрестностей.
Зап. Новоросс. об-ва естеств., ч. III, 1876.
П рендель Р. А. Кристаллические породы горы Кастель. Зап. Новоросс.
об-ва естеств., т. VI, вып. I. Одесса, 1886.
Прендель Р. А. Очерк геологического строения Крымских гор. Зап. Крым,
горн, клуба, вып. I. Одесса, 1891.
Преображенский Н. А. О тектоническом строении местности в районе
Судака в Крыму. БМОИП, отд. геол., № 1, 1933.
Прозоровский-Голицын А. А. Доклад о горных породах Карадага
в Крыму. Вести, естеств., № 8, 1891.
Прозоровский-Голицын А. А. Об изверженных породах горы Кара-
Даг в Крыму. Тр. С.-петерб. об-ва естеств., т. XXII, 1891.
Прокопенко Н. М. Магнитные аномалии района эруптивов в окрестностях
Симферополя. ДАН СССР, сер. А, июль-сентябрь, 1924.
Прокопенко Н. М. Накритовая жила главного Тотайкойского эруптива
вблизи г. Симферополя. ДАН СССР, № 18—19, 1928.
Прокопов К. А. О газах грязевых сопок. Изв. Ин-та прикл. геофиз., т. 1,
1925.
Прокопов К. А. Геотектонический очерк Керченского полуострова и отно-
шение его к Крыму и Тамани. Тр. ГГРУ, вып. 38, 1931.
Прокопов К. А. Усложнения в антиклиналях Керченского полуострова. Тр.
ГГРУ, вып. 38, 1931.
Прокопов К. А. Изучение разреза палеогена Бахчисарайского района. Отчет
о деят. нефт. геол.-разв. ин-та за 1934 г., 1936.
Пузанов И. И. Большой каньон Крыма (ущелье Аузун-Узен). «Землеведе-
ние», № I-II, 1925.
Пузанов И. И. Крымские наземные моллюски в связи с вопросом о проис-
хождении фауны Крыма. Тр. II съезда зоологов, анатомов и гистологов СССР. 1927.
Пузанов И. И. Черное море. Крымгосиздат, 1927.
Пузанов И. И. Своеобразие фауны Крыма и ее происхождение. Уч. зап.
Горьков, гос. ун-та, № 14, 1949.
Пузанов И. И. Большой каньон Крыма. Крымиздат, 1954.
Пустовалов И. Ф. О проявлениях верхнетриасового эффузивного магма-
тизма в Крыму. Информ, сб. ВСЕГЕИ, № 11, 1959.
Пчелинцев В. Ф. О фауне некоторых юрских отложений южного берега
Крыма, Тр. С.-петерб. об-ва, естеств., т. XLVII, № 1. Протоколы 1916.
Пчелинцев В. Ф. Некоторые новые данные но фауне верхнеюрских извест-
няков Крыма. Тр. Ленингр. об-ва естеств., т. LIV, № 4, 1924.
Пчелинцев В. Ф. Следы первоначальной окраски на юрских брюхоногих
Крыма.. Тр. Ленингр. об-ва естеств., т. XXXIX—LIII, вып. 4, 1924.
Пчелинцев В. Ф. Среднеюрские отложения окрестностей Ялты. Тр. Ленингр.
об-ва естеств., т. LIV, вып. 4, 1924.
Пчелинцев В. Ф. Юрские брюхоногие Южного берега Крыма. Тр. Ленингр.
об-ва естеств., т. XXXIX—LIII, вып. 4, 1924.
Пчелинцев В. Ф. Hydrozoa мезозоя Крыма. Тр. Ленингр. об-ва естеств.,
т. LV, вып. 4, 1925.
Пчелинцев В. Ф. Пересмотр части брюхоногих из коллекции Э. И. Эйх-
вальда. Тр. Ленингр. об-ва естеств., т. LV, вып. 4, 1925.
ЛИТЕРАТУРА
545
Пчелинцев В. Ф. Брюхоногие Крыма 'преимущественно титонского возраста.
Тр. Ленингр. об-ва естеств., т. LVI, вып. 4, 1926.
Пчелинцев В. Ф. Некоторые данные о геологии окрестностей Гурзуфа.
«Крым», № 2, 1926.
Пчелинцев В. Ф. Брюхоногие лузитанского яруса Судака. Тр. Ленингр. об-ва
естеств.. т. LVII, вып. 1, 19271.
Пчелинцев В. Ф. Заметки о фауне туфобрекчий Кара-Дага. ДАН СССР,
№ 16, 19272-
Пчелинцев В. Ф. Следы древнего карста на Никитской Яйле. «Крым»,
№ 1 (3), 19273.
Пчелинцев В. Ф. Фауна титона Чатыр-Дага. Тр. Ленингр. об-ва естеств.,
т. LVII, вып. 1, 19274.
Пчелинцев В. Ф. Фауна юры и нижнего мела Крыма и Кавказа: 1) Брюхо-
ногие доггера Крыма; 2) Батский ярус Крыма, 3) Лузитанский ярус Крыма,
4) Верхнеюрские брюхоногие окр. г. Ялты. Тр. Геолкома, нов. сер., вып. 172, 1927б-
Пчелинцев В. Ф. Брюхоногие верхней юры и нижнего мела Крыма. Изд.
ГГРУ, 1931.
Пчелинцев В. Ф. и Семенов И. Оползень «Черный бугор» на Южном
берегу Крыма. Тр. ВГРО, вып. 200, 1932.
Пчелинцев В. Ф. Оползневая проблема на Южном берегу. «Экономика и
культура Крыма», № 3—4, 1934.
Пчелинцев В. Ф. Геологический очерк Южного берега Крыма. С б. «Оползне-
вые явления на Южном берегу Крыма». ЦНИГРИ, Сб. оползи, станции, № 3, 1936.
Пчелинцев В. Ф. Брюхоногие и пластинчатожаберные лейаса и нижнего
доггера Тетиса (Крым и Кавказ). Монография по палеонтологии СССР, т. XLVIII.
ЦНИГРИ, 1937.
Пчелинцев В. Ф. Схема стратиграфии подразделения юрских отложений.
Тр. Геол, музея им. А. П. Карпинского АН СССР, вып. 1, 1957.
Пчелинцев В. Ф. Рудисты мезозоя горного Крыма. Изд. АН СССР, 1959.
Пчелинцев В. Ф. Образование Крымских гор. Изд. АН СССР, 1962.
Пчелинцев В. Ф. Брюхоногие мезозоя горного Крыма. Изд. «Наука», 1965.
Пчелинцев В. Ф. Киммериды Крыма. Изд. «Наука», 1966.
Пчелинцев В. Ф., Лысенко Н. И. Геология восточных яйл Крыма. Тр.
Геол, музея им. А. П. Карпинского АН СССР, вып. XIV, 1965.
Пчелинцев В. Ф., Погребов Н. Ф. Оползневые явления на Южном берегу
Крыма. Сб. работ оползи, станции ЦНИГРИ, № 3, 1936.
Райко Н. В. Эпицентральная зона Крымских землетрясений. Тр. Сейсмол.
ин-та АН СССР, 3, 1930.
Ра ты некий В. М. Сферосидериты Мангуша. Тр. Крым, науч.-иссл. ин-та, т. IV,
вып. 1, 1930.
Ратынский В. М. Геоморфологический очерк Леменской бухты. Уч. зап.
МГУ, вып. 16, География, 1937.
Раузе р- Черноусова Д. М. Геологическое обследование соляного озера
в Круглой бухте близ Севастополя. Изв. АН СССР, № 3, 1928.
Раузе р - Черноусова Д. М. Предварительное сообщение о некоторых но-
вейших морских отложениях Севастопольского района. Изв. Ассоциации НИИ МГУ,
т. II, № 1, 1929.
Ребиндер Г. Геологический обзор полуострова Керчи и Тамани. Зап. Кавк,
отд. Русск. геогр. об-ва, кн. VIII. Тифлис, 1873.
Ревуцкая Е. Д. Отчет по командировке в Крым. Тр. Геол, музея Акад. Наук,
вып. 2, 1914.
Рез Hi ко в а Л. Г. Верхньоюрсьщ вапняки Караб1яйли та характер ix закар-
стування. Геол. журн. АН УРСР, т. XIX, вип. 2, 1959.
Результаты исследований грязевых вулканов Крымско-Кавказской геологической
провинции. Сб. работ Ин-та горючих ископаемых, Изд. АН СССР, 1939.
Р е м i з о в I. Н. До геологи Карадага. Уч. зап. Харьков, гос. ун-та № 6—7,
1936.
Ремизов И. Н. Стратиграфия карадагской юры и некоторые связанные с ней
вопросы геологии горного Крыма. Науч, конфер. молод, ученых Харьков, гос. ун-та,
1938.
Ремизов И. Н. Геологический очерк Карадага в Крыму. НИИТ Харьков,
гос. ун-та, Харьков, 1940.
Ремизов И. Н. Замечания о геологии Крыма. Выступление в прениях по
докладу М. М. Тетяева. Изв. АН СССР, сер. геол., № 4—5, стр. 56—60, 1941.
Ремизов И. Н. О среднеюрских отложениях Карадага в Крыму. Уч. зап.
Харьков, гос. ун-та, т. 125, геол, отд., т. 15, 1962.
Ренгартен В. П., Крымгольц Г. Я- О работах А. С. Моисеева по теоло-
гии Крыма и по палеонтологии. Уч. зап. ЛГУ, сер. геол.-почв., № 11, 1944.
Решет к ин Н. Pseudomonotrypa п. gen. из верхнеюрских отложений Крыма.
Зап. Крым, об-ва естеств., т. IX. Симферополь, 1926.
35 Зак. 911
546
ЛИТЕРАТУРА
Романовский Г. Д. Геологический очерк Таврической губернии и обзор
Крымского полуострова относительно условий для артезианских колодцев. «Горн,
журн.», т. III, 1867.
Романовский Г. Д. О нуммулитовом ярусе Крымских гор. Зап. минер,
об-ва,' 2 сер., ч. III, 1871.
Романовский Г. Д. О производстве работ по бурению артезианского ко-
лодца в Крыму около деревни Айбар. «Горн, журн.», № 10, 1871.
Романовский Г. Д. Заметка о геологическом строении Крыма. Зап. минер,
об-ва, т. VII, 1872.
Романовский Г. Д. Результаты геологических исследований на Крымском
полуострове. Протокол засед. от 8/II—1872 г. Зап. минер, об-ва, т. 8, сер. 2, 1872.
Рудкевич М. Я. О тектонической структуре западного Причерноморья.
БМОИП, отд. геол., т. 34, № 1, 1959.
Ру деки й М. П. Вулканические горы Аю-Даг и Кастель и их отношение
к Крымским горам. Зап. Крым.-Кавказск. горн, клуба, № 2, 1895.
Руководящие ископаемые нефтеносных районов Крымско-Кавказской области.
Под ред. А. Д. Архангельского и Л. Ш. Давиташвили. Вып. I-II — Тарханский и чок-
ракский горизонты (Л. Ш. Давиташвили). III—IV — Каратанский и конкский гори-
зонты (С. С. Осипов); V — Сарматский ярус (Л. Ш. Давиташвили); VI—Мэотиче-
ский ярус (Л. Ш. Давиташвили); VII — Понтический ярус (Л. Ш. Давиташвили);
VIII — Киммерийский ярус (Л. Ш. Давиташвили); IX — Дуабские пласты (Л. Ш. Да-
виташвили и В. Н. Крестовников); X — Куяльницкий ярус (В. Н. Крестовников);
XI—Акчагыльский ярус (Л. Ш. Давиташвили); XII — Апшеронский ярус (Л. Ш. Да-
виташвили по Андрусову); XIII, XIV, XV — Чаудинский горизонт (М. И. Соколов),
Бакинский ярус (М. М. Жуков), Каспийские террасы (Б. А. Жижченко); XVI —
Тирренская терраса (М. И. Соколов). Тр. Гос. нефтяного ин-та, 1931—1933.
Рухлов Н. В. Обзор речных долин горной части Крыма. Петроград, 1915.
Рябинин А. Н. Остатки динозавра из верхнего мела Крыма. Мат. ВСЕГЕИ,
палеонт. и стратиграф., вып. 4, 1945.
Рябинин А. Н. Черепаха из мэотиса Крыма. Ежегодн. Всерос. палеонт. об-ва,
т. XII, 1945.
Рябчун Л. I. Про природу фундамента в межах ешгерцинсько! (скифсько!)
платформи. (степовий Крим 1 Кавказ). Доп. АН УРСР, № 6, 1965.
С а в i ц и н а Г. О., П л а х о тни й Л. Г. Нов! дан! про природу Новоцари-
цинсько! грав!тац!йно! аномал!!. Доп. АН УРСР, № 6, 1965.
Сальман Г. Б., Шаля А. А. Неокомские отложения юго-западного и степ-
ного Крыма в свете новых данных. Тр. ВНИИГАЗ, вып. 7 (15), 1959.
Самойлов Я. В. Еникальские грязевые сопки. БМОИП, нов. сер., т. 22, 1898.
Самойлова Р. Б. Новый род фораминифер Almaena из нижнеолигоценовых
отложений Крыма. ДАН СССР, т. 28, № 4, 1940.
Самойлова Р. Б. Стратиграфическое распределение фораминифер в верхне-
палеогеновых отложениях р. Алмы. БМОИП, отд. геол., т. XXI, № 2, 1946.
Самойлова. Р. Б. О некоторых новых и характерных видах фораминифер из
верхнего палеогена Крыма. БМОИП, отд. геол., т. XXII, вып. 4, 1947.
Самсонова Ф. П. Артезианские воды нижнемеловых отложений Крыма. Изв.
высш:"учебн. завед., Геол, и разв., № 2, 1961.
Сафьянов Г. А. Признаки новейших тектонических движений в береговой
зоне Тарханкутского полуострова. Веста. МГУ, География, № 4, 1964.
Севергин Вас. Опыт минералогического землеописания Российского государ-
ства. Таврические горы и плоскости таврим, ч. I. СПб, 1809.
Седельщиков Б. и Кулгавов Г. Извержение сопки Джау-Тепе. Мат.
по естеств. истор. обслед. района деят. Доно-Кубано-Терского об-ва с.-х., № 1, 1914.
Семенкович С. В. Верхнесенонские алектрионии окрестностей Бахчисарая.
Тр. К ара датской научн. станции, 1918.
Семенов-Тянь-Шанский А. П. Несколько соображений о прошлом
фауны и флоры Крыма. Зап. Акад. Наук, т. VIII, № 6, 1899.
Сени некий К. Заметка о плиоценовых отложениях окрестностей Керчи и
Тамани (прот. засед. об-ва при Юрьевск. ун-те), ч. I. 1904.
Сергеев А. Д. Про принципи тектоструктури Причерномор’я УРСР ! сум!ж-
них територш. Наук. зап. Кшвськ. ун-ту, № 16, 1957.
Сиверс Л. Извержение Джарджавской сопки. «Природа», № 1, 1931.
Сидоренко М. Конусовидные скалы у монастыря св. Георгия в Крыму.
Зап. Крым. горн, клуба, № 11-12, 1896.
Синцов И. Ф. Заметки о новых плиоценовых отложениях юга России. Зап.
Новоросс. об-ва естеств., т. 9, вып. 1, 1884.
Скворцов Е. Ф. Некоторые результаты экспедиции по исследованию грунта
Черного моря в связи с землетрясением. Крым, науч.-иссл. ин-т, 1928.
Скоп!ченко М. Ф. Про геолопчну будову центрально! частини Причорно-
морсько! западини за даними геоф!з!ки. Наук. зап. Кшв. держ. ун-ту, Геолопч. зб!р.,
№ 6, 1956.
ЛИТЕРАТУРА
547
Скоп и ч ен ко М. Ф. Некоторые особенности геомагнитного и гравитационного
аномальных полей центральной части Причерноморской впадины и их геологическое
истолкование. Тр. Ин-та геол, наук АН УССР, сер. геофиз., вып. 2, 1958.
Славин В. И. Триасовые отложения Кавказско-Крымской части Тетиса. В сб.
«Стратиграфия верх, палеозоя и мезозоя южн. биогеогр. провинции». Изд. «Недра»,
1964.
Славии В. И., Ханн В. Е. Основные закономерности тектонического разви-
тия Карпато-Балканской и Крымско-Кавказской геосинклинальных областей. В сб.
«Материал V съезда Карпато-Балкан. геол, асе.» Киев, АН УССР, 1962.
Слудский А. Ф. Замечания к докладу О. К. Ланге и Г. Ф. Мирчинка
«О верхнемеловых и третичных отложениях окрестностей Бахчисарая». БМОИП,
Протоколы, стр. 43, 1909.
Слудский А. Ф. Гора Карадаг в Крыму и ее геологическое прошлое. Зап.
Крым, об-ва естеств., т. I, 1911.
Слудский А. Ф. Кара-Даг (в Крыму), его естественно-историческое значение,
научная и промышленная будущность. Изд. об-ва содейств. опытным наукам
им. X. С. Леденцова, № 2, М., 1913.
Слудский А. Ф. Новые данные по геологии и палеонтологии Кара-Дага
(статья 3-я о Кара-Даге). Тр. Карадагской станции, вып. I, 1917.
Слудский А. Ф. К изучению магнитной аномалии на Кара-Даге. Схема геол,
строения Кара-Дага. Изв. Центр, гидромет. бюро, ЦУМОР, вып. IV, 1925.
Слудский А. Ф. Физико-географический и геологический очерк Крыма. Крым-
геолиздат, 1927.
Слудский А. Ф. Исторический очерк землетрясений в Крыму. «Крым»,
вып. 1 (5), Л.-М., 1928.
Слудский А. Ф. Древние долины р. Салгир. Изв. Крым. отд. Всес. геогр.
об-ва, вып. 2, 1953.
Слудский А. Ф. О происхождении валунов окрестностей г. Балаклавы. Изв.
Крым. отд. Всес. географ, об-ва, вып. 2, 1953.
Слудский А. Ф., Спасо-Кукоцкий А. И. «Бездонный колодец» на горе
Бол. Агармыш «Крым», № 1/6, 1928.
Смирнов М. В. Каталог землетрясений в Крыму. Изд. об-ва по изуч. Крыма.
Симферополь, 1931.
С м о л ь н i к о в Б. М. Ф1зико-геолопчш умови для геоелектричного вивчения
карстових явищ прського Крыму. Доп. АН УРСР, вып. 7, 1964.
Снегирева О. В., Каменецкий А. Е. Основные черты геологического раз-
вития Крыма. Тр. Всес. науч.-иссл. ин-та природного газа, вып. 25 (33), 1965.
Снегирева О. В., Шаля А. А. Некоторые вопросы эпигенеза палеозойских
и мезозойских отложений Крыма. Изв. высш. учеб, завед., Геол, и разв., №.10, 1966.
Собокарь Г. Т. Геологические структуры Украины и современные движения
земной коры. Ин-т геофизики АН УССР, геофиз. сб., вып. 18, 1966.
Соболев Д. Н. О террасах восточной части южного побережья Крыма. Наук,
зап. Харьюв. держ. ун-ту, № 18, 1940.
Соболев С. С. К вопросу о значении энейрогенических движений в форми-
ровании рельефа УССР. Изв. АН СССР, сер. геогр., № 4, 1937.
С свинский В. К. Введение в изучение Понто-Каспийско-Аральского морского
бассейна. Киев, 1902.
Соколов В. Д. Окрестности Симферополя в геологическом отношении.
БМОИП, вып. IV, стр. 309—313, 1883.
Соколов В. Д. Предварительный отчет о геологических исследованиях крым-
ской юры летом 1884 г. Мат. для геологии России, т. XII, СПб, стр. 3—21, 1885.
Соколов В. Д. О характере залегания кристаллических пород Крыма. БМОИП,
1888.
Соколов В. Д. Материалы для геологии Крыма. Крымский титон. Изв. об-ва
любит, естеств., антроп. и этнограф., т. XIV, 1889.
Соколов В. Д. Геологический очерк Крыма, 1890.
Соколов В. Д. Исследование геологического строения окрестностей Бала-
клавы в Крыму. Годовой отчет МОИП, 1899—1900.
Соколов В. Д. Материалы по стратиграфии юрских отложений Крыма. Тр.
IX съезда русск. естеств. и врачей, Засед. геол. секц. 6 января 1894 г.
Соколов В. Д. Тектоника юго-западной части Крымского полуострова.
БМОИП, № 4, т. IX, 1895.
Соколов Д. В. Геологические исследования в районе Кара-Дага. Отчет Геол-
кома за 1923 г. Изв. Геолкома, т. 42, 1924.
Соколов Д. В. О некоторых результатах детальных геологических исследо-
ваний в восточном Крыму. Вести. Геолкома, № 3, 1925.
Соколов Д. В. О трассах Карадага в Крыму. Тр. Гос. эксп. ин-та силикатов,
вып. 22, ВСНХ, 1926.
Соколов Д. В. Исследование вулканизма и тектоники Карадагской группы и
отчет о детальной геологической съемке восточной части горного Крыма. Отчет о
35*
548
ЛИТЕРАТУРА
деят. Геолком. за 1924, 1925, 1926 и 1927 .гг, Изв. Геолкома, т. 44, № 2, 1925; т. 45,
1926 и т. 46, 1927, 1929.
Соколов Д. В. Некоторые данные по геологии восточной части горного
Крыма. «Крым», № 1 (3), 1927.
Соколов Д. В. Крымские землетрясения и работа по их исследованию.
«Крым», № 1 (5), 1928.
Соколов Д. В. и Фиолетова А. Ф. Новые данные о кислых вулканиче-
ских породах Kapa-Дага в Крыму. Тр. Ин-та строит, мат., вып. 34, М., 1930.
Соколов Д. В. Кар ад аг в Крыму. Мат. Азово-Черноморского геол. упр.
вып. 23. Ростов н/Д, 1948.
Соколов Д. С. Основные условия развития карста. Госгеолтехиздат, 1962.
Соколов Н. A. Mastodon arvernensis и Hipparion gracile из третичных обра-
зований Крыма. Тр. С.-петерб. об-ва естесг., т. XVIII, 1882; т. XV, № 1, 1883.
Соколов Н. А. Нижнетретичные отложения южной России. Тр. Геолкома,
т. IX, № 2, 1893.
Соколов Н. А. Заметки об острове Березани л дислокациях понтических
отложений в области Сиваша и Перекопского залива. Изв. Геолкома, т. 13, № 6—7,
стр. 241—248, 1894.
Соколов Н. А. О происхождении лиманов южной России. Тр. Геолкома,
т. X, № 4, 1895.
Соколов Н. А. Способ и время образования лиманов южной России. Тр.
С.-петерб. об-ва естеств., т. XXII, № 2, 1899.
Соколов Н. А. К истории причерноморских степей с конца третичного пе-
риода. «Почвоведение», № 2, стр. 105—124; № 10, стр. 197—220, 1904.
Сократов Г. И. О пермских отложениях в Крыму и их месте в генетической
структуре Крыма. ДАН СССР, т. 71, № 4, 1950.
Сократов Г. И. Некоторые особенности литологии и складчатой структуры
таврической толщи Крыма. Уч. зап. Ленингр. горн, ин-та, т. 30, вып. 2, 1955.
Соллогуб В. Б. Про границю Росшсько! платформи в межах Украшсько!
РСР. Доп. АН УРСР, № 6, 1958.
Соллогуб В. Б. Деяю дан! про блокову будову твдня Украшсько! РСР.
Доп. АН УРСР, № 3, 1959.
Соллогуб В. Б. Тектоника передовых прогибов Альпийской области и сопре-
дельных районов Европейской части СССР. Изд. АН УССР, 1960.
Соллогуб В. Б. Тектоническое районирование юга Украины и Кубани по
геофизическим данным. Сб. Ин-та геофиз. АН УССР, вып. 1 (3), 1962.
Соллогуб В. Б., Чекунов А. В., Павленкова Н. И., Гаркален-
ко И. А., Хилинск'ий Л. А., Шлорт Л. П. Строение земной коры равнинного
Крыма и Присивашья по геофизическим данным. «Сов. геология», № 8, 1964.
Соллогуб В. Б., Чекунов А. В., Павленкова Н. И., Хилин-
ский Л. А., Гаркаленко И. А., Ш п о р т Л. Г., Никифору к Б. С., Боро-
дулин М. А. Глубинное строение равнинного Крыма и Присивашья по геофизиче-
ским данным. Ин-т геофиз. АН УССР, геофиз. сб., вып. 6 (8), 1963.
Соллогуб В. Б., Чекунов А. В., Павленкова Н. И., Хилин-
с к и й Л. А. Природа Новоцарицынской гравитационной аномалии в равнинном
Крыму по данным сейсмических исследований. Ин-т геофиз. АН УССР, геофиз. сб.,
вып. 8 (10), 1964.
Соллогуб В. Б., Гаркаленко И. А., Чекунов А. В. Тектоническое
строение северо-западной части Черного моря по геофизическим данным. ДАН СССР,
т. 162, № 6, 1965.
Соллогуб В. Б., Гаркаленко И. А., Чекунов А. В., Дьячкова А. Я.
Тектоника северо-западной части Черного моря и прилегающих районов по геофизи-
ческим данным. Карпато-Балканская геол, ассоц. VII конгресс. Ч. VI, 1965. София.
Сомин М. Л., Белов А. А. К истории тектонического развития зоны
южного склона Большого Кавказа. Геотектоника, № 1, 1967.
Сорокин Л. В. Определение значения силы тяжести на Черном море. Докл.
сов. делегации, VII конф. Балк, геофиз. комис., вып. V, 1934.
С орский А. А. О причинах отсутствия гранитного слоя в осевой части Чер-
ного моря и Южно-Каспийской впадины. БМОИП, отд. геол., № 3, 1-966.
Стеценко В. Соединение Азовского моря с Черным через Сиваш. СПб, 1884.
Страхов Н. М. Геологические .условия возникновения гипергенных железных
руд внутри климатически благоприятных для них зон. «Сов. геология», № 1, 1941.
С т а щ у к М. Ф., С у п р ы ч е в В. А., X и т р о в М. С. Минералогия, геохимия
и условия формирования донных отложений Сиваша. АН УССР, Ин-т минер, ресур-
сов. Киев, 1964.
Стремоухов Д. П. Об ископаемой фауне и геологическом возрасте сланцев
Мегало-Яло. Дневн. IX съезда русск. естеств., стр. 21-22, 1894.
Стремоухов Д. П. Сланцы Мегало-Яло близ г. Балаклавы. Зап. об-ва лю-
бит. естеств., антроп. и этногр., т. VIII (5), 1894.
ЛИТЕРАТУРА
549
Стремоухов Д. П. О юрских сланцах Коктебеля (статья 2-я). Зап. геол. отд.
Моск, об-ва любит, естеств., антроп. и этногр., вып. I, стр. 61—73, 1911—1912.
Стремоухое Д. П. О юрских сланцах Коктебеля (статья 1-я). Мат. к позн.
геол, строения Росс, империи, вып. IV, стр. 1-16, М., 1913.
Стремоухов Д. II. Об аммонитах горы Эгер-Оба у Коктебеля. Зап. геол,
отд. Моск, об-ва любит, естеств., антроп. и этногр., вып. IV, стр. 45—69, М., 1916.
Стремоухов Д. П. Об аммонитах горы Эгер-Оба у Коктебеля. Изв. Моск,
отд. Геолкома, т. I, стр. 267-287, 1919.
Стремоухов Д. П. О юрских сланцах Кобзеля. Зап. Крым. горн, клуба.
Ялта, 1920.
Стремоухов Д. П. Гора Эгер-Оба у Коктебеля. БМОИП, отд. геол., нов.
сер., т. XXXI, 1922.
Струве. Керченский и Таманский полуострова в геологическом отношении.
Морской сб., т. XXX, № 7, 1857.
Субботина Н. Н. К находкам фораминифер в верхнем Майкопе на Север-
ном Кавказе. Тр. НГРИ, сер. Б, вып. 60, 1936.
Субботина Н. Н. Верхнеэоценовые лягениды и булиминиды юга СССР. Тр.
ВНИГРИ, нов. сер., вып. 69, 1953.
Субботин С. Н., Соллогуб В. Б., Чекунов А. В. Строение земной
коры основных геоструктурных элементов территории Украины. ДАН СССР, т. 153,
№ 2. 1963.
Субботин С. И. Строение земной коры впадины Черного моря, причины и
схема ее формирования. Геофиз. сб. АН УССР. Строение земной коры и физ. свойства
гор. пород, вып. 1. Киев, 1965.
Сумароков П. Досуги Крымского судьи или второе путешествие в Тавриду.
Ч. 1-2, с 2 атласами, 1803—1805.
Супрычев В. А. Глиняные катуны побережья Сиваша. Изв. Всес. геогр. об-ва,
т. 96, № 5, 1964.
Танфильев Г. И. Моря Каспийское, Черное, Балтийское, Ледовитое, Сибир-
ское и Восточный океан. М.-Л, 1931.
Тесленко А. В., Нечаев В. В. Тектоническая схема акватории Азовского
моря. «Сов. геология», № 9, 1964.
Т и х а н о в с к и й И. Н. Симферопольская сейсмическая станция Академии наук
СССР при Крымском научно-исследовательском институте. Тр. Крым, науч.-
иссл. ин-та, т. II, вып. 2, 1929.
Тиханов с кий И. И. Глубина залегания очага Крымских землетрясений.
Тр. Крым, науч.-иссл. ин-та, т .III, вып. 1, 1930.
Тихий М. И. Рыбы из Крымского палеолита. Бюлл. Комис, по изуч. четверт.
периода, № 1, 1929.
Торцов Н. К. К петрографии Крыма. Некоторые породы окрестностей Бала-
клавы’ и Георгиевского монастыря. Изв. Петроград, политехи, ин-та, № 2, т. 23, 1915.
Т р а щ у к Н. Н. Про гамершську терасу на швнгчно-захщному узбережж! Кер-
ченського швострова. Доп. АН УРСР, № 3, 1965.
Троицкий Н. А., Киселев А. Н. Растительность и животный мир Крыма.
Крымиздат, 1952.
Тугаринов А. Л. Птицы Крыма времени вюрмского оледенения. Тр. сов.
секции Междунар. асе. по изуч. четверт. периода, вып. 1, 1937.
Тула Ф. Геологическая история Черного моря. Пер. с немецкого. «Естествозн.
и географ.», № 5, 1900.
Тулин Ф. Г. Грязевое извержение в Азовском море. Бюлл. погоды Черного
и Азовского морей, № 24, за 21—31 августа, 1934.
Туманская О. Г. О пермо-карбоновых аммонеях Крыма. Зап. геол. отд.
Моск, об-ва любит, естеств., т. V, 1916.
Туманская О. Г. Новые выходы пермо-карбоновых и лейасовых известняков
между р. Мартой и дер. Бешуй. Отчет Геолкома за 1924 г. Изв. Геолкома, т. 44, 1925.
Туманская О. Г. Отчеты о работах в Крыму. Годовой отчет Геолкома за
1925—1926 гг. Изв. Геолкома, т. 46, 1927.
Туманская О. Г. Пермо-карбоновые отложения Крыма. Ч. 1, ГГРУ, 1931,
ч. 2, 1935.
Туманская О. Г. О параллелизации нижнепермских слоев Крыма и Урала.
Изв. ВГРО, т. 51, вып. 21, 1932.
Туманская О. Г. Горизонты перми Крыма. «Пробл. сов. геологии», № 5—6,
1937.
Туманская О. Г. О параллелизации пермских отложений Крыма и Тимора.
«Пробл. сов. геологии», № 7, 1937.
Туманская О. Г. О представителях нового рода в пермских отложениях.
Ежегодник палеонтол. об-ва, т. I, 1937.
Туманская О. Г. О представителях сем. Adrianuidae Schwinde W о i f.
БМОИП, т. XIV, отд. геол., т. XV, № 4, 1937.
г50 ЛИТЕРАТУРА
Ту майская О. Г. Пермские отложения Крыма. Тезисы докладов XVII Между-
нар. геол, конгр., 1937.
Ту майская О. Г. Стратиграфия пермской системы по аммонеям. Тезисы
докладов XVII Междунар. геол, контр., 1937.
Туманская О. Г. О новом роде Tauroceras из пермских отложений Крыма
и Сицилии. «Сов. геология», № 8-9, 1938.
Туманская О. Г. О новых родах сем. Papanoceratidae Hyatt. «Сов. геоло-
гия», № 12, 1938.
Туманская О. Г. К вопросу о параллелизации пермских отложений СССР
с отложениями других стран. БМОИП, отд. геол., т. XVII (2-3), 1939.
Туманская О. Г. О распределении фауны аммоней в нижнепермских отложе-
ниях Крыма. ДАН СССР, т. 26, № 3, 1940.
Туманская О. Г. К стратиграфии пермских отложений Крыма. ДАН СССР,
т. 32, № 4, 1941.
Туманская О. Г. О нижнекаменноугольных отложениях Крыма. Изв. АН
СССР, сер. геол., № 2, 1951.
Т у р л е й Г. Булганакська трупа грязьових вулкашв. Тр. Харьюв. тов. доел,
пр., 1930.
Турцев А. А. К вопросу о магнитной аномалии на Кара-Даге в Крыму. Изв.
АН СССР, VI сер., т. XXI, № 9-11, 1927.
Успенская Н. Ю. Случай высокого нахождения морских ракушечников на
южном побережье Крыма. Тр. Ленингр. об-ва естеств., вып. 1, 1927.
Устинова Т. И. Карст в степном Крыму. Сб. «Вопросы карста на юге Евро-
пейской части СССР». Изд. АН УССР, 1956.
Устинова Т. И. Опыт расшифровки карстового рельефа на Караби-яйле
в Крыму. Науч. зап. Львов, ун-та, т. 40. Львов, 1957.
Устинова Т. И. Массив Караби-яйлы в Восточном Крыму. Изв. Крым. отд.
Геогр. об-ва СССР, вып. 6. Симферополь, 1961.
Устинова Т. И. Карстологическое районирование Крыма на примере массива
Караби-яйлы. Тр. Науч, совещ. по природно-геогр. районированию УССР. Киев. гос.
ун-т, 1961.
Фа ас. Ископаемые ежи из коллекции Геол, комитета и геологии, музея Акад. ’
Наук. Зап. минер, об-ва, т. XVIII, 1912.
Федоров П. В. Стратиграфия четвертичных отложений Крымско-Кавказского
побережья и некоторые вопросы геологической истории Черного моря. Тр. Геол, ин-та
АН СССР, вып. 88, 1963.
Федоров С. Ф. Грязевые вулканы Крымско-Кавказской геологической провин-
ции. Сб. «Результ. исслед. грязев. вулканов Крымско-Кавказской геол, провинции».
Изд. АН СССР, М.-Л., 1939.
Федорович Б. А. О возрастных соотношениях изверженных пород Крыма.
Изв. АН СССР, VI сер., т. XXI, № 1—2, 1927.
Федорович Б. .А. К вопросу о террасах в долинах Качи и Альмы в Крыму.
Изв. АН СССР, VII сер., 1929.
Федорович Б. А. Геологический очерк долины р. Коккозы в Крыму. Тр.
Крым, науч.-иссл. ин-та, т. III, вып. 1, 1930.
Ферсман А. Е. Материалы к исследованию цеолитов из окрестностей Сим-
ферополя. Тр. Геол, музея Акад. Наук, т. II, 1908.
Ферсман А. Е. Материалы к исследованию цеолитов России. Уэльсит из
окрестностей Симферополя, Тр. Геол, музея Акад. Наук, т. III, 1909.
Ферсман А. Е. Отчет Таврического губернского земства за 1910 г. Симфе-
рополь, 1910.
Ферсман А. Е. Исследование в области магнезиальных силикатов. Зап. Акад.
Наук, сер. VIII, т. 32, № 2, 1913.
Ферсман А. Е. Геохимический очерк Крыма. Избр. ооч., т. 5, АН СССР, 1959.
Филатов О. М. Морфология и условия развития структурных форм в юго-
восточном Крыму. «Сов. геология», № 2, 1961.
Филатов О. М. Морфологические типы складчатости в восточном Крыму.
Вести. МГУ, № 1, 1964.
Фирсов Л. В. Об абсолютном возрасте диабазовых порфиритов Крыма. Изв.
высш, учебн. завед., Геол, и разв., № 8, 1960.
Фирсов Л. В. Абсолютная датировка изверженных пород Крыма в качестве
реперных образований для байоса. Изв. АН СССР, сер. геол., № 4г 1963.
Формозов А. А. Пещерная стоянка Староселье и ее место в палеолите. Мат.
к иссл. по археол. СССР, вып. 71. Изд. АН СССР, 1958.
Фохт К. К. Заметки об экскурсии в Крыму. Остатки гиппариона близ Нико-
лаевки (окрестности Сак). Тр. С.-петерб. об-ва естеств., т. XVIII, 1887.
Фохт К- К- О третичных отложениях юго-западного Крыма. Тр. С.-петерб.
об-ва естеств., т. XIX, 1888.
Фохт К. К- О геологическом строении Евпаторийского плато. Тр. С.-петерб.
об-ва естеств., т. XX, протоколы, стр. V-VII, 1889.
ЛИТЕРАТУРА
551
Ф о х т к. К- О белых третичных мергелях Крыма. Тр. С.-петерб. об-ва естеств.,
т. XXI, № 1, стр. III, протоколы, 1891.
Ф о х т К- К. Об условиях залегания нижнего отдела крымского эоцена. Тр.
С.-петерб. об-ва естеств., т. XXI, протоколы, стр. XII, 1891.
Ф о х т К. К. О результатах изучения белых третичных мергелей Крыма. Тр.
С.-петерб. об-ва естеств., т. XXI, вып. 1, 1891.
Ф о х т К. К- Третичные отложения Крымского полуострова. Тр. С.-петерб. об-ва
естеств., отд. геол, и минерал., т. XXI, вып. 5, 1893.
Ф о х т К. К. Пять профилей через Крымские горы. Отчет Геолкома за 1899 г.
Изв. Геолкома, т. XIX, № 3, 1900.
Ф о х т К- К. О древнейших осадочных образованиях Крыма. Тр. С.-петерб.
об-ва естеств., т. XXXII, вып. 1, 1901.
Ф о х т К. К- Разрез буровой скважины на ст. Феодосия (Сарыголь) глубиной
320 саженей. Изв. Геолкома, т. XXIII, № 8, стр. 108, протоколы, 1904.
Фохт К. К. Геологические исследования Судакских гор, окрестностей Феодосии,
Биюк-Янышары, юго-западной части Крыма, района Кохлуза, бассейна Бельбека,
восточного Крыма, горы Агармыша, яйлы между Ялтой и Алуштой, между Алуштой
и Судаком, Кучук-Койского оползня. Отчеты Геолкома за 1900, 1903, 1904, 1905, 1908,
1909, 1910, 1911, 1912 гг. Изв. Геолкома, т. 20, № 3, 1901; т. 23, № 1, 1904; т. 24,
№ 1, 1905; т. 28, № 4, 1909, т. 30, № 3, 1911; т. 31, № 1, 1912; т. 32, № 1, 1913;
т. 34, № 6, 1915.
X а м и а ш в и л и Н. Г. Титонские аммониты Байдарской котловины в Крыму.
Тр. Ин-та палеобиологии АН Груз. ССР, № 6, 1963.
Хмелевский В. К-, Кузьмина Э. Н. К вопросу о глубине залегания па-
леозойского фундамента горного Крыма по геофизическим данным. Науч, отчет, конф,
геол, ф-та МГУ 9—14 марта 1966.
Хмелевский В. К., О г и л ь в и А. А., Либерман А. А. Особенности вер-
тикального геоэлектрического разреза Ялтинского и Ай-Петринского горных массивов.
Тр. Киев, компл. эксп., вып. 1, 1963.
Цебриков В. М. О некоторых крымских аммонитах. Вести, естеств., 1891.
Цебриков В. М. Отчет о работах в 1895 г. в Крыму. Отчет МОИП. Ежегодн.
по геол и минер. России, т. I, стр. 21, 1895—1896.
Цебриков В. М. Геологические исследования Караби-Яйлы и ее предгорий. %
Отчет Геолкома за 1901 г. Изв. Геолкома, т. XXI, № 2, 1902.
Цебриков В. М. Геологические исследования к юго-западу от Карасубазара.
Титон (АршШ, Казанлы). Отчет Геолкома за 1902 г. Изв. Геолкома, т. XXII, № 4,
стр. 258 (30), 1903.
Цебриков В. М. Восточная оконченность Караби-Яйлы. Отчет Геолкома за
1903 г. Изв. Геолкома, т. XXIII, № 1, 1904.
Ц е е б Я. Я. К систематике количественного учета микрофауны неогена. Зоол.
журн. АН СССР, т. XVI, № 3, 1937.
Цейс л ер В. М. Сверлящие моллюски из альбских отложений Крыма. БМОИП,
отд. геол., т. XXXIII, (3), 1958.
Цейс л ер В. М. Новые данные по стратиграфии и распространению нижне-
меловых отложений в Юго-Западном Крыму. Изв. высш, учебн. завед., Геол, и разв.,
№ 3, 1959.
Цитович К- А. О некоторых келловейских аммонитах Крыма и Мангышлака.
Ежегодн. по геол, и минер. России, т. XIV, 1912.
Цитович К. А. О некоторых меловых аммонитах Крыма. Зап. Киев, об-ва
естеств., 1912.
Чарномский В. Исследование вулканических туфов Кара-Дага. Мат. КЕПС,
№ 4, 1924.
Чекунов А. В. Геотектошчн! риси Азово-Кубансько! западини в палеоцен!.
Доп. АН УРСР, № 1, 1958.
Чекунов А. В. Геотектошчний розвиток Кримсько-Кавказького передового про-
гину i деяк! основн! його законом!рност!. Геол. журн. АН УРСР, т. XVIII, вип. 1,
1958.
Чекунов А. В. Геотектонические черты Азово-Кубанской впадины в верхне-
меловую эпоху. Изв. высш, учебн. завед., Геол, и разв., № 12, 1958.
Чекунов А. В. Геотектошчш риси Азово-Кубансько! западини в Майкоп! Доп.
АН УРСР, № 4, 1958.
Чекунов А. В. Геотектошчн! риси Азово-Кубансько! западини в середньому
i верхньому мюцен!. Вести. Киев, ун-та, № 2, 1961.
Чекунов А. В. О некоторых закономерностях развития Крымско-Кавказского
передового прогиба. ДАН СССР, т. 126, № 2, 1959.
Чекунов А. В. До тектошки Азово-Кубансько! западини ДАН УРСР; № 8,
1960.
Чекунов А. В. Геотектошчн! риси Азово-Кубансько! западини в плюцен! 1 ан-
тропоген!. Геол. журн. АН УРСР, т. XXI, вип. 2, 1961.
552
ЛИТЕРАТУРА
Чекунов А. В. Некоторые замечания к тектонике и истории развития Крым-
ско-Кавказского (Индоло-Кубанского) передового прогиба. Изв. высш. учеб, завед.,
Геол, и разв., № 10, 1961.
Чекунов А. В. Заложение и начальные моменты развития Азово-Кубанской
впадйны. Годичн. сб. Ин-та геофиз. АН УССР, вып. 2 (4), 1962.
Чекунов А. В. О перекопском поперечном поднятии в северном Крыму. Ин-т
геофизики АН УССР, геофиз. сб., вып. 8 (10), 1964.
Чекунов А. В. Основн! геотектошчш риси швшчно-зах!дно! застини Чорного
моря в неоген!. Доп. АН УРСР, № 5, 1966.
Чекунов А. В., Гаркаленко И. А., Харечко Г. Е. Глубинные разломы
Северного Причерноморья и сдвиговые перемещения по ним. Изв. АН СССР, сер.
геол. № 11, 1965.
Чекунов А. В., Гаркаленко И. А., Харченко Г. Е. Древние докембрий-
ские разломы Русской платформы и их продолжение в Северном Причерноморье.
Геофиз. сб. АН УССР, вып. 3(14), 1965.
Чекунов А. В., Рябчун Л. И. Геотектонические черты северо-западной части
Черного моря в среднем — верхнем миоцене и плиоцене по геофизическим данным.
Геофиз. сб. АН УССР, вып. 3 (14), 1965.
Черноморские землетрясения в 1927 г. и судьбы Крыма. Сб. статей В. А. Обру-
чева, П. М. Никифорова, П. А. Двойченко и др. Изд. Крым, науч.-иссл. ин-та, 1928.
Черняк Н. И. К истории развития Причерноморской впадины. Тр. УкрНИГРИ,
вып. 2, 1959.
Черняк Н. И. Новые данные о геологическом строении Меловой и Октябрь-
ской структур Тарханкутского полуострова. «Нефт. и газ. промышл.», № 2, Киев, 1962.
Черняк Н. И. О тектонической структуре степного Крыма и перспективах его
нефтегазоносности. Сб. III. Тр. УкрНИГРИ «Вопросы геологии нефтегазоносных рай-
онов Украины». Гостоптехиздат, 1963.
Черняк Н. И. К истории развития южной окраины Русской платформы. Тр.
УкрНИГРИ, вып. V, 1963.
Черняк Н. И. История развития Причерноморской впадины в меловое время.
Карпато-Балканская геол, ассоц. VII конгресс, София. Доклады, ч. I, 1965.
Черняк Н. И. Причерноморская впадина в меловое, палеогеновое и неогено-
вое время. В кн. «Геология и геохимия нефтяных и газовых месторождений. Изд.
«Наукова думка», 1965.
Черняк Н. И., Богаец А. Т., Волошина А. М. Тектоника, литология и
фации отложений мезокайнозоя Северного Причерноморья. Аннотации науч.-иссл. ра-
бот. «Нефт. и газ. промышл.», вып. 1. Киев, 1962.
Черняк Н. I., Богаэць О. Т., Плахотний Л. Г. До питания про Пере-
копську поперечну структуру. Доп. АН УРСР, № 5, 1966.
Черняк Н. И., Волошина А. М., Орлова-Турчина Г. А., Савици-
на А. А., Шестопал Б. А., Кутовая Д. В., Плахотный Л. Г. Изучение
фаций и коллекторских свойств эоценовых, палеоценовых и меловых отложений юж-
ного борта Сивашского и Каркинитского 'Прогибов. Тр. УкрНИГРИ, вып. X, 1965.
Черняк Н. И, Бунич С. Ф. Новые данные о пирокластических породах из
альбских отложений Тарханкутского полуострова. ДАН СССР, т. 146, № 1, 1962.
Черняк Н. И., Швембергер Н. А. Тектоническое развитие западной части
Скифской платформы в меловое и палеогеновое время (северное Причерноморье и
Приазовье). Мат. по регион, геол. СССР. Изд. «Недра», 1964.
Чир в инская М. В., Гуревич Б. Л. К вопросу о тектонике Причерномор-
ской впадины. «Сов. геология», № 4, 1959.
Ч ирвинский П. Н. Краткий обзор грязевых вулканов Керченского полу-
острова. Зап. Киев, об-ва естеств., т. 20, вып. 3, 1908.
Ч и р в и н с к и й П. Н. К вопросу о возрасте вулканических извержений в Крыму.
Ежегодн. по геол, и минер. России, т. XV, вып. 8—9, 1913.
Чирв и нс кий П. Н. Изверженные породы, вулканические брекчии и туфы
Кара-Дага в Крыму. Изв. Донск. политехи, ин-та, т. V. Новочеркасск, 1916.
Шалимов А. И. Новые данные по стратиграфии верхнетриасовых и нижне-
и среднеюрских образований юго-западной части Горного Крыма. ДАН СССР, т. 132,
№ 6, 1960.
Шалимов А. И. О соотношении отложений палеоцена и эоцена в пределах
Салгир-Альминского междуречья и о развитии структуры Крыма в верхнемеловое
палеогеновое время. Зап. Ленингр. горн, ин-та, № 42, 1962.
Шалимов А. И. Некоторые новые данные по стратиграфии, литологии и про-
исхождении флишевой таврической серии (Горный Крым). Зап. ЛГИ, т. 42, вып. 2,
1962.
Шалимов А. И. Вопросы стратиграфии и происхождение флишевой тавриче-
ской серии (Горный Крым). Тр. Ленингр. об-ва естествоиспыт., т. 73, № 1, 1963.
Шалимов А. И. Зональность явлений палеовулканизма в структурах горного
Крыма. В сб. «Проблемы вулканизма». Мат. ко II Всесоюз. вулканолог, совещ. Пе-
тропавловск-Камчатский, 1964.
ЛИТЕРАТУРА
553
Шалимов А. И. Новые данные по тектонике ядра сводового поднятия горного
Крыма. Зап. Ленингр. горн, ин-та, т. XLIX, вып. 2, 1965.
Шалимов А. И. Новые данные по тектонике горного Крыма. В сб. «Природн.
и труд, ресурсы Левобереж. Украины и их использование», т. 6. Изд. «Недра», 1965.
Ш ал и мов А. И., Миклухо-Маклай А. Д. Стратиграфическое положение
глыб пермских известняков в бассейне р. Альма. Изв. высш, учебн. завед., Геол, и
разв., № 9, 1960.
Шаля А. А. О возрасте и происхождении туфогенных песчаников в нижнеме-
ловых отложениях Крыма. Тр. МГРИ, вып. 39, 1963.
Шаля А. А. К вопросу о возрасте и происхождении альбских песчаников за-
падного Крыма. Тр. МГРИ, вып. 38, 1963.
Шапошников Д. П. Особенности минерального состава таврической свиты
Крыма. ДАН СССР, т. 128, № 2, 1959.
Шапошников Д. П. К минералогии отложений таврической формации
Крыма. Сб. «Вопросы минер, осадочн. образований», кн. 6. Львов, гос. ун-т, 1961.
Шар данов А. Н. Современная структура Предкавказья и Степного Крыма.
«Геология нефти и газа», № 9, 1959.
Шар да нов А. Н. Геологическая история Керченско-Таманского прогиба. Тр.
Краснодар, фил. ВНИИ, вып. 10, 1962.
Ш а р д а н о в А. Н., М а л ы ш е к В. Г., Пекло В. П. О корнях грязевых вул-
канов Таманского полуострова. Тр. Краснодар, фил. ВНИИ, вып. 10, 1962.
Ш в а н о в В. Н. Литостратиграфия и структура таврической свиты в бассейне
р. Бодрак в Крыму. Вест. Ленингр. ун-та, сер. геол., № 6, вып. 1, 1966.
Ш в е й е р А. В. Об остракодах акчагыльских отложений Северного Кавказа и
таманских пластов Керченского полуострова. Тр. Нефт. геол.-разв. ин-та, сер. В,
вып. 62, 1936.
Шв ембергер Н. А. Тектоника и основные этапы развития Скифской плиты.
В кн. «Молод, платф., их тектоника и перспективы нефтегазоносности». Изд. «Наука»,
1965.
Швец Ф. П. Сообщение о слоях Тобечика. Зап. Юрьевск. об-ва естеств., 1909.
Швец Ф. П. Предварительный отчет об экскурсии на Керченский полуостров
1908 г. Новые виды киммерийской фауны. Протоколы Юрьевск. об-ва естеств., т. XXI,
№ 1-2, стр. 81—96, с 1 табл. Реф. зап. Крымск, об-ва естеств., т. III, стр. 194—195,
1912.
Швец Ф. П. Фауна чокракского известняка Керченского полуострова. Зап. ми-
нер. об-ва, 4. 49, 2 сер., 1912.
Ш е м я к и н П. Н. Новые виды шестилучевых кремневых губок из мезозойских
отложений Крыма. Палеонт. сб. Львов, геол, об-ва, № 2, вып. 2, 1965.
Шемякин П. Н. О перерыве осадконакопления перед валанжином в юго-
западном Крыму. Веста. ЛГУ, № 6, вып. 1, 1965.
Ш ем якин П. Н. Стратиграфическое положение «губкового горизонта» в юго-
западном Крыму. Веста. ЛГУ, № 24, вып. 4, 1965.
Шепард Ф. Геология моря. Перевод с англ. М., ИЛ, 1951.
Ш е п е л ь С. А. Колебание дна Керчь-Еникальского пролива. Бюлл. поч. Черн.
и Азовск. морей, № 30, 1926.
Шильников П. А. Отчет о работе в Крыму в 1923 г. Отчет Геолкома за
1923 г. Изв. Геолкома, т. 43, № 2, стр. 112, 1924.
Шильников П. А. Краткий отчет о работе в Крыму в 1926 г. Отчет о сост.
и деят. Геолкома за 1925—-1926 гг., стр. 165—166. Изв. Геолкома, т. XLVI, 1927.
Шимановский С. В. Сообщение о Крымском землетрясении в 1927 г. Изд.
Крымск, науч.-иссл. ин-та, 1929.
Ш л я п и н а Е. В. Изучение диатомовых из верхнего сармата Керченского полу-
острова. Отчет о деят. Нефт. геол.-разв. ин-та за 1936 г. Л., 1939.
Ш рейдер Г. Ф. Остракоды миоцена Крымско-Кавказской области. «Пробл.
палеонт.», т. V, 1939.
Штебер Э. К вопросу о происхождении продуктов извержения грязевых вул-
канов. Зап. Екатер. горн, ин-та, 1912.
Штебер Э. П. Чередование бурных и спокойных извержений грязевых вулка-
нов. Изв. НТО при Екатер. горн, ин-те, 1913.
Ш т у к е н б е р г А. А. Об исследованиях в юго-западном Крыму. Тр. С.-петерб.
об-ва естеств., т. III, стр. XXVI, 1871.
Штукенберг А. А. О существовании в постплиоценовых слоях по Южному
берегу Крыма, кроме ныне живущих моллюсков, также и вымерших. Тр. С.-петерб.
об-ва естеств., т. IV, вып. 1, 1872.
Штукенберг А. А. О фауне сарматского известняка в юго-западном Крыму.
Тр. С.-петерб. об-ва естеств., т. IV, вып. 1, 1872.
Штукенберг А. А. Геологический очерк Крыма. Мат. для геол. России,
т. V, стр. 207-310, 1873.
Штукенберг А. А. О кристаллических породах Крыма. Тр. С.-петерб. об-ва
естеств., т. V, вып. 2, 1874.
554
ЛИТЕРАТУРА
Шустов Б. С. Географические наблюдения в районе Тарханкутского 'полу-
острова и по западным берегам Крыма летом 1927 г. «Крым», № 2 (17), 1928.
Шустов Б. С. Из истории изучения Азовского моря и его берегов. Уч. зап.
МГУ, вып. 48, 1941.
Ш у ц к а я Е. К- Стратиграфия нижних горизонтов палеогена Центрального Пред-
кавказья по фораминиферам. Тр. Ин-та геол, наук, вып. 164, 1956.
Шу цка я Е. К. Стратиграфия палеоцена и эоцена Крыма. БМОИП, отд. геол.,
т. 32, № 3, 1957.
Шуцкая Е. К. Стратиграфия нижнего палеогена Крыма. Тр. ВНИГНИ, вып. X,
1958.
Шуцкая Е. К. Фораминиферы верхних слоев «датско-монтских» известняков
юго-западного Крыма. Палеонт. сб. Тр. ВНИГНИ, вып. IX, 1958.
Шуцкая Е. К- Стратиграфия нижнего палеогена северного Предкавказья и
Крыма. Палеог. отлож. юга Европ. части СССР. 1960.
Шуцкая Е. К- Фораминиферы верхнего палеоцена юго-западного Крыма (Бах-
чисарайский р-н). Палеонт. сб: № 3. Гостоптехиздат, 1960.
Шуцкая Е. К- Пограничные слои эоцена и олигоцена Бахчисарайского района
и описание характерных аномалинид. Мат. по геол, и нефтегазоносности юга СССР.
Тр. ВНИГНИ, XXXVIII, 1963.
Шуцкая Е. К-, Швембергер Ю. Н., X а сия а Г. И. Уплощенные глобо-
раталии из верхнепалеоценовых и нижнеэоценовых отложений Крыма, Предкавказья
и Закаспия. Тр. ВНИГРИ, вып. 44, 1965.
Щербаков Д. И. Материалы по петрографии Крыма. Леменский выход извер-
женных пород. Изв. С.-петерб. политехи, ин-та, т. XXI, вып. 2, 1914, т. XXIII, 1915.
Щербаков Д. И. Зеленокаменные породы Алупки. Сб. научн. работ, посвя-
щенных проф. Ф. Ю. Левинсон-Лессингу в честь 30-летия его науч.-иссл. деят., 1915.
Щербаков Д. И. К строению западной части Южного берега Крыма. Тр.
Ленингр. об-ва естеств. Прот. геол, отд., 1923.
Щерик Е. А. Степной Крым, Западное и Центральное Предкавказье. Текто-
ника нефтегазоносных областей, т. II. Гостоптехиздат, 1958.
Щерик Е. А., Атанасян С. В., Жабр ев а П. С., Марков П. К., Улья-
нова С. А. Геологическое строение, история развития и условия нефтегазоносности
Октябрьского месторождения (Степной Крым). Особен, геол, строения и нефтегазон.
Предкавказья и сопред. районов. Изд. «Наука», 1965.
Эберзин А. Г. К стратиграфии надрудных слоев Кймыш-Буруна (Керчен-
ский полуостров). Изв. Геолкома, т. 48, № 10, 1929.
Эберзин А. Г. К стратиграфии плиоцена северо-западной части Керченского
полуострова. Отчет о деят. АН СССР за 1929 г., вып. 2, 1930.
Эберзин А. Г. Элементы акчагыльской фауны в восточном Крыму и западной
части Керченского полуострова. Изв. АН СССР, 1931.
Эберзин А. Г. Геологические исследования железорудных месторождений Кер-
ченского полуострова. Тр. ВГРО, вып. 325, стр. 129, 1933.
Эберзин А. Г. О пластах чауды Таманского полуострова. ДАН СССР, № 8—9,
1935.
Эберзин А. Г. Стратиграфия и фации среднего плиоцена Черноморского бас-
сейна. Отчет о деят. АН СССР в 1934 г., 1935.
Эйнор О. Л., Вдовенко М. В. История изучения и новые данные по фауне
верхнего палеозоя Крыма. Науков! зап. Кшвск. ун-та, т. XVIII, вип. VI, 1959.
Эйхвальд Э. Первобытный мир России. Изд. С.-петерб, минер, об-ва, 1840.
Эристави М. С. О подразделении нижнемеловых отложений Крыма. ДАН
СССР, т. 101, № 4, 1955.
Эристави М. С. Сопоставление нижнемеловых отложений Грузии и Крыма.
Изд-во АН СССР, 1957.
Юрк Ю. Ю„ До бр©Вольская Т. И. Рифейские и палеозойские валуны
гранитов Крыма. В сб. «Доклады Карпато-Балкан. геол, ассоц. VII конгресс», т. III,
София, 1965.
Юрк Ю. Ю., Добровольская Т. И. О рифейском возрасте гранитных га-
лек и валунов из верхнеюрских конгломератов восточной части Горного Крыма. В кн.
«Геохронология докембрия Украины». Изд. «Наумова Думка», Киев, 1965.
Яковлев А. О характере кристаллических горных пород Крымского полу-
острова. «Горн, журн.», т. III, 1881.
Яковлев А. К вопросу о происхождении Крымских кристаллических пород.
Зап. С.-петерб. минер, об-ва, сер. II, ч. 17, стр. 231, 1882.
Яковлев Н. Н. Остатки мезозавра из верхнемеловых отложений юга России.
Изв. Геолкома, т. XX, 1901.
Янин Б. Г. Новые данные по стратиграфии альба Бахчисарайского района
(Крым) (Автореф. докл., прочит. 26/ХП—1961). БМОИП, отд. геол., т. 37, № 3, 1962.
Янин Б. Г. К стратиграфии верхнего альба Бахчисарайского района Крыма.
Вопросы регион, геол. СССР, 1964.
ЛИТЕРАТУРА
555
Янович В., Джюшкэ Д-, Мутихак В., Мирэуце О., Кириак М.
Общий обзор геологии Добруджи, V конгресс Карпато-Балкан. геол, ассоц. Гид экс-
курсий, Бухарест, 1961.
Ястребова Л. А. Отчет о работах Крымской экспедиции КИМП 1937 г.
Уч. зап. МГУ, вып. 19, 1938.
A b i с h, Н. Etudes sur les presq’iles de Kertsch et le Taman Bull. Soc. Geoi. de
France, Ser. 2. t. XXI, 1864.
A b i c h, H. Ein Blick auf die Halbinseln Kertsch und Taman. Jahrb. dec К. K- Geol.
R. Anstalt. XIV, Wien, 1864.
A b i c h, H. Einleitende Grundzuge der Geologie der Halbinseln Kertsch und Taman.
Mem. de 1’Acad. Sc., St. Petersbourg., t. IX, Ser. VII, N 4, 1865.
A b i c h, H. Karten und Profile zur Geologie der Halbinseln Kerstch und Taman,
Geologische Fragmente. Wien, 1887.
Andrussow, N. Mediterranschichten in der Krim und am Kaukasus. Annal.
d. К. K. Nat. H. Museum. Bd. 11, N 2, Sc. 76—78, Wien, 1887.
Andrussow, N. Sur 1’etat du bassin de la mer Noire pendant 1’epoque pliocene.
Mem. Geol. et Paleont., t. 1, N 2, pp. 165—176, St. Petersbourg, 1892.
Andrussow, N. Kritische Bemerkungen fiber die Entstehungshypdthesen. d. Bos-
phorus u. d. Dardanelles Sitzb. Nat. Ges., t. XVII., Juriew, 1900.
Andrussow, N. Ueber das Auftreten der Marin—Mediterranen—Schichten in
der Krim. Verhandl. d. К- K. Geol., R. Anst., N 11, S. 4. 1884.
Andrussow, N. Ueber das Alter der unteren dunkeln Schieferthone auf der Halb-
insel Kertsch. Verhandl. d. К- K. Geol. R. A., N 8, SS. 213—216, 1885.
Andrussow, N. Die Schichten von Kamyschburun und der Kalkstein von Kertsch
in der Krim. Jahrb. d. К. K. Geol. R. A. XXXI, I, Heft 127, S. 140, Wien, 1886.
Andrussow N. Ueber zwei neue Isopodenformen aus neogenen Ablagerungen.
Neues Jahrb. ffir Miner., Bd. 11, Heft 2, SS. 155—174, 1886, (I Tafl., F Fig.).
Andrussow, N. Die Schichten mit Spanioden Barboti Stuck in der Krim und
im Kaukasus. Тр. С.-петерб. об-ва естеств., т. XIX, 1—20, 1886.
Andrussow N. Eine fossile Acetabularia als Gesteinbildungsorganismus. An. d.
К. K. Natur. Hof. Museum, Bd. 11, N 2, S. 76—78, Wien, 1887.
Andrussow N. Die Schichten von Cap Tschauda. Annal. d. К- K. Naturh. Hof-
museums, v. N 1, 66, 1890 (Taf. 1).
Andrussow N. Eine Bemerkung fiber die stratigraphische Stellung der Helix-
schichten von Kertsch. Verhandb. d. К. K. Geol. K. A. N 11, S. 22—29, 1897.
Andrussow N. Sfidrussische Neogenablagerungen. I. Aelteres Miocan. Ver-
handl. d. K. Russ. Mineral. Ges., 1897, Bd. XXXIV, SS. 195—242.
Andrussow N. Sfidrussische Noegenablagerungen. II. Sarmatische Stufe. Ver-
handl. d. K. Russ. Miner. Ges., Bd. XXXVI, SS. 101—170, 1899.
Andrussow N. Die stidrussischen Neogenablagerungen. III. Sarmatische Stufe.
Fortsetzung und Schluss. Verhandl. K. R. Mineral Ges., Petersburg, Bd. XXXIX, N 2,
S. 337—495, 1902.
Andrussow N. Sfidrussische Neogenablagerungen. IV. Maotische Stufe. Ver-
handl. d. K. Russ. Mineral Ges., Bd. XLII, SS. 289—449, St. Petersbourg, 1906.
Andrussow N. Ueber Epiphilum simmetricum Lomn. Sitzung. d. Natur. Univ.
Juriew (Dorpat), XII, 248—249. 1899.
Andrussow N. Studien fiber die Brackwassercardiden. Lief. I. Phyllicardium,
Limnocardium Dudmania, Mem. de Acad, des Sc. Petersbourg. vol. XIII, N 3, pp. 1—82,
1903, Lief. II. Gattung Didacna. Mem. de 1’Acad. des Sc. Petersbourg, 1910.
Andrussow, N. Die fossilen Bryozoenriffe der Halbinseln Kertsch und Taman.
Lief. I, II, III, 144 pp., 71 Fig., XIV Taf. Kiew, 1909—1912.
Andrussow, N. La mer Noire. Guide des excurs. du VII Congres Geol. Intern.
XXIX, St. Petersbourg, 1897.
Andrussow, N. Environs de Kertsch. Guide des excurs. du VII Congres Geol.
Intern., St. Petersbourg, XXX, 1897.
Andrussow, N. Einige Resultate der Tiefseeuntersuchungen im Schwarzen
Meere. Mitt. d. Geogr. Ges., Wien, 1893.
Andrussow, N. Le Pliocene de la Russie meridionale d’apres les recherches re-
centes. Mem. de la Soc. des Sciences de Boheme, v. 11, Prague, 1927.
Ansted, D. T. On the mud volcanoes of the Crimea and relation of these and
similar phenomena to deposits of petroleum. Pros. Roy. Inst., vol. IV, London, 1866.
556
ЛИТЕРАТУРА
Ansted, D. T. On petroleum springs in the shores of the sea of Azof. Quart.
Journ. Geol. Soc., vol. II, 1864.
В a i 1 y, W. Description of fossil Invertebrata from the Crimea. With a note of the
geology of the neighbourhood of Sebastopol and Southern coast of the Crimea, by Capt.
С. T. Coeburn. Quart. Journ. of the Geol. Soc. of London, vol. XIV, 1858.
В a i 1 у W. On fossils from the Crimea. With descriptions of some new species,
principally in the collection of the Royal Dublin Society. Proc, of Royal Dublin Society,
1859.
В a r r a i s M. Les roches eruptives de la Crimee. Bull, de la Soc. Geol. de la
France, 3 ser., t. XXV, N 7, pp. 726, Paris, 1897.
Bayard. Note sur les gisements de minerals de fer des presque’iles de Kertsch
et de Taman. Ann des Mines, ser. IX, Г5, Paris, 1899.
Berthold у, M. Fragments d’ossements fossiles en Crimee. Bull. Soc. Nat.
Moscow, v. VIII, 1835.
Bertrand, M. Les excursions du septieme Congres geologique international en
Russie. Bull. Soc. Geol. de France, 5 Ser., V. XXV, 1897.
В1 e a h u, M. Observation sur 1’evolution de la Zone d’lstria au cours des trois
derniers millenaires. Rev. Roum. de Geol. et Geographic. Bucuresti. t. VI, N 2, 1962.
Bonch-Osmolovsky, G. Neanderthal remains in the Crimea. Journ. Phys.
Anthr., N 8, 1925.
Bonch-Osmolovsky, G. and Gromow V. The Paleolithic in the Union
of the Soviet Socialist Republic. XVI Cong. Intern. Geol., 1933, vol. 2, Washington, 1938.
Born, A. Zum Problem der Vertikalverchiebung grosser Schollen. Publications
de 1’Institut Seismologique Ac. des Sc. de 1’URSS, № 32, 1933.
В г о i 1 y, F. Fauna der orbitolinenfiihrenden Schichten der untersten Kreide in
der Krim. Abh. К. Bayr. Ac. d. Wiss., Munchen, В. XXI, Abt. Ill, 1902.
Brunhes, J. La serie des phenomenes eruptives de la Russie meridionale
(Crimee et Caucase). Revue gener. d. Sc. pures, t. XI, p. 640, Paris, 1900.
Boule, M. L’homme de Neanderthal en Crimee. La paleontologie huihaine en
Crimee. L’Antropologie, t. XXXVI, № 5—6, p. 601, et 604, 1929.
С о q u a n d, H. Note sur la erase superieure de la Crimee. B. Soc. Geol. de France,
III, Ser., vol. V, pp. 86—99, 1877.
Choudoir S. On the Geological structure of the Crimea. Proceedings Geol.,
Soc., VI,. N 24, p. 342. London, 1832.
D a n i 1 о f f. Le district de Jalta. Etude de geographic physique. Paris, 1905.
Davitashvili, L. Ueber die Zusammensetzung und Herkunft der Fauna der
maotischen Stufe. Centralbl. fur Geol., Min., etc., Abt. B, N 3, 1930.
Demidoff A. Vouage dans la Russie meridionale et la Crimee execute en 1837,
4 vol. et 3 atl., Paris, 1840.
Deshayes. Observation sur les fossiles de la Crimee. Mem. de la Soc. Geol.
de France, 1837.
Diener, C. Bericht fiber die Excursionen des VII. Intern. Geologencongresses
durch die Krim. Mitt. К. K. Geograph. Ges., Wien, 41, S. 273, 85, 1898.
Dubois de Montpereux. Lettre (a E. Beaumont) sur les principaux phenomenes
geologiques du Caucase et de la Crimee. Bull. Soc. Geol. de France, v. VIII, 1837.
Dubois de Montpereux. Voyage autour du Caucase et en Crimee, t. V—VI, Paris,
1840—1843.
Egger, J. G. Der Bau der Orbitolinen und verwandten Formen. Abh. d. Math.
Phys. KI- d. K- K- Bayer. Akad. d. Wiss., Bd. XXI, 1902.
Egger, J. G. Erganzungen zum Studium der Foraminiferenfamilie der Orbitolini-
den. Abh. d. Math.-Phys. KI. d. К. K- Bayer. Akad. d. Wiss., Bd. XXI, 1902.
E i c h w a 1 d E. Lethaea Rossica. Palentologie de la Russie. St. Petersbourg,
1859—1868.
E i c h w a 1 d E. Fauna Caspio-Caucasica. Nonnullis observationibus novis illustra-
vit, Petropoli, 1840.
Engelhard, M. und Parrot V. Reise in die Krim und den Kaukasus. Berlin,
1815.
Favre, E. Etude stratigraphique de la partie sud-ouest de la Crimee, suivie de la
description de quelques echinides de cette region par M. P. de Loriol. Mem. de la Soc.
Phys, et d’Hyst. nat. Geneve, t. XXVI, 1877—1878.
Fedorovitsch, B. Sur 1’age des especes eruptives de la Crimee. Bull. Acad,
des Sc., Leningrad, 1927.
ЛИТЕРАТУРА
557
Fink, J Die Gliederung des Jungpleistozans in Osterreich. Mitt, der Geol. in
Wien, Bd. 54, 1962.
Fischer de Waldheim, G. Description de la Kefiekelite de la Crimee. Mem.
Soc. Natur. de Moscou, № 1, 1811.
Fischer de Waldheim, S. Sur quelques coquilles fossiles de la Crimee. Bull.
Soc. Natur. de Moscou, 1835.
Fischer de Waldheim, S. Notices sur quelques corps fossiles, recueillis aux
environs de Simferopol par M. Arendt. Bull, de la Soc. Natur. de Moscou, I, 86, 1850.
G i 11 e t, I. Essai de synchronisme du miocene superieur et du pliocene dans
1’Europe centrale et orientale. Bull, de la Soc. Geol. de France, t. Ill, № 5—6, 1933.
Goebel, F. Reise in die Steppen des siidlichen Russlands. В. I—II, Dorpat, 1837.
Goebel F. Ueber die in dem Bestande einiger Salzseen der Krim sich gehenden
Veranderungen. Bull. Acad. Sci. St. Petersbourg., T. V, 1863.
Golovkinsky, N. et Lagorio, A. Itineraire geologique’ d’Alouchta a Seba-
stopol. Guide des excurs. du VII Gongres Geologique International, XXXIII, St. Peters-
bourg, 1897.
H a b 1 i t z 1, K. Description physique de la Tauride. St. Petersbourg, 1785.
Harpe (M. de la). Liste des nummulites de Crimee. Bull, de la Soc. Vaudoise
des Sc. natur., v. 27, 1875.
Haug E. Traite de Geologie, t. II, pp. 1035—1071.
Hautpick E. Oil fields of the Crimea. Miner. Jour., t. 129, 1920.
Hebert, M. La craie de la Crimee comparee a celle de Meudon. Reponse a
M. Goquand. Bull, de la Soc. Geol. de France, III, Ser. IV, 1877.
Helmersen. Rapport sur quelques roches de la Russie meridinale au Musee
Mineralogique. Bull.-Acad. Sc., St. Petersbourg, V. 1839.
H e e z e n В. C. and Ewing M. Orleansville earthquake and turbidity currents.
An. Ass. Petrol. Geol. Bull., 39, № 12, Tulsa, 1955.
Hoffman. Reise nach Odessa und der Krim. Bull, de L’Acad. Sc. de St. Peters-
bourg, 1839.
Hiommaire de Hell. Consideration geologique, physique et geographique des step-
pes de la mer Caspienne, du Caucase, de la Crimee et de la Russie meridionale. V. I—
II—III, Paris, 1843—1845.
Hornes R. Tertiar—Studien. II. Die Sarmatische Fauna von Jenicale an der
Kertschstrasse. III. Die Valenciennia-Schichten von Taman an der Kertschstrasse. IV.
Die Fauna der Eisenschichten-Thon (Congerienschichten) an der Kertschstrasse. Jahrb.
d. К. K. Geol. R. Anst., XXIV, 1874.
H u о t. Voyage geologique en Crimee et dans la presqu’ile de Taman execute
en 1837 sous la direction de A. Demidoff. Voyage dans la Russie Meridionale et la
Crimee. Paris, v. 1—4, 1840—1842.
Karakasch, N. Note sur la cretace inferieure de Biassala (Crimee). Ann.
de 1’Univers, de Grenoble, XVI, Trav. du Laborat. de 1’Univers, de Grenoble, VI, 1,
93—106, 1902.
Karakasch, N. Ueber einige Neocomablagerungen in der Krim. Sitzungsber.
d. K. Akad. der Wiss., Wien, Bd. 98, 1889.
Keyes С. K- Geographic development of the Crimea. Proceed. Iowa. Acad. Sci.,
pp. 52—54, 1898.
Kilian, W. Untere Kreide. Lethaea geognostica. II, Teil 3, Bd. Stuttgart, 1910.
К u e n e n Ph. H„ Migliorini G. I. Turbidity currents as a cause of graded
Bedding. Journ. Geol., vol. 58, № 2, 1950.
К u e n e n Ph. H. Significant features of graded bedding. American Ass. Petrol.
Geol. Bull., 37, № 5, Tulsa, 1953.
Ksiqzkiewicz M. Uwarstwienie frakcionalne laminowane we fliszu Karpackim.
Rocz. Pal. Tow. Geol., vol. XXII. Krakow, 1954.
La Haye. Description physique de la contree de la Tauride. St. Petersbourg, 1785.
Lagorio, A. Itineraire geologique par le Kara-Dagh. Guide des excursions du
VII Congres Geol. Intern., St. Petersbourg, 1897.
Lagorio, A. Vergleichend-petrographische. Studien fiber die massigen Gesteine
der Krim. Dorpat, 1880.
L e w а к о w s к i, I. Observations sur les terrains tertiaires et quaternaires dans
le gouvern. de Kherson, d’Ekaterinoslaw et de la Tauride. Bull. Soc. Natur. de Moscow,
t. II, p. 54, 1861.
558
ЛИТЕРАТУРА
L b г i о 1, Р. Note sur queloques brachiopodes cretaces dans le Neocomien de la
Crimee (av. 2 pl.). Rev. Suisse. Geneve, 1896.
L о r i о 1, P. Description de quelques echinides de la partie Sud-Ouest de la Crimee.
Mem. de la Soc. Phys, et Hist. Natur de Geneve, t. XXVI, 1877—1878.
M a 1 i c h e v W. Sur les calcaires antracolithiques de la Crimee. Seances Soc.
Geol. de France, № 10, 1922.
M e к e r n T. W. Kozlik Ludek Paleolithic man from the Crimea. Amer.. Journ.
Phys. Anthropol., t. 20, № 3, 1962.
Mereskovsky K. Station mousterienne en Crimee. L’homme. 1884.
Mis sun a, A. Die Jura-Korallen von Sudagh. (3 Taf.). Bull. Soc. Natur. de
Moscou, № 2-—3, p. 187—228, 1904.
Milache witch, K. Etudes paleontologiques. Bui. des Nat. de Moscou, t. 1877,
t. Ill, 1879.
Moiseev, A.'The Crimea. Contribution to the regional geology of the USSR,
1933.
Mucco, A. Die Excursion des VII. Geologen-Congresses nach dem Kaukasus und
der Krim. Zeitschr. f. prakt. Geologie, T. VI, 1898.
Murray S. On the deposits of Black-Sea. The Scottish Geogr. Magaz., v. XVI,
1900.
M u r t i n, G. P. Zur Kenntnis der tertiaren Bryozoenriffe auf der Halbinsel
Kertsch. Zeitschr. d. D. Geol. Gesel, B. 95.
Neymayer. Jurastudien. Jahrb. d. К. K. G. R. A., Wien, 1871.
Nikitin, W. Die untere Plankton-Grenze und deren Verteilung. im Schwarzen
Meer. Intern, rev. der gesamten Hydrob. und Hydrogr., Bd. 25, H. 12, 1930.
Oblonsky, N. Les cranes de Sundurli-Coba (grotte de la Crimee). Congres
Intern. d’Archeol. et d’Antrop., t. II, p. 71—76, 1893.
D’O r b i g n y. Paleontologie francaise. Terrain Jurassique. T. I, Cephalopodes,
Paris, 1842.
D’O r b i g n y. Geologie de la Russie d’Europe. Paleontologie du voyage de M. Hom-
maire de Hell, t. II, Paris, 1845.
Ostroumoff, A. Distribution verticale des mollusques dans la mer Noire.
Moscou, 1893.
Pallas, P. Reise durch verschiedene Provinzen des Russischen Reiches. Zweiter
Theil, Erstes Buch, St. Petersburg, 1777.
Pallas, P. Tableau physique et topographique de la Tauride. St. Petersbourg,
1792.
Pallas, P. Bemerkungen auf einer Reise in den siidlichen Statthalterschaften
des Russischen Reiches, 1793—1794. Leipzig, 1779—1801.
Pallas, P. Observations faites dans un voyage entrepris dans les gouverne-
ments meridionaux de 1’Empire de Russie dans les annees 1793—1794. Leipzig, 1799—
1801.
P a 1 i b i n .1. Ueber die Flora der sarmatischen Ablagerungen der Krim. Verhandl.
L. L. Mineral. Ges. zu Petersb., SS. 243—269, t. XL (XLIII), В. I, 1906.
Pantoczek I. Die Bacillaren des Klebschiefers von Kertsch. Verhandl. К- K.
Mineral. Ges., S. Petersb. 1902, XXXIX, № 2, 11, 627—655.
Pavlov A. Epoques glaciaares et interglaciaires de 1’Europe et leur rapport a
l’histoire de l’homme fossil. Bull. Soc. Natur de Moscou (с русским резюме) t. XXXI,
1922, 23—81.
Pavlov Marie. Etudes sur l’histoire paleontologique des ongules. IV. Hipparion
de la Russie. Bull, de la Soc. Natur. de Moscou, № 1, 1889.
Pavlov Marie. Chevaux pleistocenes de la Russie. Bull, de la Soc. Natur. de
Moscou, 1892.
Pavlov Marie. Protohippus en Russie. Bull, de la Soc. Natur. de Moscou, 1903,
№ 2—3, 173—184, av. I pl.
Pavlov Marie. Selenodontes tertiaires de la Russie. (Понтический известняк
Евпатории). Antilopa Palass. Wagn. et Cervus furcatus Fraas. (Сармат Севастополя).
Bull, de la Soc. Natur. de Moscou, Ns 2—3, 1903.
Pavlov Marie. Mastodon angustisens Cuv. et Mastodon cf. longirostris Каир,
de Kertch. (Керченский полуостров.). Ежегодн. по геол, и минер. России, т. VI, № 6,
стр. 121—129.
Pavlov Marie. Les restes des dauphines provenant des bords de la mer Noire.
Bull, de la Soc. Natur. de Moscou, t. XI, № 1, 1923.
ЛИТЕРАТУРА
559
Pavlov Marie. Mammifere tertiaire de la Nouvelle Russie. IV. Memoires de la
Soc. Natur de Moscou, v. XVII, № 3—4, 1913—1915.
P о p о f f, S. Ueber Tamanit — ein neues Eisencalciumphosphat. Ztschr. Krist.,
№ 37, 1903.
P о p о f f, S. Ueber zwei neue phosphathaltige Minerale von den Ufern der Strasse
Kertsch. Centralbl. f. Miner., № 4, 1906.
Retowski, O. Die tithonischen Ablagerungen von Theodosia. Bull, de la Soc.
Natur. de Moscou, № 2-3, 1893.
Rousseau, L. Description des principaux corps organiques fossiles recueillis
en Crimee par Demidov. Voyage dans la Russie Merid. et en Crimee. Paris, 1840—1842.
S i n z о w, I. Geologische und paleontologische Beobachtungen in Siidrussland. Зап.
Новоросс. университета, 1900.
S к u t i e, I. Les trouvailles mousteriennes en Crimee. L’homme prehistorique.
№11, 1926.
S 1 о u d s к y, A. Note sur la Craie superieure et le Paleocene de la Crimee. Bull,
de la Soc. Nature de Moscou, № 1—3, pp. 366—376, 1910.
S о к о 1 о w, N. Notice sur le Mastodon arvernensis et 1’Hipparion gracile de la
formation tertiaire de la Crimee. Тр. С-петерб. об-ва естеств., т. XVIII, 1887.
So ко low, N. Der Mius—Liman und die Entstehungszeit der Limane Slid—Russ-
lands. Verh. Russ. Miner. Ges., v. XI, St. Petersbourg, 1902.
S о 1 о m к о, E. Die Jura—und Kreidekorallen der Krim. Verh. Russ. Miner. Ges.,
ser. II, XXIV, 1887.
Sokolovsky, I. Z. On the inheritance of the contemporary movements of the
earth’s crust on the territory of the Ukrainian SSR from older movements. «Abhandl.
Dtsh. Akad. Wiss. Berlin, KI. Bergbau, Hiittenwesen und Montangeol.» № 2, 1962.
Steven, Ch. Extrait d’un lettre sur un tremb.ement de terre en Crimee 1832,
Bull. Soc. Natur. de Moscou, IV, № 1, 1832.
Stremoukhow, D. P. Note sur la Posidonomya Buchi Roemer des Schistes de
Balaklawa. Bull, de la Soc. Natur de Moscou, № 3, 1895.
Stremoukhow, D. P. Note sur le Phylloceras zignodianum d’Orb. et le Lyto-
ceras adelae d’Orb. des Schistes de Balaklawa. N. Mem. de la Soc. Natur. de Moscou.
1898.
Struve. Ueber die Zusammensetzung des Vivianit von Kertsch. Bull. Acad. Sc.
St. Petersbourg., XIV, 1856.
Suef f V. Nachrichten von der Krim. Neues St. Petersb. Journal, B. 1, 1—29, 1783.
Suejf V. Reflexion sur le territoire Taurique. Инструкция. Таблица перед его
отъездом в Крым. Nova Acta Acad. Petropol. 1789, t. Ill, 76.
Suess E. Das Antlitz der Erde. В. I—II—III, 18, 1908.
Toula, Fr. Eine geologische Reise in das siidliche Randgebirge (Jaila—Dagh)
der Taurischen Halbinsel. Ztschr. d. deutsch. Geol. Ges., t. XLIV, 2. S. 384, Berlin,
1897.
Toula Fr. Referat der Abhandlungen von N. Karakasch: Ueber einige Neocom-
ablagerungen in der Krim. Anzeiger der Wiener Akad., № 10, 1890.
Toula Fr. Die geologische Geschichte des Schwarzen Meers. Wien. Schriften
d. Verein zur Verbreitung d. Naturkenntnis, XLI, 1—51, 1901.
Toula Fr. Eine Krimreise (mit einer geolog. Karte), Deutsche Rundschau fur
Geographic, etc., Jahrb. XI, № 8—9, 337—350; 391—907, 1889.
Toumansky, O. Permocarbonische Trilobiten der Krim. Centralbl. f. Miner,
u. Geol., Abt. B, № 11, 5, 473—477, Stuttgart, 1930.
Toumansky, O. Von den permocarbonischen Ablagerungen der Krim. Cen-
tralbl. f. Miner, u. Geol. Abt. B. № 2, S. 88—90, 1931.
Trautschold, U. Le Neocomien de Sably en Crimee. Mem. de la Soc. Natur.
de Moscou, v. XV, 1886.
Tschermak, G. Felsarten aus dem Kaukasus. II. Jahrbuch. d. К. K. Geol.
Reichanst., t. XXV, I, Wien, 1875.
Tzebrikow, N. Nouvelles donnees sur 1’etude des depots du jurassique supe-
rieur et du cretace inferieur de la Crimee. Bull, de la Soc. Natur. de Moscou, t. VI,
№ 1, pp. 1—9, 1892.
Tzebrikow, N. Note sur le Neocomien de la Crimee. Bull, de la Soc. Natur.
de Moscou, 1889.
Tzebrikow, N. Vorlaufige Bemerkungen zur Kenntnis der Kreideformation der
Krim. Jahrb. f. Geolog. u. Paleont., 1889.
560
ЛИТЕРАТУРА
Van-Beneden, F. La mer Noire et ses Cetaces vivants et fossiles. Congres
Intern, des Zool. a Moscou, t. 1892.
Vernadsky, W. und P о p о f f, S. Ueber den Boraxgehalt von Eruptionspro-
dukten aus dem Salsengebiet von Kertsch und Taman. Zeitschr. I. prakt. Geol., 79—81,
1902.
Verneuil, M. et Deshayes. Memoire geologique sur la Crimee. Mem. de la
Soc. Geol. de France, Paris, t. Ill, Кз 1, 1837.
Verneuil, M. Extraits des observations faites en Russie et en Crimee. Bull.
Coc. Geol. de France, t. Ill, 1837.
V о g d t, C. Le jurassique a Soudak. Guide des excursions du VII Congres Geol.
Intern. Petersbourg, 1897.
V о g d t, K. Ueber die Obereocan — und Oligocan — Schichten der Halbinsel Krim.
Verhandl. d. К. K. Geol. Reichsanst., № 15, Wien, 1889.
V о g d t, K. Ueber die alteren Ablagerungen der Krim. Centralbl. f. Miner, u.
Geol., SS. 85—86, Berlin, 1902.
Weber, G. Sur la limite de Danien et de Maastrichtien en Crimee. C. R. Acad.
Sc. Nat. seance du 22 mai 1923, Paris, 1923.
Weber, G. et M a 1 i c h e f f, V. Sur la stratigraphie du Mesocretace et Neocre-
tace en Crimee. Bull. Soc. Geol. de France, t. XXIII, № 5—6, pp. 193—204, Paris, 1923.
Weithofer, K. Ueber Tithon und Neokom der Krim. Verh. d. К. K. Geol. Reichs-
anst., № 10, Wien, 1890.
W i 1 s e r S. L. Die geotektonische Stellung des Kaukasus und dessen Beziehungen
zu Europa. (Geologie der Schwarzen Meerumrandung und Kaukasus, II Stuck). Zeitschr.
d. Deutsch. Geol. Ges., 80, B. 8, 2 Heft, Berlin, 123.
W i 1 s e r S. Die stratigraphische und tektonische Stellung der Dobrudscha und
die Zugehorigkeit des Balkangebirges zu den nordanatolischen Ketten. Geol. Rund.,
Bd. XIX, H. 13, S. 161—228, 1928.
Woldstedt P. Uber die Gliederung des Quartars und Pleistozans Eisezeitalter
und Gegenwart, Bd. 12, 1962.
JavorskyV. I. On some Paleozoic and Mesozoic Hydrozoa, Tabulata and Algae.
Comptes Rendu (Doklady) de 1’Acad. Sc. URSS., vol. XXVIII, № 4, 1940.
ПРЕДМЕТНЫЙ УКАЗАТЕЛЬ
А
Агармышский выступ 384
Азовский вал 400, 411, 413, 416, 514
Азовский горизонт 261, 306
Айпетринская свита 150, 151, 152
Акмелезский блок 376
Акманайская синклиналь (мульда) 263
Алагольская антиклиналь 392
Алексеевская антиклиналь 243, 390, 395
Алуштинская антиклиналь 35, 330, 350,
360, 361, 362
Альминская впадина (синеклиза) 15,
22, 37, 42, 43, 100, 102, 201, 215, 222,
227, 228, 230, 231, 233, 236, 237, 240,
242, 247, 248, 249, 257, 342, 398, 399,
401, 416, 420, 421, 422, 424, 426, 431,
471, 485, 500, 502, 503, 506
Альминский ярус 209, 223, 224, 229
Андреевская антиклиналь 243, 390, 391,
395
Анновское поднятие 16
Арматлукский блок 376
Артемовская синклиналь 442
Аршинцевская (Камыш-БурунЪкая)
синклиналь 343, 391, 392
Аю-Даг, изверженный массив 330
Б
Бйбчикская антиклиналь 390
Багеровский горизонт 258
Байдарская синклиналь 357
Бакальская антиклиналь 161, 229, 230,
231, 397, 439, 442
Баксинская синклиналь 390, 391, 395
Балаклавское поднятие 343, 356—358,
488, 490, 491, 494
Балаклавская синклиналь 357
Балалы-Кая, синклиналь 131, 366
Байраклинские конгломераты 134
Баракольская антиклиналь 158, 161, 376
Бахчисарайский прогиб 489, 490, 491
Бахчисарайский ярус 209, 210—215, 216,
217
Белогорский прогиб 169, 170, 171, 174,
175, 176, 179, 377, 378, 383, 496, 497,
498, 514
Белокаменская (Акташская) антикли-
наль 241, 389, 466
Березовская антиклиналь (поднятие)
439, 440
Бешуйская свита 101, 103
Битакская свита (конгломераты) 70,
73, 94, 101, 102—103, 420, 489,
Битакский прогиб 348, 350
36 Зак. 911
Бодракский ярус 209, 218—223
Борзовская антиклиналь 230, 390, 394,
395
Борух-Обинская антиклинальная зона
386, 387
Булганакская антиклиналь 390
Булганакская терраса 275, 278—280,
286, 468, 470, 472
Бурашская антиклиналь 390, 395
Бурулькайская синклиналь 390
В
Варнаутская котловина (синклиналь)
357
Верхнетаврическая свита 89—99
Владислановская антиклиналь 227, 387,
388
Владиславовская антиклинальная зона
386, 387
Вернадовский грабен 378
Витязевские слои 276
Воинская (Красноперекопская) брахи-
антиклиналь 445
Войковская синклиналь (грабен) 230,
436, 437
Восточно-Джанкойское поднятие 445
Восточно-Крымский синклинорий 35, 36,
117, 132, 142, 143, 144, 146, 147, 154,
155, 158, 161, 162, 343, 350, 351, 361,
362, 365, 369—375, 376, 377, 378, 383,
491, 492, 493, 494, 495, 496
Восточно-Сивашский прогиб 496
Восходовская антиклиналь 240, 242,
243, 343, 390, 391
Вулкановская антиклиналь 387, 395
Г
Гвардейский желоб 421
Героевская синклиналь 391, 392
Глазовская антиклиналь 390, 395
Глебовская антиклиналь 397, 439, 442
Громовская синклиналь 361
Д
Джанкойская антиклиналь, поднятие
15, 16, 229, 398, 415, 436, 445
Джарылгачская структура 436, 442, 465
Джеметинские слои 276
Дозорненская синклиналь 442
Докембрий 66—70, 397, 399, 400, 401,
407, 416, 420, 423, 436, 438, 443, 484,
499
Донузлавская синклиналь 428, 437. 441.
465
562
ПРЕДМЕТНЫЙ УКАЗАТЕЛЬ
Донузлавско-Войковский прогиб (гра-
бен) 39, 43, 50, 397, 398, 427, 431, 437,
439
Древнеевксинский горизонт 56, 271, 272,
273, 472, 473, 475, 510
Древнечерноморские отложения (слои)
276, 285, 286, 470
Дюрменская антиклинальная зона 386,
387, 396
Дюрменские слои 227
Е
Евпаторийское поднятие 465
Елизаветовская антиклиналь 428, 435
Ж
Журавлевская синклиналь 445
3
Заветнинская мульда 392
Задорненская антиклиналь, поднятие
215, 397, 439, 442
Заозерная (Тобечикская) антиклиналь
392
Западно-Бабчикское поднятие 391
Западно-Оленевская антиклиналь 439
Западно-Октябрьская (Громовская) ан-
тиклиналь 397, 439, 440, 441
И
Индоло-Кубанский (Индольский) про-
гиб 32, 36, 37, 38, 43, 44, 51, 52, 60,
75, 201, 204, 218, 227, 230, 231, 233,
235, 236, 238, 239, 241, 242, 243, 247,
248, 249, 256, 257, 258, 260, 263, 343,
378, 384, 388, 392, 398, 399, 402, 412,
413, 415, 416, 419, 420, 421, 422, 423,
424, 436, 446, 468, 471, 484, 502, 503,
506, 508
Инкерманский ярус 201—205, 206, 207,
208, 474
К
Каламитские слои 276
Калиновская синклиналь (прогиб, гра-
бен) 39, 50, 397, 399, 420, 422, 424
Кальчугинское поднятие 426
Каменская антиклиналь 230, 240, 241,
389
Камышбурунекий горизонт 261, 262
Камыш-Бурунская (Аршинцевская) син-
клиналь, мульда 259
Капканский горизонт 258
Кара-Бурунскии блок 376
Карагачская антиклиналь 368
Карадагская вулканическая группа
308—317, 365, 366, 368, 502
Карадагская свита 152, 368
Карадагская синклиналь 310, 313
Караджинская структура 465
Карадагский разлом (надвиг) 368
Караларская антиклиналь 390
Караманская свита 128, 129, 130, 131
Караминская антиклиналь 390
Каркинитская впадина (прогиб, грабен)
38, 43, 50, 52, 102, 397, 398, 400, 411,
413, 427, 429, 435, 436, 437, 438, 439,
440, 442, 443, 500, 502, 503
Каркинитские слои 275
Карлавская антиклиналь 229, 231, 397,.
439, 441, 442
Кастропольская антиклиналь 360
Катерлезский купол 391
Качинский ярус 202,' 203, 205—208, 210,
214
Качинское антиклинальное поднятие
(антиклинорий) 35, 36, 74, 78, 79, 81,
82, 83, 84, 89, 98, 99, 101, 134, 135,
139, 159, 162, 165, 307, 320, 327, 330,
343, 346—350, 353, 354, 355, 361, 487,
488, 489, 490, 491, 493, 494, 495, 496,
497, 499, 506, 513, 514
Кезенская мульда (синклиналь) 248,
390
Керестинский горизонт 218, 219, 221,
222
Керченская синклиналь (мульда) 390
Керченско-Салынская синклиналь 390,
399
Керченско-Таманский прогиб 392, 484
Кизилджарская толща 264, 270, 271
Кизилджарская терраса 270, 277, 469,
508, 509
Кизилташская синклиналь 131, 366
Кировское поднятие 442
Клементьевский блок 376
Козьей горы синклиналь 131, 366
Копсельская антиклиналь 114, .121, 123,
125, 379, 380, 381
Коп-Такильская антиклиналь 336
Кореньковская антиклиналь 392, 396
Королевская (Семиколодезная) анти-
клиналь 240, 389, 390, 395, 466
Королёвский горизонт 225, 226, 231—
232
Красновская антиклиналь 427, 435
Краснокутская антиклиналь 389
Краснополянская антиклиналь 439, 442
Крымский мегантиклинорий 32, 34, 36,
37, 44, 48, 49, 51, 56, 57, 58, 60, 325,
341, 342, 343—384, 393, 396, 397, 409,
421, 424, 484, 485, 498, 506, 508
Куйбышевская антиклиналь 226, 230,
387
Курцовская антиклиналь 77, 82, 92, 303,
304, 347, 497
Кутлакская синклиналь 366
Л
Ласпинская антиклиналь НО, 360
Легенерская антиклиналь 365, 366
Леменский блок 317, 320
Ленинская синклиналь 389, 390
Лим анская (Караджинская) синклиналь
441
М
Мазанская свита 164, 165, 167, 171, 496,
407, 408
Мало-Бабчикская антиклиналь 230, 240,
396
Манджильская синклиналь 131, 142, 147
Манджильская терраса 275, 277, 280—
281, 285, 468, 470, 472, 510
Марфовская антиклиналь 387
Массандровская свита (отложения) 264,
268—270, 279, 470, 507
Маякская антиклиналь 236 •
ПРЕДМЕТНЫЙ УКАЗАТЕЛЬ
563
Меганомская синклиналь 379, 380
Межводненская антиклиналь 397, 439,
442
Мезотавр ический кряж 304, 346, 347,
348, 350, 490, 495, 497
Меловая антиклиналь 204, 215, 229, 242,
397, 439, 440, 441
Мошкаревская антиклиналь 226, 227,
230, 386, 387
Мысовая (Казантипская) антиклиналь
246, 329, 394
Н
Насырская антиклиналь 389
Нижнетаврическая свита 77—89, 92, 99
Никитская синклиналь 360
Николаевское поднятие 426
Новониколаевская антиклиналь 396
Новоселовско-Евпаторийское поднятие
397, 398, 400
Новоселовское поднятие (антиклиналь,
блок, горст) 43, 52, 168, 179, 181, 190,
191, 194, 196, 199, 200, 201, 210, 215,
217, 218, 222, 224, 225, 229, 230, 231,
236, 238, 242, 247, 325, 407, 420, 424,
425, 426—436, 437, 444, 500, 502, 514
Новоцарицынский вал (поднятие) 43,
66, 181, 191, 195, 198, 342, 397, 399,
400, 416, 422,’ 423, 424
Новошепетеевская антиклиналь 387,
390, 395
Новоэвксинский горизонт (отложения,
слои) 56, 275, 276, 284, 285, 287, 471,
512
О
Октябрьская антиклиналь 68, 191, 204,
215, 229, 243, 397, 428, 439, 440, 441,
442
Оленевская антиклиналь 231, 397, 439,
440, 441, 442
Опукская антиклиналь 392‘ 394
Орловский структурный нос 445
Оссовинская мульда 390
Отузская синклиналь 131
П
Панская антиклиналь 439
Пантикапейский горизонт 261, 262
Папас-тепе, синклиналь 131
Перекопская перемычка 342, 437, 444,
445, 514
Перчемская антиклиналь 122, 126, 362,
365, 366, 367
Перчемская терраса 278
Пограничная (Чорелекская) антикли-
наль 392
Приозерная (Чонгелекская) антикли-
наль 392
Присивашская впадина 24
Причерноморская впадина 413, 419, 442
Просторненская антиклиналь 387
Р
Репьевская антиклиналь 392, 395
Родниковская антиклиналь 229, 242,
397, 439. 440, 441
С
Садовая терраса 277, 284—285, 286,
468, 470
Сакское поднятие 215, 217, 222, 424
Салгирская котловина (грабен) 134,
362, 369, 371, 375, 461, 496, 498
Салынская синклиналь 261
Сарыбашский сброс 342
Северо-Азовский грабен 38, 411, 413,
443
Северо-Бабчикское поднятие 391
Северо-Новоселовское поднятие 192,
215, 397, 437, 439, 440, 445
Северская антиклиналь 435
Селезневская антиклиналь 226, 388
Сивашская впадина (грабен) 38, 43, 50,
52, 102, 233, 258, 397, 398, 400, 407,
411, 413, 423, 424, 427, 435, 436, 437,
438, 443—446, 502, 506
Симферопольский ярус 209, 215—218,
219, 222, 474
Симферопольское поднятие 16, 23, 39,.
42, 43, 75, 117, 168, 171, 176, 228, 230,
231, 249, 383, 397, 398, 399, 413, 420—
422, 423, 424, 425, 426, 427, 495, 497,.
514
Скифская платформа, плита 32, 36, 37,
38, 42, 43, 43, 49, 50, 52, 58, 342, 343,
350, 369, 371, 397, 402, 403, 406, 407,
409, 411, 412, 416, 417, 419, 420, 421,
422, 427, 429, 436, 442, 446, 484, 485,
486, 497, 499, 514
Славянская антиклиналь 436, 445
Слюсаревская антиклиналь 36, 230, 243,
390, 395, 466
Соколовское поднятие 392
Сокольская антиклиналь 395
Солдатской слободы, антиклиналь 343,
390, 391, 395
Среднекарангатские отложения 275
Средне-Крымский массив 399, 400, 485
Среднеэвксинские отложения 273
Старо-Крымский блок, 376
Старокрымская синклиналь 158, 161,
168, 169, 170, 175
Стрелковая антиклиналь 413, 445
Судакская свита 130, 131, 510
Судакская терраса (отложения) 275,
277, 278, 281—284, 285, 468, 470, 472'
Судакский синклинорий 35, 36, 60, 99,
107, 117, 118, 122, 123, 126, 128, 130,.
131, 139, 140, 142, 143, 146, 322, 343,.
365, 367, 378—381, 489, 490, 491, 492,.
493, 495
Судакско-Карадагская зона складчато-
сти 35, 100, 101, 113, 117, 123, 131,:
138, 360, 365—369, 378, 379, 514
Судакско-Манджильская синклиналь
379, 380, 381
Султановский блок 376, 377
Суук-Су, антиклиналь 336, 365
Сухореченская антиклиналь, поднятие-
75, 134, 138, 353, 355, 356, 358, 490
Сюрю-Кая, синклиналь 131, 366
Т
Таврическая серия (отложения) 10, 16,
17, 34, 35, 60, 73, 74—92, 161, 104,
106, 107, 108, 109, ПО, 111, 112, 115,
36*
564
ГЕОГРАФИЧЕСКИЙ УКАЗАТЕЛЬ
118, 128, 132, 134, 143, 159, 167, 177,
302, 303, 304, 306, 311, 312, 326, 327,
328, 330, 331, 332, 333, 335, 336, 343,
345, 346, 347, 348, 349, 350, 351, 352,
361, 362, 365, 366, 367, 370, 372, 373,
353, 354, 355, 356, 358, 359, 360, 381,
400, 401, 402, 412, 425, 426, 461, 462,
475, 477, 487, 488, 490, 491, 492, 494,
496, 513, 515
Таврская свита (отложения) 264, 265—
268, 465, 471, 506, 507, 509
Таганашская антиклиналь 390
Таманские слои (горизонт) 259, 263—
264
Тарасовская антиклиналь 427, 435
Тарахташская антиклиналь 131, 365, 366
Тарханкутские слои 275, 285
Тарханкутский вал 52, 342, 397, 398,
400, 402, 415, 427, 435, 436, 439, 440,
442, 465, 466
Т арханкутско-Новоселовское поднятие
32, 38, 39, 42, 43, 398, 416, 465
Тарханская антиклиналь 394, 395
Тарханский горизонт 233—234
Тете-Оба, антиклиналь 386
Тобечикские слои 274
Тополевский прогиб 383
Туакское антиклинальное поднятие 35,
36, 74, 75, 78, 83, 89, 99, 101, 107,
113, 117, 118, 126, 307, 312, 322, 330,
343, 347, 349, 350, 357, 358, 359, 360-
364, 365, 368, 369, 375, 380, 488, 489,
490, 491, 492, 493, 494, 496, 498, 500
Тумановская синклиналь 368
У
Узунларский горизонт, время 56, 273,
473, 510
Урбашская антиклиналь 365, 366
Усть-Отузская антиклиналь 310
Ф
Феодосийский блок 376, 377
Форосское поднятие 104, 359, 360, 489,
490, 499, 500
Ч
Чавкинская свита 173, 178
Чаудинский горизонт (отложения) 49,
56, 271, 272, 285, 289, 471, 472, 508
Чегене-Еникале, антиклинальная зона
390, 391
Чегерчинская мульда 261, 389
Черниховская антиклиналь 243
Черноморская антиклиналь 439
Чистопольская антиклиналь 36, 343,
390, 391
Чокракская антиклиналь 390
Чокракский горизонт (отложения) 54,'
231, 232, 233, 234—237, 239, 391, 396,
502
Чокур-Кояшская синклиналь 131
Чонгарское поднятие 413
Чонгелекская антиклиналь 394
Чорелекская антиклиналь 394, 395, 483
Ш
Шелено-Воронская синклиналь 362
щ
Щебетовская антиклиналь 313, 365, 366
Э
Эвксинско-узунларский горизонт (слои)
272, 273, 285, 287, 289
Эли, свита 153
Эскиординская свита (горизонт) 71, 72,
73, 77, 92, 302, 304, 305, 306, 320,
327—347, 488
Эчкидагский надвиг 313, 366, 403
Ю
Юго-Западный синклинорий 35, 36, 117,
134, 138, 140, 141, 142, 143, 150, 153,
154, 155, 160, 330, 343, 348, 350—356,
361, 362, 488, 490, 491, 495, 496
Южно-Бабчикское поднятие 391
Южнобережное поднятие (антиклиналь)
74, 78, 79, 82, 83, 89, 98, 99, 101,
307, 343, 358—360, 487, 489, 499, 513,
514
Южно-Гавриленковская антиклиналь
387
Юраков Кут, антиклиналь 390
Я
Яковенковская антиклиналь 392, 396
Ялтинская серия 140
Ялтинс^о-Леменская антиклиналь 106,
320, 360, 490
Яныш-Такильская синклиналь (мульда)
261
Янышарский горизонт 114, 124, 125, 128
ГЕОГРАФИЧЕСКИЙ УКАЗАТЕЛЬ
А
Абитовая поляна 106
Абрикосово, сел. 222
Авинда, река 20, 112, 136
Агармыш гора, массив 19, 168, 238, 279,
370, 371, 376, 377, 383, 384, 463, 465,
467, 493, 497, 506
Агармыш Большой 147
Агармыш Малый 147
Адалары, скалы 269
Аджи-Коба, пещера 294, 295, 296
Азовское море 17, 18, 20, 22, 24, 32, 37,
38, 48, 52, 60, 237, 261, 271, 285, 289,
390, 400, 406, 409, 411, 412, 415, 416,
423, 445, 465, 466, 514
Азовское побережье 478
Азовское, сел. 262, 397
Аишская Балка 420
Айгульское озеро 24
Ай-Даниль, мыс 112
Ай-Димитр, урочище 160
Айлянма-Кая, гора 201, 203
ГЕОГРАФИЧЕСКИЙ УКАЗАТЕЛЬ
565
Ай-Петри, гора 27, 28, 136, 138, 141
460, 462, 494
Ай-Петринская яйла, нагорье, плато 18,
19, 25, 135, 141, 150, 151, 152, 281,
351, 356, 467, 496
Ай-Серез, река, долина 145, 479, 480
Ай-Тодор, гора, хребет, гребень 21, 137,
267, 462
Ай-Фома, мыс 379
Айя, мыс 14, 18, 21, 35, 122, 136, 137,
138, 150, 151, 350, 351, 353, 357, 360,
462, 473
Акимовка, сел. 423
Акташское озеро 26, 466
Ак-Тюбе (Ак-Тубе), грязевой вулкан,
возвышенность, гора 386, 482
Аланкыр, гора 201, 208
Алачук, река 80, 81, 132
Алам, гора 259
Алексеевка, дер. 158
Алсу, река 151
Алупка 20, 21, 80, 313, 330, 333, 335,
359, 462
Алушта 14, 20, 21, 28, 30, 35, 45, 75,
80, 93, 270, 279, 281, 283, 357, 359,
362, 409, 462, 463, 470, 474, 477, 499,
519
Алуштинский амфитеатр 21, 74, 78, 83
Алчак, мыс, гора 21, 123, 125, 126, 129,
130, 379, 380
Альма (Алма), река 20, 21, 22, 35, 72,
73, 74, 75, 78, 79, 80, 81, 82, 83, 84,
85, 90, 91, 95, 96, 97, 98, 99, 107,
13'4, 138, 165, 171, 176, 177, 180, 181,
192, 198, 206, 209, 210, 218, 219, 223,
225, 227, 228, 265, 270, 278, 279, 280,
281, 283, 297, 307, 320, 327, 346, 347,
348, 349, 355, 369, 381, 382, 461, 469,
474, 488, 489, 509, 514
Ангара, река 173, 362, 472
Ангарский перевал 19
Анновка, сел. 256, 258
Антоновка, сел. 262
Арабатская стрелка 16, 18, 24, 239, 241,
243, 248, 256, 258, 263. 276. 407, 422,
424, 444, 445, 465
Арматлукская долина 158, 161, 169
Арма-Элинский грязевой вулкан 482
Армянск, город 27, 208, 239, 241, 407,
416
Ароматное, сел. 167, 169, 171, 420
Артезианское, сел. 261
Артек, пионерский лагерь 269
Архадересская балка 129
Аошинцево, пос. 478
Ат-Баш, гора 111, 122, 136, 150, 151,
494
Ачи, озеро 388
Аю-Даг. гора, мыс, массив 21, 332,
333, 361, 463, 489
Аю-Кая, гора 19
Б
Бабуганская яйла, нагорье 15, 18, 35,
134, 135, 141, 351, 356, 361, 460, 494,
496
Багерово, село 259
Базма, гора 138, 353
Базма-Басман, массив 139, 154, 354,
Байдарская долина, котловина 18, 21
138, 150, 151, 152, 153, 159, 160, 163,
169, 192, 294, 297, 350, 351, 355, 356,.
461, 495, 498
Байдарские ворота, перевал 19, 21, 137„
151, 152, 356, 357, 359
Байраклы, гора 134, 369
Бакал, озеро 23, 210, 236, 240, 258
Бакальская коса 23, 24, 407
Бакланичий мыс 478
Балаклава, пос. 11, 18, 35, 74, 75, 97,
100, 109, 117, 134, 150, 151, 153, 159,
163, 167, 169, 172, 174, 176, 177, 178,
301, 323, 324, 325, 326, 330, 336, 341,
351, 353, 355, 357, 358, 474, 491, 494,.
497, 498
Балаклавская бухта, залив 356, 357
Балаклавская долина, котловина 18,
177, 350, 351
Балалы-Кая, гора 131, 311, 462
Балашовка, сел. 197, 199, 200, 205, 210,
217, 222, 437, 444
Барановка, село 214
Басман, гора 135, 138, 353
Басман-Кермен, массив 135, 348
Батилиман, бухта 137, 138, 358, 359,
360
Батилиманский оползень 476
Бахчисарай, город 21, 22, 180, 193, 194,
201, 202, 203, 207, 209, 210, 211, 216,
218, 219, 236, 282, 283, 293, 295, 343,
381, 382, 425, 481, 496, 514
Бахчисарайский район 192
Баши, гора 162, 170
Беденекыр, гора 150, 318
Бекетово (Кучук-Кой) 100, 105, 360
Белая Скала, сел. 199, 383
Белоглинка, сел. 228
Белогорск, пос. 21, 22, 70, 147, 159,
165, 181, 191, 195, 199, 202,209, 210,211,
216, 235, 267, 280, 343, 383, 399, 417,
419, 422, 463, 470, 496, 502
Белостадное, сел. 196, 197, 208, 210,
222, 236, 248, 260, 435, 436
Белый яр 193, 197, 199
Бельбек, река 20, 21, 22, 74, 75, 83,
97, 98, 106, 112, 139, 153, 154, 159,
160, 162, 163, 166, 167, 172, 177, 181,
192, 193, 195, 198, 202, 206, 209, 236,
265, 280, 289, 295, 297, 307, 346, 347,
381, 382, 383, 472, 481, 489, 494, 509
Береговое, сел. 267, 270
Береговой хребет 120, 209, 311, 312,
313, 314, 317, 321, 368
Березовка, сел. 66, 437
Бечку, гора 153, 154
Беш-Текне, урочище, впадина 141, 150,
151, 319
Бештерек, река 20, 149, 159, 162, 164,
279, 289, 383, 464
Бешуйские копи 100, 103, 104, 348
Биасальская долина 172
Биегр, гора 472
Бирючий остров 239, 241, 243, 256, 258>
Биюк-Ламбат, гора 349
Биюк-Синор, гора 152
Биюк-Таушан, гора 138, 363
Биюк-Узень, река 103, 104, 160
Биюк-Янышар, хребет 118, 128
Богатое, сел. 162, 175, 326
566
ГЕОГРАФИЧЕСКИЙ УКАЗАТЕЛЬ
Богатое Ущелье (Коклуз), сел. 106, 112,
113, 122, 154, 159, 162, 166, 167, 348
Богатырь, сел. 106, 107, 112
Бодрак, река 71, 72, 75, 78, 79, 80, 83,
90', 91, 96, 97, 98, 107, 165, 172, 176,
177, 180, 181, 191, 193, 202, 206, 209,
270, 280, 281, 293, 307, 320, 321, 327,
328, 330, 347, 349, 382, 486, 488, 489,
496, 513
Бодрак-Альминский водораздел 304, 306.
327
Бойко, гора 138, 139, 154, 348, 353
Большая Карасу (Биюк-Карасу), река
20, 23, 167, 171, 176, 238, 240, 256,
258, 262, 464
Большая Чучель, гора 135
Большой Салгир 102, 346, 347
Бор-Кая, гора 201, 202
Борух-Оба, гора 386
Борух-Обинский грязевой вулкан 482
Босна, гора 133
Бродская гора 197, 377
Булганак, река 235, 238, 265, 279, 464,
506
Булганакский грязевой вулкан 482
Бурашский грязевой вулкан 482
Бурульча, река 20, 23, 149, 159, 162,
171, 378, 383, 464
Бурундук-Кая, гора 201, 203
Быших-Тау, гора 282
Бюзюк, гора 151
В
Васильевка, сел. 111, 112, 113
Васильевская балка 163
Варнаутская долина, котловина 18, 138,
150, 151, 159, 160, 163, 169, 172, 350,
351, 461, 495, 498
Верхоречье, сел. 98
Верхнереченское, сел. 165, 172, 177
Веселое, сел. 113, 366
Билля-Бурун, гора 151
Виноградная, гора 464
Владиславовка, сел., станция 25, 239,
384
Внешняя гряда 21, 294, 423, 460, 463,
464, 468, 469, 470, 472, 509
Возрождение, сел. 465
Волчий грот, пещера 289, 292
Воробьевский вал 465
Ворон, река 20, 75, 360, 361, 372, 383,
462, 463, 480
Ворон, сел. 140, 147, 359, 362, 365, 374
Ворота Карадага, скала 311
Восточное, сел. 258
Восточно-Крымская равнина, плато 22,
23
Восточно-Тарханкутское плато 23
Восточный Булганак, река 20, 23
Восточный Путамис, река 20
Высокое, сел. 139, 162, 166
Г
Гаспра, пос. 137
Гвардейское, сел. 66, 420, 424
Генеральское, сел. 133, 361, 362
Генуезская скала 21
Георгиевский монастырь (местность)
233, 234
Гераклейский полуостров 351
Героевка, сел. 275
Главная гряда, хребет 11, 18, 19, 20,
21, 29, 30, 34, 60, 74, 100, 112, 113,
117, 127, 136, 136, 142, 147, 150, 151,
155, 159, 162, 169, 172, 178, 270, 278,
279, 282, 294, 297, 317, 335, 346, 348,
350, 354, 357, 358, 359, 360, 369, 460,
461, 462, 464, 468, 469, 470, 471, 472,
473, 474, 494, 497, 505, 506. 509, 512,
513, 514
Глубокое, сел. 67, 68, 149, 427, 428, 435
Глубокий яр, балка 201, 202, 206
Головановка, сел. 170
Головкинского, водопад 20
Голубой Залив (Лемены), сел. 21, 78,
105, 111, 151, 307, 313, 317, 353, 355,
360, 489
Гончаровка, сел. 75, 198, 215, 222, 224,
415
Горловка, сел. 435
Госфорт, гора 153, 172
Громовка, сел. 132, 362, 374
Грушевка, сел. 158, 164, 167, 169, 170,
175
Гува, река 135, 141, 359
Гурзуф 21, 30, 35, 80, 268, 269, 283,
349, 357, 359, 463, 494, 499
Гурзуфская бухта, залив 20
Гурзуфский амфитеатр 21
Гурзуфский перевал 134, 135, 141
Д
Давыдово, сел. 420
Дамчи-Кая, источник 150
Двуякорная долина 142, 144
Деймень-Дере, овраг 152
Делемет-Кая, хребет 125
Демерджи, гора, яйла 15, 35, 36, 70,
132, 133, 134, 143, 148, 326, 327, 357,
359, 361, 362, 372, 373, 400, 460, 493
Демерджи, река 20
Демерджи Южная, гора 18, 127, 133,
134, 140, 147, 326, 369, 373, 493
Демерджи Северная 349, 369, 373
Демир-Капу, гора 135
Дереджцлга, урочище 203, 207
Дерекойка (Быстрая), река 20, 281, 509
Джангульский вал 465
Джангульское побережье 24, 465
Джада, гора 376
Джанкой, город 179, 181, 192, 194, 196,
197, 199, 201, 205, 208, 210, 215, 217,
222, 227, 229, 231, 242, 248, 256, 263,
264, 415, 417, 422, 437, 439, 444
Джанкойский грязевой вулкан 482
Джанык-Бет, гора 203 °
Джарджавский грязевой вулкан 482
Джарылгач, озеро 23
Джау-Тепе, грязевой вулкан 26, 386,
387, 395, 482
Джур-Джур, водопад 20, 133
Дива, скала 21, 269
Диплис, гора 133
Длинная, гора 165, 176, 377
Добрушино, сел. 242
Дозорное, сел. 162, 170
Долгоруковская яйла 18, 143, 148, 149,
159, 162, 172, 173, 289, 362, 369, 371,
460, 473, 493, 497
ГЕОГРАФИЧЕСКИЙ УКАЗАТЕЛЬ
567
Долинное, сел. 214
Донузлав, озеро 23, 210, 256, 407, 426,
429 436 512
Дровянка, сел. 78, 79, 80, 81, 83, 85,
94, 95, 97, 98, 304, 306
Дубровское, сел. 423, 431
Дюрмень, возвышенность, гора 26, 386
Е
Евпатория, город 23, 38, 43, 66, 169,
179, 215, 256, 267, 272, 397, 401, 426,
428, 429
Евпаторийский залив 424
Евпаторийский район 66, 69, 70
Елизаветово, пос. 66, 427
Емельяновка, сел. 264
Ж
Желтокаменка, сел. 428
3
Заветное, сел. 478
Заводи Больших Плит, залив 121, 122
Заводская балка 169
Заморское, сел. 161
Замана гора 373
Западно-Крымская равнина 22
Западный Булганак, река 20, 22, 469
Запрудное, сел. 112, 282, 283
Зеленогорье, сел. 145
Зеленое, сел. 481
Земляничное, сел. 168, 175
Зимино, сел. 214, 215, 436
Змеиный грот 297
Золотое поле 465, 469
Зуб, гора 127, 366, 368
Зуя, река 20, 23, 159, 162, 238, 240, 279,
280, 298, 382, 464
Зуя, сел. 66, 69, 100, 154, 164, 169, 176,
179, 209, 240, 280, 290, 343, 382, 383,
399, 421, 428
И
Ивановка, сел. 149
Изюмовка, сел. 175
Ильи, мыс 18, 19, 142
Индол, река 20, 167, 168, 170, 201, 225,
279, 280, 378, 383, 469, 496
Инкерман, пос., ст. 22, 179, 200, 201,
202, 206, 209, 210, 216, 219, 233, 237,
282, 381, 514
Иограф, гора 111, 135, 136, 141
Ирита, гора 153
Исар, скала 21, 462
Ифигений, мыс, гора 105, 360
Ишунь,' сел. 444
К
Казантип, мыс, полуостров 264, 389,
466
Казантипский залив 389
Каланых-Кая, гора 137, 358
Каменка 360
Каменское, сел. 261, 389, 424
Камыш-Бурун 260
Кандере, ущелье 207
Капкан, мыс 137
Канлы, овраг 283
Канчик, мыс 130
Караби-яйла, нагорье 15, 18, 19, 35,
127, 132, 138, 143, 144, 147, 148, 149,
158, 161, 162, 167, 169, 170, 171, 173,
267, 296, 369, 370, 371, 372, 373, 373,
375, 377, 460, 467, 493, 495, 509
Карабурнусский вал 465
Карагач, сел. 74, 90, 99, 321
Карагач, хребет 120, 237, 309, 310, 311,
320, 368, 378
Карадаг, горная группа, гора 19, 20, 21,
28, 35, 74, 75, 78, 100, 101, 107, 108,
114, 119, 120, 123, 124, 125, 127, 128,
281, 301, 307, 308, 309, 310, 311, 312,
313, 314, 317, 321, 322, 330, 360, 369,
378, 462, 467, 488, 489, 490, 492, 508
Карадагский залив 21
Каралезское ущелье 202
Караман-Кая, гора 128, 129
Кара-Мурун, мыс 24
Карангат, мыс 179, 200, 205, 208, 226,
227, 273, 386, 387
Караньские высоты 18
Кара-Тау, гора 132
Кара-Тепе, гора 146
Караул-Оба, массив, гора 126, 130
Каркинитский залив 24, 30, 31, 236,
249, 275, 406, 407, 415, 416, 437, 438,
444, 445, 514
Каспана, река 103, 104, 480
Кастель, гора 21, 333, 361, 463, 489
Кастрополь, сел., санаторий 100, 109,
ПО, 111, 137, 307, 313, 360, 489
Катран-Якан-Тепе, гора 132
Кацивели, пос. 267
Кача, река 20, 21, 22, 35, 72, 74, 75, 80,
83, 97, 98, 100, 101, 103, 112, 159,
162, 165, 166, 167, 172, 177, 191, 192,
193, 202, 203, 225, 265, 280, 297, 307,
346, 381, 382, 425, 461, 474, 480, 488,
489, 509
Качинский навес 295
Каштановка, сел. 67, 427, 428, 429, 435
Кемаль-Эгерек, гора 135, 141
Керлеутское озеро 24
Кермен, гора 135
Керченский пролив 18, 261, 273, 275,
447, 478
Керченский полуостров 10, 11, 15, 17,
18, 22, 25, 26, 30, 31, 32, 34, 36, 43,
44, 50, 51, 60, 179, 181, 192, 200, 204,
208, 217, 224, 225, 226, 227, 230, 232,
233, 234, 236, 237, 239, 240, 241, 242,
243, 248, 249, 256, 257, 258, 259, 260,
261, 263, 264, 267, 270, 271, 273, 279,
285, 297, 342, 343, 345, 377, 381, 382.
384,-396, 399, 404, 406, 409, 412, 413,
416, 424, 460, 464, 466, 467, 470, 472,
473, 474, 478, 481, 482, 483, 484, 502,
503, 504, 505, 506, 508, 509, 514
Керчь 239, 256, 282, 396, 409, 474
Кефало-Вриси, ущелье 163
Кибит-Богазский перевал 74
Кизилджар (Кызыл-Джар), гора 228,
469
Кизил-Кая (Кызыл-Кая), гора 153.
Кизил-Коба (Красная пещера), 19, 289,
473
Кизиловка, сел. 170
568
«ГЕОГРАФИЧЕСКИЙ УКАЗАТЕЛЬ
Кизил-Таш, урочище, лиман 396, 462
Кизил-Яр, озеро 22, 73, 267
Киик-Атлама, мыс 21, 72, 113, 118, 124,
125, 128, 372, 373
Кицк-Коба, пещера 289, 290, 291, 298,
512
Кикенеиз, мыс 111, 267, 360
Кильси-Бурун, гора 137
Кировское, сел. 207
Кичхи-Бурну, скалы 73
Киятское озеро 24
Клементьева, гора 197, 199, 204, 463,
464, 465
Клепинино, сел. 27
Ключевое (Акмелез), сел. 161, 167, 168
Козская, река 281
Козья гора 19, 125, 126, 131, 492
Кой-Асан, балка 239
Кокия-Бель, хребет 151
Кок-Кая, хребет 102, 120, 121, 309, 321,
322
Коккоз (Коккозка), река 117, 139, 150,
161
Коккозская, долина, котловина 112, 138,
153, 350, 352, 353, 355, 356
Коклюк, гора 197, 199, 204
Кокташ, гора 146
Коктебель, местность 11, 100
Коктебельский амфитеатр 313
Коктебельский залив 21, 108, 124, 308,
309
Коктебельская долина 480
Коленды-Баир, гора 138
Колодезное, сел. 420
Колоски, сел. 444
Константиновка, сел. 171
Кончен, гора 248, 261
Копсель, урочище 121, 283, 380
Кордонный овраг 114
Кореиз, сел. 282
Корнеевна, сел. 444
Кошка, гора, хребет 21, 268, 269, 317,
319, 462
Кош-Кая, гора 134
Кояшское озеро 272, 273, 345, 384
Красная горка, возвышенность 176
Красновка, сел. 66, 426
Красногвардейское, сел. 197, 199, 200,
210
Красное озеро 24
Краснопещерская, сел. 173
Красноселовка, сел. 146, 158
Красносельское, сел. 222
Красный Партизан, сел. 429
Крепостная, гора 130, 379
Крестовая, гора, горный массив 21
Круглая горка 126
Крыловка, сел. 66, 67, 428
Крымское Приморье, сел. 20, 366, 368,
379
Криничка, сел. 175
Кубалар-дере, балка 297
Кубалач, гора 22, 204, 323, 324, 463
Куйбышево, пос. 162, 208, 382
Кукрек, древняя стоянка 298
Курлюк-Су, река 173
Курское, сел. 170, 175, 196, 198, 199,
209, 214, 216, 217, 221, 279, 280
Куртинская балка 158
Куртлер-Богаз, гора 153, 154
Курцовская балка 346, 347
Кутлак, река 480
Кутлакская, долина 378, 497
Кутлук-Мольбайская котловина 173
Кутур-Кая, гора 153
Кучки, сел. 159, 163
Кучкинский ручей 159, 163
Кучук-Аю, скала 21
Кучук-Кой, оползень 137, 474, 476
Кучук-Ламбат, скала 21
Кучук-Янышар, хребет 124, 128
Куш-Кая, гора 137
Кхоур-Джилга, река'465
Л
Лагерное, сел. 126, 366
Лазаревка (Бура), сел. 134
Ласпи, бухта 137
Ласпи, горный массив 21, 122
Ласпи, мыс 357
Ласпи, сел. ПО, 357, 359, 474, 491, 494
Легенер, гора 127, 311, 462
Лемены, местность 301, 307, 319, 330
Ленинское, пос. 248
Лесниково, сел. 131, 132
Лесное, сел. 73
Лечебное, сел. 204
Ливан, долина 462
Ликон, скала 132, 140
Лиман, озеро 23
Лобовой хребет 120
Лозовое, сел. 71, 78, 79, 82, 88, 92,
93, 303, 304, 305, 306, 327
Луговое, сел. 428
Лукул, мыс 23
Лучистое, сел. 326
Лысая гора 90, 130, 176, 191, 197, 199,
204, 209, 377, 464
Люмица, урочище 358
Лягушка, гора 127
М
Магнитный хребет 108, 309, 310, 311,
317
Маевка, сел. 242, 428
Мазанка, сел. 164, 165
Майнакское озеро 22, 23
Малая Карасу, река 146, 158, 161, 167,
170, 171, 175, 201, 203, 204, 227, 235,
238, 240, 256, 496
Малореченское, сел. 78
Малый Карадаг 309, 311, 313, 317
Малый Салгир, река 20, 72, 73, 75, 159,
162, 164, 165, 171, 291, 346, 347, 348,
422
Манджильский хребет 19, 35, 281
Мангушский овраг 171, 172, 381
Марта, река 72, 73, 80, 97, 346, 349, 486,
513
Марфовка, сел. 26, 343, 345, 384
Марьино, сел. 71, 92, 171, 222, 258, 348,
421
Массандровская горка (гребень, склон)
21, 99, 268, 326, 400
Мачу, гора 159, 163, 167
Маяк, сел. 478
Мегало-Яло, залив 100, 109, 117, 122,
134, 138, 350, 357
ГЕОГРАФИЧЕСКИЙ УКАЗАТЕЛЬ
569
Меганом, мыс, полуостров 21, 114, 118,
121, 122, 123, 124, 125, 127, 128, 129,
137, 142, 146, 313, 326, 378, 379, 380,
492
Медведовка, сел. 199, 200, 205, 210, 215,
444
Медием, гора 142
Междуречье, сел. 127, 132, 145
Мелас, санаторий 109, ПО, 307, 360, 489
Меловая, сел. 179, 197, 437, 440
Мельничное, сел. 66, 67, 420
Мердвень-Каяссы, гора 494
Мисхор, сел. 27, 28, 269
Мичуринское, сел. 195, 198, 199, 204
Могаби, гора, гребень 21, 111, 268
Мокрый Индол, река 23, 158, 168, 169,
175, 201, 203, 204, 207, 209, 214, 227,
235, 238, 258, 464, 465, 469, 472
Молбайская котловина 371, 373, 461
Молодежная шахта (карстовая) 19
Монастер, овраг 159, 163, 167
Морозовка (Алсу), сел. 172
Морское, сел. 20, 80, 98, 358, 360, 361,
362, 367
Мошкаревка, сел. 181, 190, 194, 196,
205, 208, 217
Мраморная балка 237, 356, 357, 358
Мраморное, сел. 173
Мурзак-Коба, грот 297, 298
Мухалатка, река, санаторий, сел. 78, 84,
330, 334, 335, 359
Мшатка, река, сел. 307, 359
Н
Найденовка, сел. 66, 420, 421
Насыпкойская балка 181, 191, 197, 199,
204, 209, 214, 219, 223
Насыпное, сел. 209, 227, 230
Насырский грязевой вулкан 482
Некрасово, сел. 435
Нижнегорск, пос. 24, 66, 69, 169, 178,
181, 197, 199, 236, 263, 399, 400, 428
Нижний Кастрополь, сел. 480
Нижняя Кутузовка, сел. 90
Никита, сел. 268
Никитская яйла, нагорье 18, 35, 112,
134, 135, 141, 142, 351, 353, 354, 356,
496
Никитский мыс, хребет, гребень 21, 268,
269, 354, 359, 360
Николаевка, сел. 66, 279, 399, 425, 426
Нишан-Кая, гора 359
Ново-Алексеевка 239, 241, 256, 258, 407,
416, 417
Новожиловка, сел. 240
Ново-Михайловка, сел. 421
Новоселовское, сел. 43, 66, 67, 70, 100,
101, 173, 242, 248, 427, 437
Новопокровское,, сел. 423
Новоцарицыно, сел. 423
Новошепетеевский грязевой вулкан 482
Новый Свет, пос. 130, 273, 274, 283
О
Оборонное, сел. 177
Ойбурское озеро 22
Ок сек, гора 150
Октябрьское, сел. 66, 173
Оленевка, сел. 179
Оползневое, сел. 105, 111, 317, 334, 350,
480
Опук, гора, мыс 26, 384, 478
Орбека, гора 163
Ореанда, сел. 111
Ореандская балка 480
Орел, горный массив 21
Орлиное, сел. 152, 280
Отлу-Кая, гора 372
Отрадное, сел. 112, 113
Отузка, река 20, 281, 309, 509
Отузская долина 125
П
Павловка, сел. 160, 222
Палмбук-Кая, гора 153, 154
Панагия, урочище 132, 145, 146, 147
Паная-Кая, гора 113
Панское озеро 23
Панфиловка, сел. 215
Параболический гребень 384
Парпачский гребень 22, 24, 234, 237,
240, 243, 248, 343, 345, 384, 387, 399,
423, 424, 464, 465, 466
Партизанское, сел. 171, 176, 320
Партизаны, сел. 77, 81, 82, 83, 84, 85,
90
Пека-Байр 152
Первомайская балка 202
Перевальное, сел. 19, 362
Передовое (Уркуста), сел. 153, 160, 262
Перекопские озера, группа озер 24
Перекопский перешеек 18, 43, 239, 256
Перчем, гора 19, 113, 126, 130, 131, 137,
378, 380
Петропавловка, сел. 77, 79, 81, 82, 88,
92, 94, 302, 303, 347
Петропавловская балка 93
Пещерное, сел. 166, 167
Пиляки, гора, хребет 21, 111, 317, 319,
360
Планерское, сел. 19, 21, 74, 75, 107, 108,
119, 128, 144, 158, 169, 175, 281, 322,
357, 376, 463, 480, 489
Плавни, сел. 264
Победная, река, долина 24
Поворотное, дер. 158
Подгорное, сел. 152
Покровское, сел. 13
Почтовое, сел., станция 21, 218, 223,
270, 280, 469
Предгорные гряды 18, 21, 22, 75, 100,
107, 162, 179, 198, 200, 201, 205, 206,
232, 237, 243, 265, 267, 278, 279, 280,
282, 292, 294, 303, 304, 323, 324, 330,
335, 343, 348, 381, 382, 460, 463, 464,
468, 470, 474, 500, 501, 504, 506, 509
Предмостное, сел. 264
Предущельное, сел. 203
Приветное, сел. 20, 75, 78, 80, 83, 361,
362, 367, 417
Присивашье 16, 28, 201, 204, 208, 235,
241, 242, 248, 256, 257, 258, 260, 262,
263, 264, 342, 406, 411, 414, 415, 417,
485
Провато, бухта 109
Прохладное (Мангуш), сел. 98, 165,
171, 172, 176, 330, 336, 381, 509
Путиловка, сел. 112, 113, 139, 159, 162,
348
Пушкино, сел. 424
570
ГЕОГРАФИЧЕСКИЙ УКАЗАТЕЛЬ
Р
Раздольное, сел. 437
Рассвет, сел. 420
Резаная, гора 165
Ровное, сел. 421, 435
Родники, сел. 200, 205
Родное, сел. 153
Рока, гора 150
Роман-Кош, гора, вершина 18, 141, 282
Роскошное, сел. 23
Рыбачье (Туак), сел. 75, 78, 79, 80, 83,
107, 108, 109, 113, 127, 307, 313, 326,
361, 362, 478, 488, 508
Рылеево, сел. 436
С
Саблинка, река 85, 90
Саблинская балка 84
Саки, пос. 66, 102, 168, 179, 248, 407,
425, 426
Сакское озеро 22, 23, 512
Сакско-Альминская равнина 464
Салгир, река 20, 23, 24, 35, 36, 71, 72,
73, 74, 77, 78, 80, 81, 82, 83, 92, 93,
97, 99, 134, 159, 165, 171, 176, 303,
304, 305, 306, 327, 348, 349, 369, 383,
422, 464, 473, 488, 496, 509
Салгирская котловина 169, 172, 173,
174, 179, 422, 497
Салгирское водохранилище 73
Самарчик, река, балка 24
Сандык-Кая, гора 126
Сапун, гора 22, 237
Сарпаха, гора 151
Сары-Су, река 159, 162, 169, 176
Сарыч, мыс, урочище 74, 75, 121, 122
Сасык, озеро 512
Сасык-Сиваш, озеро 22, 23, 512
Сахарные Головки, скалы 21
Святая гора 124, 309, 311, 313, 317, 321,
368
Святого Ильи, гора 137
Севастополь 18, 22, 27, 35, 43, 155, 233,
234, 237, 240, 242, 243, 247, 249, 278,
343, 381, 409, 447, 463, 467, 474, 503
Северо-Крымский канал 25
Северо-Крымская равнина 22, 24
Северское, сел. 427, 435
Седам-Кая, гора, массив 139, 150, 154
Сельбухра, гора 469
Семь Колодезей, сел. 261, 264
Семякинские высоты 177
Сераус, гора 333
Сердоликовая бухта 309
Сиваш, залив 18, 20, 23, 24, 30, 31,
196, 197, 283, 297, 397, 406, 435, 437,
443, 460, 465, 508, 514
Сивашское, сел. 444
Сиваш Восточный, залив 18, 23, 435
Сиваш Западный, залив 18
Симеиз, пос. 21, 268, 269, 282, 301, 317,
349, 475
Симферополь 11, 21, 22, 35, 36, 70, 70,
73, 74, 75, 77, 80, 88, 90, 92, 93, 94,
97, 101, 102, 164, 165, 169. 171, 176,
179, 209, 210, 216, 219, 233, 234, 235,
237, 240, 256, 256, 267, 279, 290, 291,
302, 330, 341, 343, 348, 381 382, 399,
409, 419, 421, 422, 452, 463, 466, 469,
470, 486, 500
Синор, перевал 131, 282
Скалистое, сел. 282, 293
Скворцово, сел. 164
Скельская -пещера 294
Славянское, сел. 197, 198, 199, 200, 205,
210, 222
Советское, сел. 236, 256
Соколиное, сел. 112, 150, 348
Сокол, гора 21, 126, 130, 268, 282, 379,
492
Соленое озеро 22
Солнечногорск, пос. 20, 80, 313, 330, 336
Соловьевка, сел. 149, Г64
Сомналых, гора 160
Ставри-Кая, гора 136
Старое озеро 24
Староселье, пещера 293, 294, 295
Старый Карантин, пос. 478
Старый Крым, город 19, 22, 36, 75, 147,
151, 167, 179, 198, 201, 207, 279, 282,
370, 375, 376, 384, 399, 463, 493, 408,
506
Степная, река 24
Стиля, река 97, 103, 280, 487
Стрелковое, сел. 407, 444
Строгановка, сел. 102, 348
Суат, урочище 150
Суаткан, река 154
Судак, город 10, 19, 20, 21, 28, 35, 100,
113, 117, 127, 130, 268, 270, 271, 273,
277, 278, 279, 280, 281, 282, 283, 309,
330, 336, 374, 447, 461, 468, 469, 508,
510
Султановка, сел. 158
Сусанине, сел. 397
Суук-Су, река, источник 127, 132, 330,
336, 509
Сухая речка 74, 97, 160, 172, 486, 488,
495
Сухой Индол, река 23, 158, 161, 168,
169, 175
Счастливое (Биюк-Узень-Баш), сел. 21,
106, 107, 112, 138, 161, 481
Счастливцево, сел. 444
Сюндюрлю-Кобасы, гора 153
Сюрень I, пещера 294, 295, 296, 297,
299, 512
Сюрень II, пещера 295, 297
Сютюра, гора 154, 353
Сююрю-Кая, гора 127, 153, 154
Т
Таврические горы 18, 45
Тавельские высоты 172
Тай-Коба, гора 132
Такыл, мыс 478
Таманский полуостров 18, 34, 36, 44,
51, 258, 345, 384, 393, 394, 399, 409,
454, 508
Танас (Тенас), река 18, 19, 146, 147
158, 161, 167, 168, 170, 176, 369, 372,
374, 461, 472, 494, 496
Танино, сел. 192
Танновое, сел. 209, 295
Тарасовка, сел. 66, 426
Тарханкут, мыс 28
Тарханкутский полуостров 11, 15, 31,
43, 169, 173, 179, 181, 190, 192, 194,
195, 196, 197, 199, 200, 201, 204, 205,
207, 208, 210, 214, 217, 218, 221, 222,
ГЕОГРАФИЧЕСКИЙ УКАЗАТЕЛЬ
571
224, 225, 227, 228, 230, 231, 233, 236,.
237, 238, 240, 242, 243, 247, 248, 256,
257, 267, 325, 341, 397, 400, 409, 411,
414, 415, 415, 438, 439, 465, 474, 503
Тарханкутское плато, возвышенность,
равнина 22, 23, 267, 439, 485
Тархан, мыс 233, 234, 237
Тарханский грязевой вулкан 482
Татар-Хабурга, хребет 124, 128, 140, 147
Таш-Аир, грот 297
Тепловка, сел. 465
Теренаир, местность 149
Теркез, гора 19, 132, 372
Терневка, сел. 153
Тессели, сел., санаторий 78, 489
Тесселийский оползень 476
Тете-Оба, хребет 19, 377, 464
Тильки-Кая, гора 122
Тимошенко, сел. 429
Тирке, гора, плато 148, 373
Тобечик, озеро 26, 272, 273, 274, 285
Токлукский хребет 142, 146, 378, 379
Тополевка, сел. 168, 193, 203, 204, 378,
383, 384
Топрах-Кая, мыс 114, 374
Тапран-Баир, гора 151
Трудолюбовка (Бодрак), сел. 71, 75, 91,
107, 172, 176, 329, 330, 335
Тумановая балка 120, 122, 123, 124, 128
Тургеньевка, сел. 421
Туровка, сел. 235
Тысячеголовая пещера 19
У
Узень-Баш, река 134
Узунджинская котловина 18, 151, 152,
153
Узунларское, озеро 272, 273
Украинка, сел. 82, 195, 302, 303, 330,
347
Улу-Узень Восточный, река 20
Улу-Узень Западный (Алуштинская),
река 20
Урага, гора 330, 361, 463, 489
Урожайное, сел. 428
Ускут, река 20, 479, 480
Учан-Су (Водопадная), пека 20, 28, 106,
136, 281, 480, 509
Уч-Кош, ущелье 135
Ущельное, сел. 99
Уютное, пос. 126, 130
Ф
Фатьма-Коба, грот 289, 297, 298
Феодосия, город 18, 34, 35, 36, 49, 60,
117, 142, 143, 144, 155, 156, 158, 161,
165, 167, 168, 169, 174, 179, 193, 197,
199, 200, 201, 204, 207, 209, 211, 223,
225, 227, 263, 264, 273, 278, 279, 309,
341, 369, 375, 381, 384, 387, 422, 452,
463, 470, 477, 496, 497, 502, 508
Феодосийский залив 18, 19, 467, 508
Фиолент, мыс 75, 107, 142, 150, 233, 234,
237, 307, 350, 351, 489
Флотское, сел. 242
Форос, мыс, сел. 21, 35, 77, 78, 80, 104,
110, 330, 334, 357, 488
Французская гора 377
Френк-Мезер, гора 144
Фронтовое, сел. 259
Фрунзенское, сел. 21
X
Хабурга, хребет 322
Хайто, долина, сел. 151, 152, 358
Хапкал, урочище 133
Харпузеянын-каясы, хребет 132
Хворостинка, сел. 177
Херсонес, мыс 44
Хирсыш-Шибаньский грязевой вулкан
482
Хлама, гора 159, 163
Хмельницкое, сел. 421
Хоба-Кая, гора 130, 379, 492
Хоба-Тепе, гора 309, 310, 311, 312, 314,
317
Холодная балка 283
Холодная пещера 19
Хостабаш, река 20
Хры-Коль, гора 140, 147
Хыр, гора 106, 317, 319, 360
ц
Цветочное, сел. 164, 167, 168, 171, 176,
420
Центральный Алупкинский оползень
476
Центральная Крымская равнина 22, 23
Ч
Чалка, залив 279, 280
Чамны-Бурун, гора, массив 330, 361,
463
Чапаеве, сел. 264, 397, 428
Чатырдаг, гора, плато, яйла 15, 18, 19,
35, 70, 134, 142, 143, 148, 149, 172,
173, 268, 297, 326, 349, 350, 351, 353,
355, 361, 362, 369, 371, 373, 460, 489,
491, 495, 496, 499
Чатырли, река, балка 23, 24
Чауда, мыс 226, 227, 272, 470, 478, 508
Челеби-Яурн, гора 494
Черная, гора 134, 138, 349, 353, 355
Черная, река 20, 21, 151, 153, 159, 169,
177, 180, 191, 192, 198, 200, 202, 280,
285, 297, 381, 473, 474
Чернобугорский оползень 476
Чернореченский каньон 159, 163, 167,
177
Черноморское, сел. 28
Чехово (Верхняя Аутка), пос. 111
Чистенькое, сел. 420
Чокрак, озеро 26, 234, 273, 274
Чокурчинский грот 291, 292, 294
Чомбай, гора 149
Чонгарский полуостров 16, 18, 263
Чукур-Кая, гора 462
Чурубаш, озеро 26
Чурюк-Су, долина, река 23, 180, 181,
192, 193, 194, 195, 207, 209, 382, 465,
481, 506
Чучель, гора 106, 134, 138, 349, 353, 355
Чуюн-Илга, река 103, 104, 106
Чху-Баир, гора 138
Ш
Шайтан-Коба, грот 293, 294, 512
Шан-Коба, пещера 294, 297. 298, 299
ПРЕДМЕТНЫЙ УКАЗАТЕЛЬ
Шапка Мономаха, утес 129, 315, 322 Шелен, река 358, 361, 372, 383, 480 Шелудивая, гора 98, 165, 176 Шишкино, сел. 68, 427, 429, 431 Шишко, гора 136 Шубино, сел. 235, 241, 248, 256, 260, 424 щ Щебетовка, сел. 19, 131, 289, 358, 360, 372, 373, 374, 461, 467 Э Эгер-Оба, гора 124, 125, 128 Эгет, возвышенность 279, 465, 470 Эли, гора 153 Эндек, гора 141, 150 Эски-Кермен, пещера 289 Эчкидагский массив, 378 Ю Юго-Западная равнина Керченского по- луострова 35, 226, 232, 384, 386, 387, 388, 391, 393, 394, 395, 396, 502 Южное, сел. 104 Юраков Кут, сел. 234, 478
ОГЛАВЛЕНИЕ
Стр.
Введение. М. В. Муратов....................................................7
Глава I. История геологического изучения Крыма. И. В. Архипов, Б. Л. Гуре-
вич, В. Б. Соллогуб, В. А. Гордиевич.......................................9
Глава II. Физико-географическое описание. М. Е. Кострицкий................18
Глава III. Основные черты геологического строения и истории Крыма и Черного
моря. М. В. Муратов.......................................................32
Глава IV. Стратиграфия....................................................60
Стратиграфические комплексы Крыма. М. В. Муратов...................60
। Докембрий и палеозой. Н. И. Черняк....................................66
Глыбы и валуны каменноугольных и пермских известняков горного
Крыма. | А. Д. Миклухо-Маклай |.....................................70
Таврическая серия. А. И. Шалимов. Н. В. Логвиненко..................74
Триасовая система. А. И. Шалимов, Н. В. Логвиненко..................77
Юрская система......................................................89
Нижний отдел. А. И. Шалимов...................................89
Средний отдел. О. В. Снегирева.................................99
Верхний отдел. Е. А. Успенская.......................... . . .114
Меловая система....................................................155
Нижний отдел. Г. А. Лычагин.....................................155
Верхний отдел. Н. И. Маслакова, А. М. Волошина . • . . . . 179
Палеогеновая система...............................................200
Палеоцен. Л. П. Горбач........................................ 200
Эоцен. А. М. Волошина, Г. И. Немков.............................208
Олигоцен и нижний миоцен. Л. М. Голубничая......................224
Неогеновая система ............................................... 232
Морские отложения. А. Е. Каменецкий, Г. И. Молявко..............233
Континентальные отложения. М. В. Муратов......................264
Четвертичная система. М. В. Муратов ..........................271
Палеолит Крыма. С. Н. Бибиков......................... . . 289
Г лава V. Магматизм Крыма................................................301
Основные этапы развития представлений о магматизме горного Крыма.
В. И. Лебединский........................... . .... 301
Вулканическая деятельность. В. И. Лебединский......................302
Верхнетриасовый вулканизм. В. И. Лебединский . . . . 302
Нижнеюрский вулканизм. В. И. Лебединский........................304
Среднеюрский вулканизм. В. И. Лебединский.......................306
Верхнеюрский (келловейский) вулканизм. М. В. Муратов . . . 321
Нижнемеловой вулканизм. В. И. Лебединский ... ... 323
Изверженные породы интрузивных массивов. С. М. Кравченко и В. И. Л,е-
бединский ... ................. ........................325
Петрохимические особенности магматических пород Крыма и некоторые
вопросы петрогенезиса. В. И. Лебединский...........................337
574
ОГЛАВЛЕНИЕ
Стр.
Глава VI. Тектоника Крымского полуострова.................................341
Краткий обзор истории развития представлений о тектонике Крыма.
М. В. Муратов.....................................341
Тектоника горного Крыма и Керченского полуострова;..................343
Основные черты строения мегантиклинория горного Крыма и его огра-
ничения. М. В. Муратов...........................................343
Ядро мегантиклинория горного Крыма.............................346
Качинское поднятие. Г. А. Лычагин...........................346
Юго-Западный синклинорий. И. В. Архипов.....................350
Балаклавское поднятие. Г. А. Лычагин........................356
Антиклинорий западной части Южного берега Крыма. Г. А. Лы-
чагин, М. В. Муратов........................................357
Туакское поднятие. М. В. Муратов..........................360
Судакско-Карадагская система складок. И. В. Архипов,
М. В. Муратов............................................365
Восточно-Крымский синклинорий. И. В. Архипов, М. В. Мура-
тов ........................................................369
Оконечность Восточно-Крымского синклинория в районе Фео-
досии, М. В. Муратов.....................................375
Белогорский прогиб. Г. А. Лычагин, М. В. Муратов . . . 377
Судакский синклинорий. М. В. Муратов, И. В. Архипов . . 378
Северо-западное и северное крылья мегантиклинория горного Кры-
ма. М. В. Муратов..............................................381
Основные черты строения Керченского полуострова. М. В. Муратов . 384
Юго-западная часть Керченского полуострова. Г. А. Лычагин . 386
Северная часть Керченского полуострова. Г. А. Лычагин . . . 388
Юго-восточная часть Керченского полуострова. М. В. Муратов . 391
Возраст и происхождение складок Керченского полуострова.
М. В. Муратов ..............................................392
Тектоника равнинного Крыма и прилегающих частей дна Азовского и Чер-
ного морей..........................................................397
Основные тектонические элементы. М. В. Муратов...................397
Главнейшие черты тектоники складчатого основания равнинного Крыма.
М. В. Муратов, Л. Г. Плахотный, И. И. Черняк......................399
Краткая характеристика результатов геофизических исследований.
Б. Л. Гуревич, Т. А. Гончарова, В. Е. Бураковский, В. В. Нечаев,
А. В. Тесленко, С. Я. Шерешевская.................................401
Физические свойства горных пород............................402
Магнитное поле..............................................406
Гравитационное поле.........................................409
Электрометрические исследования.............................412
Сейсмические исследования...................................413
Результаты глубинных сейсмических зондирований. В. Б. Сол-
логуб ......................................................417
Строение главнейших структурных элементов равнинного Крыма . . 420
Симферопольское поднятие. Г. А. Лычагин, Л. Г. Плахотный . 420
Новоцарицынское поднятие. Л. Г. Плахотный, Б. Л. Гуревич,
М. В. Чирвинская............................................422
Индольский прогиб. Л. Г. Плахотный..........................423
Альминская впадина. Н. И. Черняк...........................' 424
Новоселовское поднятие. Н. И. Черняк........................426
Каркинитский прогиб. Н. И. Черняк........................436
Южный борт Каркинитского прогиба. Н. И. Черняк . . . 438
Сивашская впадина. Б. Л. Гуревич, М. В. Чирвинская, Л. Г. Пла-
хотный .....................................................443
Глава VII. Землетрясения в Крыму и прилегающих к нему частях Черного моря.
И. И. Попов....................................-...............447
Глава VIII. Геоморфология Крымского полуострова. В. И. Бабак, .... 460
Краткая характеристика крымского карста. М. В. Муратов .... 473
Оползневые процессы. Г. И. Неклюдов.................................474
Селевые потоки. А. Н. Олиферов......................................478
Грязевые вулканы. А. Г. Штернов.....................................481
ОГЛАВЛЕНИЕ
575
Стр.
Глава IX. История геологического развития Крыма. М. В. Муратов, Г. А. Лыча-
гин, Е. А. Успенская, А. И. Шалимов...............................484
Древний период геологической истории.................................485
Альпийский период геологической истории..............................486
Геосинклинальный этап развития....................................486
Начальная стадия ,..............................................486
Зрелая стадия...................................................491
Поздняя стадия ................................................ 498
Заключительный этап геосинклинального развитияи и формирования
рельефа Крыма ....................................................501
Глава X. Направление дальнейших геологических исследований. Г. А. Лычагин . 514
Литература.................................................................517
Предметный указатель.......................................................561
Географический указатель . . . ..................................564
ТЕОЛОГИЯ СССР. ТОМ VIII. КРЫМ. ЧАСТЬ I
Редактор издательства Л. М. Старикова Технический редактор Т. М. Шмакова
Корректор М. В. Дроздова
Сдано в набор 4/XI 1968 г. Подписано в печать 14/IV 1969 г. Т-05358
Формат 70X108V16 Печ. л. 36+2,5 (5 вкл.)+|1 л. л. карта Усл. печ. л. 55,3 Уч.-мзд. л. 54,0
Бумага № 1 Индекс 3—4—1 Зак. 911/10597-1
Тираж 1200 экз. Цена 4 р. 09 к. с картой
Издательство «Недра». Москва, К-12, Третьяковский проезд, д. 1/19.
Ленинградская картфабрика ВАТТ
Приложение к VIII тому „Геология СССР"
Карта составлена в Украинском научно-исследовательском
геологоразведочном институте
авторы и в архипов е. а успенская
Редактор ГЛ. В. МУРАТОВ
Карта одобрена Ученым советом Украинского научно-
исследовательского геологоразведочного института
11 августа 1966 г.
Карта утверждена Научно-редакционным советом ВСЕГЕИ
23 марта 1967г.
Оформлена и отпечатана на Ленинградской картфабрике ВАГТ
Редакторы оформления : картограф Г.А Карабанова, геолог
Н.А. Погромовская. Технический редактор Л.Г. Долгонос
Заказ 132 Тираж 1200 экз. Подписана к печати 3/VII-1968г.