Строение речных долин Крымского полуострова(северный склон)

Введение
Долины рек как одна из форм рельефа земной поверхности является предметом изучения геоморфологии. В круг вопросов, интересующих эту геолого-географическую дисциплину, входит исследование происхождения, эволюции и строения речных долин, их динамики и характерных особенностей.
Речные долины относятся к числу негативных форм рельефа. Долинам свойственна линейная вытянутая форма с определенной степенью извитости. На всем своем протяжении долины имеют в целом одинаковый наклон.
Строение речной долины зависит от сочетания физико-географических условий и особенностей геологии присущих местности, по которой протекает река. Совместное действие этих факторов может меняться во времени, и эти изменения оказывают влияние на морфологию долины. Происхождение речных долин может быть связано с наличием условий тектонического характера (складки и разломы разного типа) или с движением ледников. Однако главным и необходимым фактором возникновения долины является работа текучих вод, их эрозионная деятельность.
Специфической особенностью крымских рек, протекающих в карстовых областях, является несоответствие поверхностных и подземных водосборов. Карстовые воды движутся преимущественно не по понижениям подземного рельефа кровли Таврического флиша, а по тектоническим границам блоков, на которые разбиты горные массивы, что приводит к значительному увеличению модуля стока.
1. Характеристика района северного склона
Главные гряды ограничиваются с севера и северо-запада куэстовыми уступами Внутренней гряды. Морфоструктуры северных склонов Главные гряды генетически связаны с постоянно действующими сводовыми дифференцированными тектоническими движениями общего поднятия Горного Крыма и представлены изоклинально-складчатыми структурами флиша Качинского поднятия на западе и моноклинальными флишевыми и терригенно-карбонатными толщами северных склонов Восточно-Крымской моноклинали на востоке.
Морфоструктуры западной области сформировались под глубинным воздействием активизированных структур байкальского и киммерийского заложения, а в восточной области наблюдается результат суммарного воздействия активизации складчатых и разрывных структур герцинского и киммерийского заложения, обладающих перекрестными структурными планами и претерпевающие асинхронные этапы омоложения. К северу плоские поверхности гор снижаются и постепенно переходят в слабовсхолмленную поверхность продольной долины с системой межгорных котловин, имеющих сложное эрозионно-тектоническое строение и расположенных в узлах пересечений Предгорной зоны разломов с субмеридиональными нарушениями. Для этих районов характерно развитие аккумуляции; наклонные поверхности осложнены пролювиально-делювиальными и элювиально-делювиальными шлейфами.
Морфоструктуры северных склонов ограничиваются уступами Внутренней гряды, образующими совместно с уступами Внешней предгорной гряды Крымских гор своеобразную зону перехода от Горного Крыма к Равнинному Крыму. Зона перехода характеризуется сложной орогидрографической обстановкой: сочетание гряд и продольных долин, рассеченных субмеридиональными эрозионно-тектоническими врезами, и отражает проявление взбросо-надвиговых геологических структур мезозоя и активизированных фрагментов нарушений зоны Предгорного разлома.
В развитии куэст и выработке их резко асимметричного профиля важную роль сыграло чередование моноклинально залегающих разновозрастных пород мезокайнозоя, обладающих различной устойчивостью к воздействию агентов денудации. В долинах, прорывающих куэстовые гряды, наблюдаются крупные смещенные массивы известняков, оторвавшиеся и сползшие по подстилающим глинам.
В отличие от южного склона, северный склон понижается постепенно и только на отдельных участках отделяется от Главной гряды обрывистыми уступами. В структурном отношении северный склон представляет собой Качинское антиклинальное поднятие на западе и Восточно-Крымский синклинорий на востоке, в пределах которого развиты отложения Таврической серии, верхней юры и нижнего мела. Фациальная изменчивость пород, особенности структуры и значительные дифференцированные сводовые поднятия в новейшее время создали благоприятные условия для развития эрозионных процессов и формирования в этом районе тектонического эрозионноденудационного рельефа.
Развитие густой и глубоковрезанной овражно-балочной сети (р. Черная. Бельбек, Кача, Альма, Салгир. Зуя, Бурульча, Кара-су и др.) придает рельефу облик разобщенных средне- и низкогорных отрогов, имеющие абсолютные отметки свыше 300 м. Поверхность отдельных отрогов имеет сглаженные и выположенные очертания и только в узкой полосе, примыкающей к Главной гряде, они становятся более резкими. Склоны их очерчены элювиально-делювиальными шлейфами, сложенными грубыми суглинистыми отложениями с обломками коренных пород. У подножий сильно выположенных склонов делювиальные шлейфы образуют террасовидные площадки, в ряде мест связанные с синхронными речными террасами.
Широким распространением в районе северного склона Главной гряды пользуются конусы выноса в устьевых частях временных водотоков, образующие при слиянии пролювиальные террасы (западный склон Чатыр-дага и др.). Там, где горные массивы в своем расчленении получили резкие очертания (крутые обрывистые склоны, шпили и т.п.), наблюдаются обвалы и осыпи. На нижних участках склонов, прилегающих к речным долинам и балкам, развиты древние стабилизировавшиеся оползни, которые возобновляются при искусственной подрезке склонов. К северо-западу и северу поверхность низкогорных отрогов северного склона постепенно понижается, они приобретают более мягкие очертания и плавно переходят в слабовсхолмленную поверхность первой продольной равнины. С северо-запада ее оконтуривают высоко приподнятые обрывы куэст Внутренней гряды.
2. Карст и его образование
Карстовые долины возникают в результате преобразования речной или овражной долины. Основными факторами образования карстовых долин являются коррозионное расширение поглощающих поноров в их днищах и утрата активного руслового стока.
Возникновение многих форм рельефа в долинах рек обязано совместному действию русловых и карстовых процессов. Наличие карстующихся пород и карстовых форм рельефа видоизменяет динамику речного потока, характер и формы транспорта наносов, что, в свою очередь, отражается на русловых образованиях, их подвижности и даже на схемах развития речных русел разного типа.
Наиболее сильно влияние карста на морфологию и деформации малых рек с незначительной толщей аллювиальных отложений. 
По берегам и вблизи рек, где покровные отложения смыты, наблюдаются и участки голого карста (особенно на горных реках). Образующиеся на склонах речных долин рвы скалывания (скола) или трещины бортового отпора (трещины отседания), обычно сопровождаются цепочками активно развивающихся карстовых воронок. Встречаются рвы и у основания террас. Эти рвы образуются в результате слияния карстовых провальных впадин, возникающих, в свою очередь, над подземными полостями в зонах интенсивного стока подземных вод. Выходы карстовых вод у подножия склонов часто способствуют появлению оползней на подмываемых крутых берегах, и даже появлению особого типа «оползневых» террас. Карстовые воронки и провалы чаще всего приурочены к подножию склонов долин, низким террасам, пойме и руслам рек, т. е. к местам наиболее интенсивного взаимодействия поверхностных и подземных вод.
С изменением уровня воды в реке и гидравлически связанного с ним уровня подземных вод (явление «берегового регулирования») происходит перемещение и зоны активного карстообразования. В периоды половодья и паводков закарстованию подвергается нижняя часть коренного склона, который непосредственно примыкает к руслу реки или отделен от нее поймой. В периоды летней и зимней межени уровни речных и подземных вод снижаются. Это в значительной мере объясняет динамику образования карстовых провалов на первой террасе и на пойме, происходящих чаще всего после спада весеннего половодья.
У основания склонов и под дном долин рек, врезанных в карстующиеся породы, часто формируется крупноглыбовый горизонт (слой). Этот слой обязан своим происхождением избирательному выщелачиванию горных пород трещинно-карстовыми водами в зоне их горизонтальной циркуляции (происходящему одновременно с формированием той или иной террасы). Трещины и пустоты в указанном слое обычно заполнены илисто-глинистым материалом, поставляемым речными паводковыми водами [1]. Ширина обвально-карстовых отложений (карстовой брекчии) вдоль берегов рек различна. 
Районирование карста - самостоятельная проблема, при которой больше внимания уделяется изучению факторов формирования и эволюции карстовых систем, их генезису, структуре, дифференциации и др., что необходимо для выявления их регионально-индивидуальных черт. Районирование карстовых регионов базируется для всех таксономических уровней на комплексе генетических признаков. Если при выделении высших таксонов карстологического районирования имеется определенная ясность, то вопрос о выделении низших рангов нуждается в дальнейшей разработке. Например, Н.А. Гвоздецкий при детальном районировании допускает существование таких индивидуальных единиц, у которых «контуры отдельных районов целесообразнее заполнять типологическими единицами»

. Не отрицая конвергентного схождения на нижних классификационных ступенях типологических схем и схем районирования, можно констатировать, что и на данном уровне необходимо также дальнейшее деление территории на индивидуальные единицы районирования. Здесь главным критерием могут выступать численные показатели (морфометрические признаки) - плотность и густота распределения поверхностных и подземных карстовых и некарстовых форм, коэффициент площадной закарстованности, статистические данные, на основе которых, после определения принадлежности анализируемых выборок к единой генеральной совокупности, проводятся границы выделов и др.
Салгирско-Индольский карстовый район выделяется впервые. Он занимает территорию Южной продольной депресссии от долины р.Салгир на западе до долины р. Мокрый Индол на востоке. Это в основном область развития глинистых отложений нижнего мела. Однако в пределах района известны небольшие массивы берриасских, готеривских и верхнеюрских известняков с элементами поверхностного и подземного карста. У деревни Межгорное в водораздельном массиве берриасских известняков имеется ряд гротов и небольших пещер. Карстующиеся породы верхней юры также слагают широкие водоразделы правого борта р. Танасу у деревни Ульяновка. Карст района нуждается в исследовании.
3. Строение речных долин
3.1. Долины реки Салгир
Речные долины являются важным элементом морфоструктуры Горного Крыма. Большинство исследователей проводит анализ террасовых уровней и рельефа Крымских гор в целом [1].
Вместе с тем, некоторые аспекты речного морфогенеза еще недостаточно выяснены. Один из них касается зависимости морфологии долин от условий их заложения в моноклинальных структурах Горного Крыма.
На территории Симферополя, в пределах Салгирской долины, имеется 5 ярусов террасовых образований. Сопоставление их с террасами Салгира, распространенными за пределами города, подтвердило их самостоятельное значение.
В пределах города Симферополя, речная долина имеет ярко выраженный ассиметричный профиль: правый склон, переходящий в водораздел рек Большого и Малого Салгира — пологий, левый обрывается к реке отвесным 50-метровым уступом Петровских скал и Макуриной горки.
Ложе долины выработано в толщах палеогеновых (эоцен+олигоценовых) известняков и мергелей, а за пределами внутренней куэсты, т. е. к югу от города, — в известняках нижнего мела и конгломератах средней юры. Дно расположено на абсолютных отметках порядка 260 м в верхней части исследуемого участка и 240 м в нижней. Уклон русла составляет 0,006.
Речные террасы по отношению к руслу реки располагаются также ассиметрично. Некоторые из них ограничиваются друг от друга резкими изломами топографической поверхности, другие переходят друг в друга почти незаметно.
На территории города Симферополя Салгирская речная система сформирована на пересечении по крайней мере двух тектонических разломов, здесь сливается Салгир и Малый Салгир, а кроме того каждая из этих рек принимает еще множество ручьев и родников.
Отложения пятой надпойменной террасы, по всей видимости, относятся уже к началу четвертичного времени (раннему плейстоцену), а присутствие в составе галечников верхнеюрских известняков дает прямое указание на то, что верховья Салгира к этому времени уже находились на территории Главной гряды.
Возраст отложения четвертой надпойменной террасы помогает определить находки остатков. По В.И. Громову, указанная форма является характерной для раннечетвертичного фаунистического комплекса миндельской эпохи. Поэтому и отложения четвертой надпойменной террасы предположительно можно датировать миндельским временем.
Возраст третьей надпойменной террасы относится к среднечетвертичному времени. А возраст второй — к позднечетвертичному. Первая надпойменная терраса является образованием современной эпохи.
Террасы Салгира и не имеют непосредственной связи с морскими террасами Черноморского бассейна.
Пятую надпойменную террасу предположительно можно параллелизовать с отложениями Чауды, отложения четвертой надпойменной террасы – с отложениями древнеэвксинской трансгрессии; третью — с отложениями узунларской трансгрессии; вторую — с карангатскими отложениями; первую надпойменную террасу – с отложениями древнечерноморскими, а пойменные образования реки – с отложениями современного Черного моря.
В разных частях долины Малый Салгир в пределах Долгоруковского горного массива были заложены поперечные геолого-геоморфологические профили, проводилось измерение длины и крутизны склонов, устанавливались генетически однородные поверхности.
В пределах Долгоруковского массива находится верхнее звено речной системы Малого Салгира. Его протяженность от склонов г. Коль-Баир до деревни Дружное около 4 км. В этой части долина врезана в моноклинально залегающие известняки и конгломераты титонского яруса верхней юры, падающие на северо-запад под углом 9-11°. При этом, вниз по течению направление долины меняется с северо-западного на западное. Тем самым наблюдаются неодинаковые структурно-геологические условия речного морфогенеза.
Верховье речной долины находится на абсолютной высоте 775-780 м. В рельефе выражено неглубокое водосборное понижение с крутизной склонов менее 7°. Ниже по течению долина приобретает морфологически выраженные очертания с заметными в рельефе подошвой и бровкой склонов. Ее глубина возрастает до 6 м, ширина до 50-60 м, а крутизна склонов 10-11°.
Рис. 3.1. Симметричный (а) и асимметричный (б) отрезки долины р. Малый Салгир [1].
В средней части долины ее направление является северо-западным и существенно не изменяется. Постоянным остается и значение крутизны продольного профиля (4-6°). Русло в плане очень полого извилистое, днище узкое.
Направление долины почти совпадает с азимутом падения известняков, что определяет ее симметричность. Крутизна склонов в нижней части колеблется от 28 до 33°, в верхней уменьшается до 24-22°. Различия в уклонах правого и левого склона не превышают 4-5°. В прибровочной части выражена ступенчатость структурно-денудационного генезиса. Длина склонов достигает 140 м, а высота 60-70 м, при этом их различия по данным морфометрическим показателям не превышают 4-10 м. Склоны долины заметно выпуклые, а ее поперечный профиль типичный V-образный.
В нижней части долина постепенно поворачивает на запад и ее направление не совпадает с азимутом падения верхнеюрских пород на 20-40°.
Вследствие этого, заметной становится асимметрия ее морфологического облика. Правый склон на всем протяжении ступенчатый. Местами выражены невысокие (до 1-1,5 м) структурно-дендуционные уступы.
В связи с высокой крутизной, превышающей угол естественного откоса, обломочный материал скапливается здесь слабо, а аккумулируется в днище. В средней и верхней части склона высота вертикальных скальных стенок возрастает до 5,0-8,5 м. Склон отчетливо ступенчатый, где характерными формами рельефа являются структурные террасы.
Левый склон эрозионной формы более пологий. Его крутизна в нижней половине составляет 28-31°, а в верхней части уменьшается до 25-20° и к бровке склон постепенно выполаживается до 10°, переходя в водораздельное пространство (рис. 3.2).
Рис. 3.2. Геолого-геоморфологические разрезы долины реки Малый Салгир на исследуемом участке [4].
В отличие от правого склона структурно-денудационные террасы не характерны и только на одном участке выражен гравитационный уступ высотой 8 м с коррелятными обвально-осыпными отложениями. Вместе с тем, при одинаковом высотном положении бровок, длина левого склона заметно превышает длину правого.
Верхняя часть долины, заложенная по направлению падения слоев горных пород на северо-запад, является симметричной. В нижней части изменение направления долины с северо-западного на западное определяет правостороннюю асимметрию эрозионной формы. Правый склон более крутой и короткий с преобладанием структурно-денудационных и гравитационных форм, а левый более длинный и пологий с преимущественным развитием делювиальных процессов.
Подобная асимметрия, связанная с развитием речной долины в моноклинальных структурах [3]. Как указывает Ю. Ф. Чемеков, при врезании водотока в направлении поперечном падению слоев происходит «скатывание реки в сторону наклона с образованием крутого подмываемого склона и пологого противоположного» [4].
В итоге следует отметить, что морфология долины реки Малый Салгир тесно связана со структурно-геологическими условиями территории, определяющими ее симметрично-асимметричное строение.
3.2. Долина реки Бельбек
Река Бельбек, называемая местными жителями «Хабарта» (надувшаяся), имеет длину около 60 верств и образуется из соединенных речек «Узень-Баш» и «Коккозки». При общем направлении на запад ручное русло прорезывает отложения различных геологических возрастов и принимает целую серию притоков. Главный запас водного богатства река получает в своих верховьях, и те водные источники, которые встречаются в средней части течения реки, носят характер или совершенно случайных, выбивающихся из наносов, или являются дериватами основных источников.
Верховья р. Бельбека начинаются в отложениях, составляющих главный массив яйлинской возвышенности, увенчанной мощным отложением известняка, относящияся к верхнему отделу юрской системы, а именно, мальму