Геоморфология и палеогеография, 2021, T. 52, № 4, стр. 64-78

ВВЕДЕНИЕ

Рассматриваемая территория включает в себя юго-западную часть Крымского п-ова, вошедшего в состав Российской империи в 1783 г. В орографическом отношении она является частью Крымских гор. Первое геоморфологическое районирование территории проведено К.И. Габлицем, выделявшим в пределах Крымских гор три гряды [1]. Данное районирование используется до настоящего времени, поскольку выделенные районы обладают индивидуальностью и существенно отличаются между собой по геологическому строению и особенностям рельефа – т.е. являются геоморфологическими формациями в понимании Н.А. Флоренсова [2].

Хотя история изучения Крымских гор насчитывает более 230 лет и вопросам их геолого-геоморфологического строения посвящено большое количество работ, району города Севастополь, расположенному на их западном окончании, посвящены лишь немногие из них. Во многом это связано с особым административным статусом территории, на которой находится крупнейшая на Черном море база ВМФ.

Интерес к региону возродился у российских исследователей после 2014 г. в связи с изменением статуса Крыма и разработкой планов его хозяйственного преобразования. В ходе планирования и проведения инженерно-строительных работ в районе города Севастополь была установлена недостаточная инженерно-геологическая изученность его территории [3], в том числе и отсутствие геоморфологических карт средних и крупных масштабов. Для восполнения этого пробела нами была проведена геоморфологическая съемка территории города Севастополь и примыкающих частей Ялтинского, Бахчисарайского и Симферопольского районов в масштабе 1:50 000. Южным и западным ограничениями изученной территории служит береговая линия, северным – линия 43°55′ с.ш., восточным – 33°55′ в.д. (рис. 1).

Рис. 1.

Геоморфологические районы Юго-Западного Крыма.

1 – гряды Крымских гор; 2 – межгрядовые впадины Северной продольной депрессии (бл – Балаклавская, сб – Симферопольско-Бахчисарайская) и Южной продольной депрессии (бд – Байдарская, вб – Верхнебельбекская); 3 – элементы гидросети; 4 – обрывистые борта межгрядовых впадин. Прямоугольниками (а), (б) и (в) на схеме отмечены территории, показанные на рис. 2.

ГЕОЛОГО-ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСКОЕ РАЙОНИРОВАНИЕ

Мы используем в пределах рассматриваемой территории элементы схемы районирования, предложенной К.И. Габлицем [1] – Внешнюю, Внутреннюю и Главную гряды. Также дополняем данную схему, выделяя системы межгрядовых понижений – Северное (между Внешней и Внутренней грядами) и Южное (между Внутренней и Главной грядами). В направлении с северо-запада на юго-восток гряды и понижения последовательно чередуются.

Внешняя гряда может быть названо “грядой” лишь условно, как дань традиции. Это полого снижающееся к северо-западу плато, сложенное на юге миоценовыми известняками, а на севере перекрывающими их плиоценовыми и плейстоценоновыми глинами и галечниками.

Северное межгрядовое понижение отделено от Внешней гряды обрывом в миоценовых известняках. Оно разделяется перемычкой, расположенной на продолжении плато “Мекензиевы горы” на Балаклавскую и Симферопольско-Бахчисарайскую котловины. Днище Балаклавской котловины выработано в глинах альбского яруса нижнего мела и мергелях туронского, коньякского, сантонского, кампанского и маастрихтского ярусов верхнего мела, а днище Симферопольско-Бахчисарайской котловины – в мергелях бодракского и альминского ярусов среднего палеогена.

Внутренняя гряда состоит из двух куэст с уступами, образованными известняками датского яруса палеогена и валанжинского яруса нижнего мела. Межкуэстовое понижение выработано в верхнемеловых мергелях сантонского, кампанского и маастрихтского ярусов верхнего мела.

Южное межгрядовое понижение разделено перемычками на ряд изолированных котловин. В днище самой юго-западной из них – Байдарской котловине – вскрываются глины титонского яруса верхней юры, валанжинского, барремского и аптского ярусов нижнего мела. Крутые борта котловины сложены породами тектонического покрова – брекчиевидными титонскими известняками верхней юры, надвинутыми в докайнозойское время на более молодые юрские и нижнемеловые глины [4], выстилающие днище котловины. К северо-востоку от Байдарской расположена Верхнебельбекская котловина, днище которой выработано в песчано-глинистых породах таврической серии верхнего триаса – нижней юры и байосса-бата средней юры, а борта в известняках валанжина нижнего мела и титона верхней юры.

Главная гряда сложена мраморизованными известняками титонского яруса. Южный склон Главной гряды представлен в верхней части обрывом в известняках титона верхней юры, а в нижней – системой обвально-оползневых комплексов, под которыми, судя по обнажениям в наиболее глубоких эрозионных долинах, залегают песчано-глинистые отложения таврической серии позднего тиаса-ранней юры и баосса-бата средней юры.

МЕТОДИКА

Геоморфологическая съемка проводилась по методу выделения элементарных поверхностей рельефа, единых в морфо-хроно-генетическом отношении – т.е. сходных по морфологии, времени образования и рельефообразующему процессу или их комплексу. Метод базируется на положении, что земная поверхность представляет собой топологическое образование, состоящее в разных своих участках из характерных наборов элементов с дискретными свойствами по признакам морфологии, времени формирования и генезиса. В русскоязычной научной литературе данный подход обозначен как метод выделения “генетически однородных поверхностей”, в англоязычной литературе близкое направление имеет общее обозначение “land units/ land systems”.

Как и любой подход, в основе которого лежит полноценная теоретическая модель, данный подход имеет высокую практическую значимость. Он позволяет оптимизировать затраты при изучении и освоении новых территорий, производить в требуемом масштабе районирование местности по степени пригодности для разных видов геологосъемочных и геологопоисковых работ, сельскохозяйственного производства, возведения различных элементов инженерной инфраструктуры.

Подход к земной поверхности как к набору граней, отличающихся углами наклона и наборами свойств, обусловленными возрастом и генезисом, был разработан в конце 1940-х годов Ю.К. Ефремовым как развитие методов построения карт специальных свойств местности в годы войны [5]. В 50-е годы ХХ века метод был усовершенствован и применен советскими геологами в ходе реализации государственной программы геологической съемки масштаба 1 : 200 000 [6–12] и географами в Австралии при проведении кадастровых землеустроительных работ [13–15]. Метод не получил развития в той мере, в которой он заслуживает, по следующим причинам. Во-первых, он был избыточно детален для нужд среднемасштабных съемок. Во-вторых, он слишком опережал уровень современных ему технологических возможностей [16, 17]. В связи с интенсивным развитием геоинформационных технологий, в первое десятилетие ХХI века крупномасштабные съемки с выделением генетически однородных поверхностей сейчас вновь проводятся зарубежными геологами [18–27]. В России возрождение метода генетически однородных поверхностей проходит не так активно [28–30].

ГЕНЕТИЧЕСКИ ОДНОРОДНЫЕ ПОВЕРХНОСТИ РАЙОНА ГОРОДА СЕВАСТОПОЛЬ

Начиная со второй половины мела и до позднего неогена, значительная часть рассматриваемой территории была областью мелководной, преимущественно карбонатной аккумуляции. В позднем мелу низменная суша, близкая по высотным отметкам к базису денудации, существовала только на крайнем юго-востоке территории. По мере снижения базиса денудации площадь суши увеличивалась. В конце неогена более 65% территории было областью денудации. В четвертичное время в связи с неотектонической активизацией большая часть территории поднялась и подверглась интенсивному расчленению, в ходе которого аккумулятивные поверхности мелового и палеогенового возраста были полностью, а неогенового – частично, уничтожены. Поэтому распространенные на территории аккумулятивные поверхности имеют неогеновый и четвертичный возраст. Денудационные поверхности включают поверхности выравнивания мелового, палеогенового и неогенового возраста, а также склоны разного генезиса, имеющие преимущественно плейстоценовый и голоценовый возраст. Всего в пределах рассматриваемой территории выделено 37 разновидностей генетически однородных поверхностей, объединенные в 14 групп в зависимости от ведущего рельефообразующего процесса (рис. 2). Пять из них аккумулятивные и денудационно-аккумулятивные (занимают примерно 33% изученной территории), а девять – денудационные (67% изученной территории).

Рис. 2.

Геоморфологические карты фрагментов основных геоморфологических районов Юго-Западного Крыма.

(а) – Внешняя гряда, (б) – Северная продольная депрессия и Внутренняя гряда, (в) – Главная гряда и Южная продольная депрессия.

1 – аккумулятивные; 2 – аккумулятивно-денудационные; 3–5 – денудационные: 3 – субгоризонтальные и слабонаклонные, 4 – умеренно-крутые, 5 – крутые; 6 – оползни, не выражающиеся в масштабе; 7 – элементы гидросети.

Аккумулятивные морские террасы: m₅ – вторая чаудинская, m₆ – сарматская; kl₃ – обвальные тела; kl₄ – оползневые тела; аллювиальные: al₁ – пойма и первая терраса, al₂ – вторая терраса; пролювиальные: pl₁ – конусы выноса, pl₂ – шлейфы; ta – отвалы карьеров.

Денудационно-аккумулятивные морские террасы: m₁ – новочерноморская, m₂ – карангатская, m₃ – эвксинская, m₄ – первая чаудинская.

Денудационные поверхности выравнивания: sp? – неустановленного возраста, sp₁ – миоценовая, sp₂ – палеогеновая, sp₃ – позднемеловая; стенки отрыва: slk₁ – обвалов, slk₂ – оползней; sld₃ – делювиальные склоны крутые и умеренно-крутые; избирательной денудации (карстовые) склоны: sk₄ – крутые, sk₃ – пологие; равнины: fk₂ – холмистые, fk₁ – плоские; склоны эрозионных долин: sle₁ – крутые, sle₂ – средней крутизны, sle₃ – пологие; slt – тектоногенные уступы; абразионные уступы: slm₁ – крутые, slm₂ – средней крутизны, slm₃ – пологие; td – карьеры.

АККУМУЛЯТИВНЫЕ ПОВЕРХНОСТИ

Поверхности тел обваливания и оползания приурочены к береговым обрывам, склонам долин и балок, а также склонам межгрядовых понижений. Они занимают около 6% площади изученной территории. Наиболее широко оползневые процессы проявлены в местах пересечения Внешней гряды Крымских гор долинами рр. Альмы, Качи и Бельбека, где образуют крупные оползневые комплексы [37]. Оползневые комплексы здесь вытянуты вдоль склонов долин, частично захватывая северо-западный склон Северного межгрядового понижения. Ширина комплексов составляет 1500–3000 м, а длина 5–6 км. Они образовались после возникновения Внешней продольной депрессии к рубежу среднего и позднего плейстоцена [47], т.е. крупные оползневые тела в основном формировались здесь в позднем плейстоцене. Местами установлено налегание отдельных их блоков на голоценовую первую надпойменную террасу. Это означает, что локальные подвижки в пределах оползневых комплексов продолжались в голоцене.

Главная гряда Крымских гор обрывается с юга системой стенок отрыва оползней и обвалов. Между ними и южным берегом Крыма расположена бугристая поверхность шириной 1–2 км, наклоненная к морю под углом около 12°, целиком состоящая из обвально-оползневых тел, по которым развиваются вторичные оползневые процессы. Наиболее крупные оползневые тела могут включать неразрушенные блоки до нескольких километров в поперечнике. Их образование связывают с катастрофическими землетрясениями [38]. Обвально-оползневой комплекс южного берега Крыма подмывается Черным морем и сползает в сторону побережья со скоростью от долей сантиметра до первых сантиметров, в зависимости от толщины оползня [39]. В ходе оползневых процессов в обвальных и оползневых телах формируются новые оползни с крутыми стенками отрыва (45° и более), а также уплощенными площадками вторичных оползневых тел, что усложняет и без того сложную морфологию обвально-оползневого пояса южного берега Крыма.

Обвалы и оползни береговых обрывов и крутых склонов долин и балок обычно имеют в плане размеры в десятки, реже первые сотни метров, что не позволяет изображать их в масштабе съемки. Они показываются внемасштабными знаками. Поверхность тел обвалов и оползней неровная с валами, буграми и заболоченными западинами в тыловой части. Углы наклонов ее неровностей обычно в пределах 0–20°.

Поверхности аккумуляции временных водотоков сложены галечниками и валунниками. Они занимают около 6% изученной территории. Конусы выноса приурочены к выходам V-образных долин в долины крупных рек или в межгрядовые понижения. В зависимости от размеров долин их поперечные размеры колеблются от 200–300 до 1000–1200 м. Углы наклонов поверхности 4–5°. Пролювиальные отложения образуют также плоские аккумулятивные днища балок. Они сложены валунниками, галечниками и суглинками. В крупных балках протяженность аккумулятивных днищ может достигать 4–5 км, ширина 1000 м. Углы наклона их поверхности обычно 2–3°.

Поверхности аккумуляции постоянных водотоков – главным образом поймы, первые и вторые надпойменные террасы, занимают примерно 4% изученной территории. В литературе можно найти упоминание о пяти надпойменных речных террасах, время формирования которых увязывается с формированием ранее перечисленных морских террас [40], их ширина не превышает первых десятков метров, а длина отдельных фрагментов – первых сотен метров, они не играют сколько-нибудь существенной роли в строении рельефа и не могут быть показаны в масштабе съемки.

Пойма и первая надпойменная террасы разделены уступом высотой до 3–5 м. Они показываются на картах в виде единого комплекса, который занимает все дно долин основных рек и имеет в пределах рассматриваемой территории ширину 400–850 м, сужаясь при пересечении тел крупных оползневых массивов до 100–150 м. В строении поймы и первой надпойменной террасы преобладают песчано-глинистые осадки с отдельными прослоями мелкой гальки. Вторая надпойменная терраса возвышается над первой на 15–25 м. Она развита фрагментарно. Ширина наиболее крупных фрагментов достигает 500 м, а протяженность 4.5 км. Сложена она валунно-галечными отложениями с размерами валунов до 15–20 см. Поверхности поймы и первых двух надпойменных террас субгоризонтальные с углами наклона менее 1°. Первая надпойменная терраса в данном районе сближена с поймой. Она в нижней части долин полностью аккумулятивная и сложена песками, выполняющими переуглубленные низовья долин. В верховьях рек она цокольная. Вторая надпойменная терраса образована валунно-галечными отложениями. Развита она преимущественно в нижних частях долин. Судя по изученным обнажениям, в основании уступа террасы цоколь нигде не обнажается, и она аккумулятивная.

Поверхности техногенной аккумуляции представлены многочисленными насыпями, валами, дамбами и отвалами, большинство из которых не может быть изображено в масштабе съемки. Наибольших размеров достигают отвалы крупных карьеров по добыче строительных материалов. Это плосковершинные холмы с углами склонов 30–35°, их размеры в поперечнике достигают 800 м. В пределах изученной территории они не играют существенной роли, занимая около 0.05% от общей площади.

ДЕНУДАЦИОННО-АККУМУЛЯТИВНЫЕ ПОВЕРХНОСТИ

Последовательность морских террас давно установлена в Средиземноморском и Черноморском регионах [31–33]. Их формирование связано с прерывистым снижением уровня Мирового океана в кайнозое. На тектонически стабильных побережьях здесь находится лестница морских террас с возрастами с миоцена по голоцен [34–36]. Нами она наблюдалась в пределах Внешней гряды. Миоценовая терраса – единственная полностью аккумулятивная, поскольку продолжает миоценовую поверхность выравнивания и нигде не срезает нижележащие отложения. А вот все более молодые террасы – цокольные (денудационно-аккумулятивные). На севере рассмотренного района это обстоятельство маскируется тем, что выработаны они в галечниках николаевской толщи и галечники их чехла мало отличаются от пород цоколя, а вот к югу от Севастопольской бухты, где они выработаны в миоценовых известняках и практически полностью лишены осадочного чехла, их цокольная природа не оставляет сомнений.

Денудационно-аккумулятивные морские террасы занимают около 17% площади изученной территории, а их денудационные аналоги 3.5%.

Миоценовая терраса (150–160 м) сложена белесыми глинами, мергелями и известняками сарматского яруса (миоцен). Образует наиболее высокие аккумулятивные уровни водоразделов. Здесь и далее в скобках указаны высоты поверхности площадок террас неотектонически стабильных территорий. В пределах рассматриваемого района позднеплиоценовая, ранне- и среднечетвертичная морские террасы приподняты до 50–70 м.

Позднеплиоценовая вторая чаудинская терраса (120–140 м) сложена красно-бурыми суглинками, мергелями и серыми галечниками (плиоцен), отделена от миоценовой террасы отчетливым уступом.

Раннечетвертичная первая чаудинская (90–110 м), среднечетвертичная эвксинская 50–80 м), позднечетвертичная карангатская (18–45 м) и голоценовая новочерноморская (3–5 м) террасы покрыты серыми галечниками и врезаны в миоценовые и позднеплиоценовые отложения. Толщина галечникового чехла 3–5 м. В южном направлении толщина чехла истончается и исчезает сначала на высоких террасах, а к югу от Севастопольской бухты все террасы полностью лишены чехла и в рельефе выражены только цоколи, выработанные в сарматских отложениях. Их площадь составляет около 3.5% изученной территории.

Поверхности четвертичных морских террас имеют слабый (0.5°) наклон в сторону побережья Черного моря. У неогеновых террас наклон увеличивается до 2–3° в связи с их вовлеченностью в поднятие четвертичного времени, Ширина террас обычно 2–3 км, а протяженность отдельных фрагментов зависит от ширины водоразделов и составляет 5–10 км.

ДЕНУДАЦИОННЫЕ ПОВЕРХНОСТИ

Поверхности выравнивания образовались на данной территории в условиях длительного тектонического покоя и стабильного уровня Мирового океана, который служил базисом денудации. В районе присутствуют все три высотных уровня, которые должны были возникнуть (в соответствии с кривой Хага-Вейла [41–44]) в позднем мелу, в раннем-среднем палеогене и миоцене [35, 40, 45]. Формировались поверхности выравнивания вблизи палеоуровней Мирового океана 300, 250 и 200 м. Одновременно с формированием денудационных поверхностей выравнивания в прилегающем морском бассейне накапливались коррелятные отложения. Поверхность их толщи после снижения базиса денудации осушалась и образовывала морскую равнину соответствующего возраста. Меловая и палеогеновая морские равнины были уничтожены при формировании миоценовой поверхности выравнивания, которая срезает их отложения. Местами можно проследить ее переход к аккумулятивной миоценовой морской равнине и восстановить положение береговой линии миоценового времени [45]. Реликты поверхностей выравнивания занимают около 3.5% площади изученной территории.

Наиболее полно все три уровня представлены на яйлах Главной гряды Крымских гор, где размеры сохранившихся фрагментов поверхностей выравнивания достигают 4–5 км в поперечнике. Абсолютные высоты яйл достигают здесь 1100 м. Соответственно, вертикальная амплитуда неотектонического поднятия с учетом исходной высоты формирования меловой поверхности выравнивания составляет до 800 м. Поверхности выравнивания на яйлах Главной гряды срезают сложно дислоцированную толщу юрских известняков. Они несут эпигенетический микрорельеф в виде карстовых воронок, число которых достигает нескольких десятков на 1 км². Без учета участков, измененных карстовыми процессами, наклон поверхностей выравнивания в целом не превышает 2–3°. На наиболее возвышенных участках водоразделов Внешней гряды сохранились фрагменты миоценовой поверхности выравнивания размером до 2–3 км в поперечнике, почти не измененной карстовыми процессами. На водоразделах Средней гряды сохранились фрагменты всех трех поверхностей выравнивания, имеющие обычно вытянутую форму, ширину до 500 м и длину до 5 км. Карстовые формы на них также развиты слабо.

Общее снижение поверхности Крымских гор незначительно, в сумме оценивается в 0.08 мм/год, главным образом за счет врезания долин и отступания их склонов [46]. На плоских водоразделах снижение поверхности меньше на 1–2 порядка. Соответственно за все время существования поверхностей выравнивания снижение их поверхности не превысило первых десятков метров.

Поверхности стенок отрыва обвалов и оползней в пределах рассматриваемой территории имеют обычно первые сотни метров в длину и первые десятки метров в высоту и не могут быть выражены в масштабе съемки. У наиболее крупных оползневых комплексов юго-восточного склона Внешней гряды, расположенных в месте ее пересечения долинами рек, протяженность стенок отрыва достигает 8–10 км при высоте 50–60 м. Судя по тому, что стенки отрыва сильно расчленены и выположены, они не моложе позднего плейстоцена. Крупные стенки отрыва характерны для южного склона Главной гряды, где протяженность их отдельных участков достигает 10–15 км, высота составляет 250–450 м при углах наклона до 60–80°. В общей сложности стенки отрыва обвалов и оползней занимают около 1.5% изученной территории.

Поверхности склоновой денудации распространены в пределах рассматриваемой территории только в водораздельных частях Главной и Внутренней гряд Крымских гор, где они разделяют разные возрастные уровни поверхностей выравнивания. Их высота обычно 50–100 м, протяженность может достигать 3 км, а углы наклона 30–35°. Они занимают 1.5% изученной территории.

Поверхности карстовой денудации в пределах рассматриваемой территории распадаются на две большие группы. Первую образуют широко развитые на плоских водоразделах Главной гряды карстовые воронки шириной до 200 и глубиной 15–25 м со склонами от 15–20° до 40° и более. В силу своих небольших размеров они не могут быть изображены в масштабе съемки. Вторую группу образуют межгрядовые понижения (ширина по бровкам бортов 6.5–7.5 км, протяженность от 13–15 до 35 и более км, разделяющие Внешнюю, Внутреннюю и Главную гряды Крымских гор, которые принято относить к формам комплексной денудации [40]. Аналогичные впадины в сходных геолого-геоморфологических условиях известны в Восточном Средиземноморье, например, впадины Рамон, Хатира и Хацера в пределах плато Негев.

Продольные депрессии сформированы комплексом денудационных процессов, но тот факт, что их борта выработаны в устойчивых к эрозии известняках, а днище в малоустойчивых, но водонепроницаемых глинах и мергелях, свидетельствует о том, что основным фактором при их образовании были карстовые процессы при подчиненном влиянии прочих агентов денудации, и они являются гигантскими карстовыми депрессиями.

Учитывая линейную вытянутость продольных депрессий в две линии по обе стороны Внутренней гряды, следует предположить, что их формирование происходило в пределах зон дробления, возникших на неотектоническом этапе в ходе поднятия Главной гряды Крымских гор.

Денудационные депрессии между грядами Крымских гор занимают около 24% изученной территории. Они образованы следующими генетически однородными поверхностями: крутыми бортами, пологими бортами, плоскими днищами и холмистыми возвышенностями днищ. Крутые борта образуются, когда склоны депрессий наклонены в обратном направлении относительно общего падения карбонатной толщи, в которой они выработаны. Обычно они имеют юго-восточную экспозицию. Протяженность отдельных их сегментов от 5 до 15 км, углы наклона от 25–30° до 50° и более вплоть до отрицательных, высота от 100 до 250 м. Пологие борта образуются, когда их экспозиция (обычно северо-западная) совпадает с общим падением слоистой толщи, в которой они выработаны. Протяженность отдельных сегментов 3–7 км, ширина 2.7–3.4 км, углы наклона 10–15°, реже до 25°. Днища продольных депрессий выработаны в глинах и мергелях (глинистых известняках). Их ширина 1–3 км, протяженность отдельных сегментов в пределах рассматриваемой территории от 3 до 13 км, углы наклона поверхности 5–6°. В их пределах выделяются холмистые возвышенности, обычно имеющие изометричную форму, 1–2 км в поперечнике, относительные высоты до 50–80 м. Они имеют плоские вершины и углы наклона склонов 10–15°.

Время формирования продольной депрессии между Внутренней и Внешней грядами установлено по U/Th датировкам натечных образований остаточных карстовых полостей в обрывах северного борта депрессии [47]. Начало формирования депрессии – около 240 тыс. л.н. (вторая половина среднего плейстоцена) датируется по времени прекращения формирования отложений восходящих источников. Окончание интенсивного углубления – 130 тыс. л.н. (граница среднего и позднего плейстоцена) фиксируется по осушению карстовых полостей и началу формирования сталагмитов. Суммарная скорость денудации примерно 1.4 мм/год, что для карстового массива совсем немного. Эти датировки хорошо согласуются с геоморфологическими данными, поскольку формирование продольной депрессии не могло начаться раньше образования среднеплейстоценовой эвксинской террасы, т.к. до этого базис денудации находился выше уровня дна депрессии, и должно было завершиться до начала формирования на склонах продольных депрессий позднеплейстоценовых оползневых комплексов.

Поверхности склонов эрозионных долин являются самым распространенным типом генетически однородных поверхностей в пределах рассматриваемой территории, занимая в совокупности около 30.5% ее площади. По углам наклона и интенсивности формирования они разделяются на три группы: крутые эрозионные склоны, эрозионные склоны средней крутизны и пологие эрозионные склоны.

Поверхности крутых склонов эрозионных долин характерны для интенсивно врезающихся в голоцене и позднем плейстоцене элементов дренажной сети. Они встречаются в V-образных долинах временных и постоянных водотоков, а также ящикообразных долинах среднего и нижнего течения крупных рек (Альмы, Качи, Бельбека). Склоны обычно имеют угол естественного откоса, который на рассматриваемой территории составляет 31–36° [48]. У недавних врезов углы наклона могут достигать 45° и более. Для Северной продольной депрессии V-образные долины не характерны. Они также редко образуют склоны балок, дренирующих водоразделы Внешней гряды за исключение междуречья Качи и Бельбека, представляющего собой относительно приподнятый неотектонический блок, подвергшийся интенсивному эрозионному расчленению. Более всего в пределах рассматриваемой территории крутые склоны распространены в южном окончании Внутренней гряды, которая расчленена V-образными долинами до состояния бедленда.

Поверхности средней крутизны склонов эрозионных долин формируются на месте крутых эрозионных склонов при затухании эрозионного процесса и выполаживании бортов эрозионных долин склоновыми процессами до углов наклона 15–20°. Они широко представлены на водоразделах Внешней гряды и несколько меньше на южном окончании Внутренней гряды.

Поверхности пологих склонов эрозионных долин имеют углы наклона 8–10° и характерны для водоразделов Внешней гряды, где образуют склоны балок, начинающих врезаться в позднеплейстоценовые террасы, и расположены верховья более древних балок, до которых еще не добралась регрессивная эрозия.

Поверхности тектоногенные уступов слабо распространены в пределах рассматриваемой территории, занимая менее 0.5% ее площади. В слабо измененном виде встречаются в виде единичных случаев на водоразделах Главной гряды, где смещают лестницу поверхностей выравнивания. Все установленные тектоногенные уступы имеют северо-восточное простирание. Их формирование связано с растяжениями в ходе неотектонического поднятия Крымских гор. Представляют собой уступы высотой до 150–180 м, протяженностью до 6 км с углами наклона поверхности 30–35°, местами до 40°.

Поверхности абразионных уступов опоясывают территорию района города Севастополь с запада и юга и являются наиболее динамически развивающимся ее элементом. Они занимают 2% площади территории. Скорость отступания берега здесь очень неравномерна и составляет от 500 до 2 см в год [49]. Выделяются свежие абразионные уступы с углами наклона 50° и более. Они прослеживаются практически по всему побережью, но наиболее активно развиваются к северу от Севастопольской бухты, где берег сложен малоустойчивыми к абразии глинами и галечниками. Южное побережье, сложенное на значительном протяжении юрскими мраморизованными известняками, более устойчиво и над активно развивающимся современным абразионным уступом сохранился реликтовый абразионный уступ. Он сглажен склоновыми процессами до углов естественного откоса – 30–36°. Кроме того, на водоразделах внешней гряды между уровнями высоких морских террас сохранились береговые уступы, сильно измененные склоновыми процессами с углами наклона 10–15°.

Поверхности антропогенной деструкции очень широко распространены в пределах рассматриваемой территории. В основном это объекты с линейными размерами в первые метры, реже – десятки метров: ямы на месте подземных сооружений, воронки от разрыва тяжелых боеприпасов, дорожные выемки. В масштабе съемки они показаны быть не могут. Наиболее крупными формами являются карьеры по добыче строительных материалов, размеры которых достигают в поперечнике 1000–1500 м при глубине 100–170 м. Они имеют обычно плоское дно и ступенчатые склоны с крутизной больше угла естественного откоса. По площади они занимают около 0.5% рассматриваемой территории.

РАЙОНИРОВАНИЕ ТЕРРИТОРИИ ГОРОДА СЕВАСТОПОЛЬ ПО СТЕПЕНИ ОПАСНОСТИ ПРОЯВЛЕНИЯ ОПОЛЗНЕВЫХ ПРОЦЕССОВ

Уже на ранних стадиях хозяйственного освоения Крымских гор выяснилось, что наиболее опасными экзогенными процессами здесь являются оползни и обвалы [50, 51]. В ХХ веке на территории Крыма проведена большая работа по выявлению и мониторингу оползневых процессов [52, 53]. Развитие всего комплекса экзогенных процессов, включая оползневой, контролируется распространением генетически однородных поверхностей, с которыми связаны различия в морфологии поверхности, рыхлых поверхностных отложениях и степени их подвижности. В силу своей доступности наиболее хорошо изучены оползни, связанные с береговыми обрывами [54, 55]. Однако оползневые процессы широко проявлены, но недостаточно изучены в пределах остальной части района города Севастополь, поскольку там имеются соответствующие геолого-геоморфологические условия.

В целях прогноза распределения оползневых процессов целесообразно разделить генетически однородные поверхности рассматриваемой территории на три категории по условиям возникновения оползней: 1) отсутствуют условия для формирования оползней, 2) существует умеренная вероятность проявления оползней, 3) существует высокая вероятность проявления оползней (рис. 3).

Рис. 3.

Схема районирования Юго-Западного Крыма по условиям формирования оползней.

Условия для формирования оползней: 1 – отсутствуют, 2 – умеренная вероятность, 3 – высокая вероятность; 4 – установленные современные оползни, на которых ведется мониторинг; 5 – реки и озера.

К первой категории относятся аккумулятивные морские террасы, делювиальные конусы выноса и шлейфы, поймы и аллювиальные террасы, поверхности выравнивания, денудационные склоны, пологие склоны, днища и холмистые участки продольных депрессий, пологие склоны эрозионных долин и сильно сглаженные абразионные уступы. Ко второй категории относятся склоны эрозионных долин умеренной крутизны и абразионные уступы умеренной крутизны. К третьей категории – тела оползней, обвалы и отвалы горных пород, стенки отрыва оползней и обвалов, крутые денудационные уступы, крутые склоны карстовых продольных депрессий, крутые борта эрозионных долин, склоны тектоногенных уступов, склоны абразионных уступов и бортов крупных карьеров.

На территориях первой категории обвально-оползневые процессы без внешнего воздействия невозможны, но могут проявляться в случае производства в ее пределах объемных работ по созданию насыпей и выемок. Также формирование оползней на территориях первой категории возможно при землетрясениях магнитудой более 7.5, когда происходит вовлечение в оползневой процесс краевых частей водораздельных плато в полосе шириной до 1–2 км. Подобные примеры в геологической истории четвертичного периода имеются. На территориях второй категории обвально-оползневые процессы могут проявляться в аномально влажные годы и при производстве строительных работ. На территориях третьей категории обвально-оползневые процессы либо проявляются постоянно в текущем времени, либо активизируются при антропогенном воздействии, сезонном увлажнении или выпадении повышенного количества осадков в сухой сезон.

На большей части территории формирование оползней контролируется главным образом крутизной склонов, поскольку остальные условия (широкое распространение глинистых пород и влажный климат) здесь достаточно однородны. Исключение составляют древние оползневые комплексы северной продольной депрессии, имеющие высокий оползневой потенциал при малых углах наклона и развивающиеся в неогеновых толщах, состоящих главным образом из известняков при подчиненном значении глин. На южном склоне главной гряды, сложенном в верхней части прочными юрскими известняками ситуация несколько меняется. В этой части территории оползневые процессы конкурируют с обвальными. В крутых склонах, в которых вскрываются выходы тектонических пластин, сложенных глинистыми породами, развиты оползневые процессы, несмотря на большие углы наклона, для которых обычно характерны обваливание и осыпание.

В общей сложности примерно на 25% площади изученной территории имеются геолого-геоморфологические предпосылки для развития оползневых процессов. В 2016–2018 гг. нами были проведены работы по актуализации реестра оползней юго-западного Крыма и мониторингу их активности, который заключался в полевых наблюдениях над признаками активности (наземных и с помощью беспилотных летательных аппаратов) и измерениях положения реперов в телах оползней методами высокоточной GPS-геодезии. Анализ распределения выявленных оползней в пределах территории показал, что в целом они тяготеют к выделенным районам, подверженным формированию оползней. Распределение это крайне неравномерное. Выделяются значительные территории, отнесенные к категории высоко подверженных образованию оползней, на которых не известно ни одного оползня. Мы связываем это со слабой освоенностью этих территорий, отсутствием на них дорог и других искусственных сооружений, которым угрожали бы оползни. При хозяйственном освоении этих территорий и строительстве таких объектов возникновение проблем, связанных с оползневыми процессами, представляется неизбежным.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Причины широкого распространения оползневых процессов в пределах рассмотренного района достаточно очевидны – обилие форм рельефа с крутыми склонами, высокое содержание глин в толщах, слагающих район, приморский климат с большим количеством атмосферных осадков и высокая сейсмичность территории. Отмечаемое многими авторами влияние антропогенных факторов на формирование оползней представляется преувеличенным. Среди установленных оползней и оползневых комплексов лишь единицы расположены вне районов, отнесенных по геолого-геоморфологическим данным к районам, не подверженным образованию оползней, и все они связаны с крупными дорожными насыпями и выемками – т.е. техногенными формами микрорельефа. В остальных случаях техногенное воздействие служит лишь пусковым механизмом на площадях с высоким потенциалом развития оползневых процессов.

В ходе проведения геоморфологической съемки нами было отмечено отклонение от общих закономерностей строения рельефа, причина которого осталась неустановленной. В долине реки Черной в районе Инкермана не произошло формирование большого оползневого комплекса, тогда как в сходных геолого-геоморфологических условиях на северном продолжении границы между Внешней грядой и Северным продольным понижением при ее пересечении долинами Бельбека, Качи и Альмы такие комплексы образовались.