по материалам: Климчук А.Б., Тимохина Е.И., Амеличев Г.Н., Дублянский Ю.В., Шпетль К. Гипогенный карст
Предгорного Крыма и его геоморфологическая роль. - Симферополь: ДИАЙПИ, 2013. - 203 с.

 

 

Результатами комплексных исследований, выполняемых коллективом авторов Украинского института спелеологии и карстологии в последние годы (см. литературу по теме), всесторонне обосновывается гипогенное происхождение каналово-полостных систем Предгорного Крыма - их формирование в закрытых гидрогеологических условиях напорного водоносного комплекса, в относительно низкодинамичной среде, при взаимодействии восходящих трещинно-жильных глубинных флюидов с пластовыми водами более мелкой системы стока.

Геодинамические и геолого-гидрогеологические особенности региона, представляющего собой краевую часть артезианского бассейна, находящегося на стыке (в шовной зоне) крупных тектонических структур Горного Крыма и Скифской плиты и испытывавшего значительную геодинамическую активность в неоген-четвертичное время, являются весьма благоприятными для развития гипогенного спелеогенеза.

Свидетельства гипогенного происхождения каналово-полостных систем отражены в структуре, условиях заложения, морфологии и отложениях, а также в метасоматических изменениях пристеночной зоны каналов. В морфологии полостей отчетливо выражена большая роль конвективной циркуляции, мезоформы которой являются одним из ключевых признаков-индикаторов гипогенного спелеогенеза. Такая трактовка подтверждается:

  • аналогиями с характеристиками карстопроявлений ряда классических регионов гипогенного спелеогенеза;
  • соответствием наблюдаемых особенностей карстопроявлений общей модели гипогенного спелеогенеза; 
  • соответствием региональной спелеогенетической модели особенностям геодинамической и геоморфологической истории Предгорного Крыма.

Экспонирование элементов карстовых каналово-полостных систем

отседание по гипокарстуВ экспонировании элементов каналово-полостных систем на поверхность различаются ситуации вскрытия и раскрытия. О вскрытии следует говорить, если на поверхность открывается относительно небольшое входное отверстие полости (в сравнении с ее размерами), а бoльшая ее часть остается закрытой. Ситуация вскрытия обычно наблюдается при пересекающих (поперечно или под острыми углами) пространственных взаимоотношениях латерально-протяженных элементов рельефа и каналово-полостных систем, например – обрыва и карстового канала. Входы в пещеры в обрывах куэст являются примерами вскрытия. Вскрытием также является подсечение (с провалом или без него) зальной или трещинной полости субгоризонтальной поверхностью, если размеры вскрытия намного меньше размеров сохраняющейся полости.

Под раскрытием подразумевается полное или почти полное экспонирование полости на поверхность в плоскости, копланарной с плоскостью максимальных размеров последней, например, раскрытие вертикального трещинно-карстового канала обрывом при отделении по нему и обрушении блока породы. При раскрытии полости в горизонтальной плоскости провалом продукты обрушения остаются в полости, частично или полностью скрывая ее скульптурную морфологию. Продольное раскрытие субвертикальной полости экспонирует морфологию ее сохранившейся стенки, которая становится стенкой обрыва.

Формирование вертикальных куэстовых обрывов происходит не постепенным их отступанием за счет выветривания и растворения, а путем отседания и обрушения блоков по линиям ослабления структурной целостности массивов. Такими линиями являются, в первую очередь, закарстованные трещины и полости. При продольном раскрытии карстовых каналово-полостных структур обрушением блоков и глыб, морфология их стен экспонируется в обрывах куэст (см. рис. 1). На участках, где структурно-карстовые предпосылки дальнейшего отделения и обрушения блоков отсутствуют, исходная морфология их поверхностей существенно перерабатывается процессами выветривания, и форм, характерных для свежеэкспонированных обрывов не наблюдается, или наблюдаются лишь их исчезающие реликты.

 Рис. 1. А - Концептуальная модель «поперечного» гипогенного спелеогенеза в пластовой структуре (по Klimchouk, 2003); Б - обобщенная схема строения гипогенной карстовой системы Внутренней гряды и экспонирования ее элементов (по Тимохиной, Климчуку, Амеличеву, 2012). Схема также иллюстрирует тектоно-карстовый контроль склоновых процессов и морфологии обрывов.

 


Типизация элементов гипогенных каналово-полостных систем

В исследуемом регионе выделяются следующие основные элементы гипогенных каналово-полостных систем, связанные функционально-генетическими отношениями в системе взаимодействия сквозьформационных восходящих и пластовых латеральных потоков подземных вод:

  • субвертикальные трещинно-карстовые каналы-«рифты»;
  • камеры (зальные формы) и каналы на пересечениях трещинно-карстовых каналов между собой и со стратиформными водопроводящими структурами (плоскостями напластования и слоями повышенной проницаемости), а также камеры на верхних замыканиях трещинно-карстовых каналов;
  • каналы по плоскостям напластования; 
  • каналы межпластовых перетоков по мелким внутрипластовым трещинам или системам первичной пористости.

Субвертикальные трещинно-карстовые каналы-«рифты»

Основными элементами гипогенных карстовых систем региона, образующими их пространственный каркас, являются линейные субвертикальные каналы трещинообразной (щелеобразной, каньонообразной) морфологии. Такие каналы, называемые «рифтами» в международной спелеологической литературе, доминируют в структуре гипогенных сквозьформационных каналово-полостных систем (Климчук, 2013). Они представляют собой крупные тектонические трещины, разработанные растворением восходящими потоками на ширину от нескольких сантиметров до 2-3 метров. Вертикальные размеры таких единичных каналов варьируют от нескольких метров до 60-80 м, а латеральная протяженность – от первых десятков метров до первых сотен метров. 

В ПрРис. 2едгорном Крыму составляющие основу рифтов субвертикальные трещины образуют четко локализованные линейные разломно-трещинные зоны (трещинные "коридоры") шириной 100-400 м, которые были закарстованы в гипогенных условиях и использованы основными долинами при геоморфологическом раскрытии пластовой структуры. Проведенными исследованиями установлено, что организованные в линейные зоны субвертикальные трещинно-карстовые каналы типа рифтов являются главной предпосылками блоковой делимости куэстовых массивов Внутренней гряды и формирования расчленяющих ее долин и вертикальных обрывов в склонах последних путем обрушения блоков и глыб. В приподнятых частях куэстовых массивов и вдоль их фронта осевые области разломно-трещинных зон-коридоров использованы долинами, а их обрывистые склоны контролируются остающимися тут периферийными элементами. Продольное раскрытие рифтовых каналов (рис. 1 Б) экспонирует в обрывах разнообразную морфологию их стен и элементов их полостной каймы.

Рис. 2. Морфология и современное положение в прибровочных частях массивов сквозьформационных вертикальных трещинно-карстовых каналов-рифтов на различных участках Внутренней гряды: А, Б, Д, К – в эоценовых известняках; В и Г - в палеоценовых известняках. А, Б - массив Ак-Кая; В, Г – участок Качи-Кальон, Д, Е, З - окрестности с. Малиновка; Ж, И, К - окрестности с. Белокаменное.

Доказательства формирования обрывов по субвертикальным трещинно-карстовым каналам типа рифтов и другим линейным карстовым полостям многообразны и сводятся к следующему:

  • систематическое обследование прибровочных участков обрывов и морфогенетический анализ пещер и обрывов показывают соответствие характеристик скульптурных форм в обрывах условиям и процессам их образования в гипогенных пещерах; при этом эти характеристики не соответствуют факторам и процессам современной обстановки нахождения форм в обрывах, где происходит не образование, а уничтожение этих форм;
  • наблюдения карстовых каналов в их вскрытом (сверху) или полураскрытом (в обрывах) состоянии (рис. 2) дают ключевые основания для интерпретации спелеогенной природы форм обрывов: во многих случаях морфология рифтовых каналов может наблюдаться непосредственно в их исходном состоянии (рис. 2 Г, Д, З), а местами непрерывно прослежена от закрытых к открытым участкам (фото Ж, И и К). Аналогичный статус ключевых наблюдений имеют обнаруживаемые вдоль обрывов фрагменты-реликты целостности исходной каналово-полостной морфологии (рис. 3);
  • исследования изотопного состава пород в пристеночной зоне в обрывах и закрытых каналах выявляют наличие сходных зон изотопных изменений, указывающих на воздействие гипогенных флюидов);
  • нефлювиальный характер долин на структурных склонах куэст, а также широкое развитие и особенности прибровочных останцовых форм и кулуаров типа амфитеатров и каньонов, полностью вписываются в модель гипогенно-карстового контроля геоморфологического раскрытия моноклинально-пластовой морфоструктуры Предгорного Крыма и служат дополнительной иллюстрацией ранних и поздних фаз такого раскрытия и распада карстово-полостных систем.

   

Рис. 3.

Рис. 3. Примеры раскрытых карстовых каналов типа рифтов с фрагментами целостности исходной каналовой морфологии. А - «сфинкс» бахчисарайской группы со «сквозным» рифтовым каналом в тылу, по которому происходит отделение останца от массива; Б - поперечное сечение канала-рифта с «раздувом» - сквозной фрагмент пещерного хода в тылу другого «сфинкса» бахчисарайской группы; В - карстовая арка - фрагмент карстового канала в борту одной из «аномальных» долин участка Красный Мак, демонстрирующая, что остальная морфология обрыва на этом участке является реликтом морфологии канала. Наблюдения такого рода являются ключевыми для интерпретации подобных форм в обрывах куэст.

Рифтовые каналы, являясь основными элементами сквозьформационных флюидопроводящих систем, обладают высокой водопроводимостью и являются дренами по отношению к потокам поровых вод в латеральных проницаемых слоях (рис. 4). При равномерном боковом подтоке поровых вод по отдельным слоям с более высокой проницаемостью, в стенах рифтового канала формируются латерально-протяженные углубления, образующие «раздув»-расширение в поперечном сечении рифта (рис. 4 Б б). Такие углубления могут достигать значительных размеров, а при экспонировании в обрыве (одной стене) они выглядят как крупные ниши. При цикличном чередовании слоев с различной проницаемостью матрицы образуются многоярусные ниши, в обрывах выраженные как крупноамплитудные волнисто-ребристые поверхности.

Рис. 4.

 

Рис. 4. Концептуальная модель влияния коррозии смешивания на морфологию полостей при взаимодействии восходящего потока по вертикальному высокопроницаемому каналу с латеральным потоком по отдельному слою повышенной проницаемости (показаны на сечениях). А - положение вертикальных каналов в гидродинамическом поле латерального потока (план); Б – поперечные сечения вертикальных каналов. Симметрия-асимметрия расширения вертикальных каналов в интервале высокопроницаемого слоя определяется их различной ориентировкой в гидродинамическом поле латерального потока. Условные обозначения: 1 - известняки в разрезе: а - с низкой проницаемостью матрикса, б - с высокой проницаемостью матрикса (отдельный слой); 2 - пьезоизогипсы, линии тока и направление потока вод в отдельном слое повышенной проницаемости; 3 - вертикальные высокопроницаемые каналы; 4 - зона относительно высокого потенциала коррозии смешивания; 5 - эволюция поперечного сечения (сплошная линия – конечный результат).

 

При равномерной проницаемости в слое, интенсивность притока поровых вод по нему к секущей линейной дрене (рифтовому каналу) может быть примерно одинаковой или различной по сторонам канала, в зависимости от его положения в гидродинамическом поле латерального пластового потока (рис. 4 Б). От интенсивности притока поровых вод (точнее - от соотношения расходов вертикального жильного и латерального пластового потоков) зависит степень приближения смеси к пропорции, при которой прирост агрессивности был бы максимально возможным. Соответственно, скорость расширения стен вертикального канала в интервале проницаемого прослоя будет равной или различной, а степень выработки ниш (форма поперечного сечения) - равносторонней или ассиметричной, в зависимости от ориентировки рифтового канала по отношению к направлению пластового потока. Расположение канала параллельно общему направлению потока вызывает его равномерное по сторонам возмущение и равную интенсивность притока. Расположение канала под углами обуславливает преимущественный приток со стороны, обращенной к направлению общего течения. Эти обстоятельства и соответствующее распределение эффектов коррозии смешивания обуславливают формирование отклонений от "базовой" щелевидной формы сечений, как симметричных, так и ассиметричных ниш и крупных каверн в стенах (рис. 4 Б)
Вследствие плотностных различий смешивающихся вод (ввиду различий в их минерализации и/или температуры), а также в соответствии с восходящей направленностью потока в основном канале-рифте, растворяющий эффект коррозии смешивания распространяется преимущественно вверх от уровня взаимодействия потоков, с соответствующим расширением рифтового канала в области над уровнем притока, постепенно выклинивающимся кверху (рис. 4 Б б и в). При этом формируется структура свободно-конвективной циркуляции и связанные с ней скульптурные формы в стенах и сводах полости.

Таким образом, в результате взаимодействия восходящих жильных потоков и латеральных пластовых потоков формируются латерально-протяженные расширения-раздувы в поперечном сечении рифтовых каналов, обычно воспринимаемые как латеральные каналы, на самом деле таковыми функционально не являющиеся (Климчук, 2013). По данным детальных исследований и морфогенетического анализа значительных линейных пещер Предгорного Крыма, все они представлены такими расширениями-раздувами рифтов.

Часто проявляющаяся неравномерность горизонтальной поровой проницаемости в слоях карбонатных пород, обусловленная седиментогенными и диагенетическими факторами, определяет локальную выраженность определенных преимущественных путей латеральной фильтрации поровых вод и локализацию мест их выхода в вертикальный канал-рифт. С этим связано формирование различных локализованных форм растворения в отдельных интервалах стен основных каналов: небольших обособленных, быстро выклинивающихся вглубь массива каналов-тупиков, округлых или неправильной формы ниш, крупных каверн («карманов»), кластеров мелкой кавернозности т.п. Такие формы обычно располагаются на стене стратиформно, по отдельным слоям, но в той или иной степени обособленно друг от друга.

Ввиду восходящего распространения морфологических эффектов свободно-конвективной циркуляции, преимущественное полостеобразование также может иметь место на верхних замыканиях оперяющих трещин в составе тектонически нарушенной зоны, особенно если эти замыкания подсекают слой с высокой проницаемостью матрицы (что возобновляет смешивание и усиливает агрессивность вод) и располагаются под слабопроницаемой толщей (Климчук, 2013).

Камеры (зальные формы) и каналы на пересечениях трещинно-карстовых каналов

Образование камер первого типа происходит по вышеупомянутой модели смешивания смешивания восходящего жильного и латерального пластового потоков (рис. 5 А) на плоскости субвертикального трещинно-карстового канала. Оно происходит там, где эта плоскость пересекает локализованную высокопроницаемую зону в пористом пласте или плоскости напластования, обусловленную диагенетическими или пост-диагенетическими неоднородностями матрицы или контакта (рис. 5 А и Б). Более интенсивный, по сравнению со смежными участками, приток пластовых вод к трещинно-карстовому каналу (рифту) в этом месте обуславливает бoльшую интенсивность коррозии смешивания и локализацию развития камеры (рис. 5 Б план). Такие стратиформные камеры могут быть небольшими и относительно изометричными, но могут быть уплощенными и достигать больших размеров в плане, как в восточном Предгорье (участки Сарык-Кая и Ак-Кая), где повышенная водообильность вдоль контакта мергелей и песчаников маастрихта с эоценовыми известняками обусловила интенсивную закарстованность и формирование крупных камер по нему. Еще более высокая интенсивность водообмена, смешивания и соответствующего растворения достигается там, где линия пересечения двух вертикальных трещинных каналов пересекает проницаемый слой (рис. 5 В), что также является распространенным вариантом формирования камер, особенно высоких. 

Рис. 5. Концептуальные модели формирования стратиформных полостей (расширений рифтовых каналов, камер, кавернозности) растворением при смешивания восходящего жильного и латерального пластового потоков подземных вод: А - в разрезах с переслаиванием слоев с высокой и низкой проницаемостью матрицы; Б - в разрезах с отдельным высокопроницаемым слоем в слабопроницаемой толще при неравномерном распределении в нем поровой проницаемости (вверху - разрез; внизу - план); В - на пересечении двух вертикальных трещин и высоко проницаемого слоя; Г - по слепым замыканиям боковых оперяющих трещин (обозначения к Г: 1 - субвертикальные трещины отрыва; 2 - боковые оперяющие трещины отрыва; 3 - слои повышенной проницаемости матрицы; 4 - восходящий поток трещинно-жильных вод; 5 - латеральный поток порово-пластовых вод; 6 - свободно-конвективная циркуляция).

Полостные реликты камер, образованных в стенах трещинно-карстовых каналов, ориентированных субпараллельно склону, раскрываются по этим каналам, и поэтому не имеют видимых контролирующих трещин в экспонированном гроте. Если гроты контролируются пересечениями двух трещин, то трещина, поперечная к простиранию обрыва, прослеживается в основании, замыкании и своде гротов.

Камеры второго типа (сквозьпластовые, с наклонным основанием) образуются по боковым наклонным трещинам, оперяющим линейные зоны тектонических нарушений и их основные вертикальные элементы - рифтовые каналы. 

Каналы по плоскостям напластования и каналы межпластовых перетоков

Помимо рассмотренных выше полостных форм, в обрывах куэст часто экспонируются небольшие каналы по плоскостям напластования, а также каналы межпластовых перетоков по мелким внутрипластовым трещинам или системам первичной пористости.

Первые приурочены к хорошо выраженным плоскостям напластования, гидрогеологически активными в период спелеогенеза, по которым осуществлялись локальные перетоки между смежными субвертикальными рифтовыми каналами. Такие плоскости напластования отмечаются как в пределах отдельных стратиграфических подразделений (например, плоскость в средней части обрыва палеоценовой куэсты, хорошо выраженная в междуречьях Белбек–Кача и Кача–Альма), так и по контакту разновозрастных толщ (например, контакт маастрихта и эоцена в центральном секторе Предгорья). Местами каналы по напластованию могут достигать значительных (метровых) размеров, как входовой канал пещеры Таврской.
Каналы межпластовых перетоков обычно наблюдаются поперек плотных слабопроницаемых слоев, разделяющих смежные по вертикали пористые и проницаемые слои, что чаще всего наблюдается в центральном и восточном секторах Предгорья в силу большей текстурно-структурной вариабельности разрезов. Они имеют округлую (трубообразную) морфологию и небольшие (дециметровые) размеры.

Каналы обеих типов тяготеют к сквозьформационным каналово-полостным системам, чем и объясняется их частое экспонирование в обрывах (образованных по основным элементам этих систем).


Распространение элементов каналово-полостных систем в разрезе (литостратиграфическая приуроченность)

В геологическом разрезе Внутренней гряды выделяются датский, эоценовый комплексы растворимых пород, представленные известняками и их переходными разностями, разделенные некарстующимися песчано-глинистыми породами и слабо карстующимися мергелями и глинистыми известняками.

В основании разреза карстующихся пород залегает толща верхнемеловых (маастрихтских) мергелей. Из-за высокого содержания глинистого материала мергели считаются слабо карстующимися породами, однако в них задокументированы доступные для непосредственного исследования субвертикальные трещинно-карстовые каналы (пещера Душевского), которые функционально могли служить нижним элементом сквозьформационной гипогенной системы, проводившим восходящий поток подземных вод. 

Важным фактором концентрации карстопроявлений (крупные каналы в обрывах массивов Сарак-Кая, Ак-Кая) является контакт маастрихта с вышележащими толщами, который играл роль латеральной высокопроницаемой зоны.

Номенклатура карстопроявлений в известняковых обнажениях верхнего дата значительно шире, чем в выходах нижнего и среднего подъярусов. Входы почти всех пещер (Таврской, Мангупской, Беш-Кош-3) приурочены к отчетливой плоскости напластования, хорошая морфологическая выраженность которой вдоль обрыва куэсты указывает на ее существенную гидрогеологическую активность в прошлом. Морфология пещер демонстрирует ключевые индикативные мезоформы, которые, в разной степени переработанные денудацией, представлены в экспонированном виде в обрывах этой же толщи.

Перекрывающие датский комплекс отложения верхнего палеоцена (качинский региоярус) и нижнего эоцена (бахчисарайский региоярус) представлены преимущественно мергелями и известковыми глинами, песчаниками с глауконитом и известняками с прослоями глин. Карстопроявления задокументированы только в восточном районе, где по контакту с бахчисарайским региоярусом развиты протяженные крупные ниши (в массивах Айлянма-Кая и Бор-Кая). Здесь, как и в случае ниш на контакте маастрихта и эоцена, признаками их гипогенно-карстового происхождения являются повсеместное наличие скульптурных мезоформ - сферических конвекционных ниш и куполов, каналов напорно-конвекционной морфологии.

Карстопроявления в известняках симферопольского региояруса образуют сложно построенные зоны (кластеры) гипогенного закарстования, демонстрирующие всю номенклатуру форм – от протяженных пещер (Змеиная, Алимова, Лисья, Марьинская и др.) до продольно-раскрытых трещинно-карстовых каналов с реликтами подземной мезоморфологии. Из-за различий в мощности и литологическом составе эоценовой куэсты карстопроявления в каждом районе имеют свои отличия.


Гипогенные пещеры Предгорья

Всего в пределах Внутренней гряды задокументировано 96 пещер и крупных гротов, главным образом, вскрытых обрывами куэст, а также известны многочисленные мелкие гроты и ниши. Подавляющее большинство полостных форм приурочено к пачкам известняков симферопольского и датского ярусов, значительно меньше - к верхнемеловым и неогеновым отложениям.

Проведенный детальный морфогенетический анализ крупных пещер (Таврской, Душевского, Змеиной, Мангупской-1, Беш-Кош-3), показал, что по своей литостратиграфической приуроченности, структуре и морфологии они могут уверенно классифицироваться как полости гипогенного генезиса, сформированные в результате поперечного восходящего перетока по спелеоинициирующим трещинам в известняковых слоях от нижних горизонтов к вышележащим. Практически все значительные пещеры Внутренней гряды заложены по секущим тектоническим трещинам. Заложение отдельных элементов пещер контролируется литостратиграфией. Исследованные пещеры отчетливо демонстрируют комплекс признаков и спелеоформ, индикативных для гипогенного спелеогенеза (Климчук, 2013; Klimchouk, 2007, 2009): однообразие размеров и морфологии каналов, находящихся в сходной лито(гидро)стратиграфической позиции, наличие рифтовых (трещинных) и точечных элементов питания снизу (фидеров), расширенные латерально-протяженные участки (ходы) в определенных интервалах вертикальных закарстованных трещин, восходящие стенные каналы, "карманы", участки губчатого растворения, потолочные выступы, полутрубы и купола, в т.ч. купола разгрузки в вышележащие слои с рассеянной проницаемостью. Широко распространены спелеоформы, связанные с действием ячей свободно-конвективной циркуляции в условиях слабодинамичной водонапорной системы. С наблюдаемыми характеристиками пещер не согласуется используемая ранее эпигенная трактовка происхождения пещер – структура и морфология полостей не содержит признаков, характерных для пещер эпигенного происхождения, проводящих латеральный сток (древовидных структур, меандрирующих каналов, ассиметричных фасеток на стенах, проч.). На поверхностях куэстовых гряд практически отсутствуют карстопроявления, которые могли бы служить питающим аппаратом таких систем. Трактовке развития пещер с инфлюационным питанием от палеопоноров в днищах долин со стороны куэст противоречит морфология ходов, выклинивающихся или оканчивающихся слепыми тупиками в этом направлении. В пещерах, классифицированных В.П. Душевским (Душевський, 1970) как трещины, расширенные растворением инфильтрационными водами, отсутствуют следы свободной вертикальной фильтрации на стенах. Напротив, их морфология несет отчетливые признаки формирования в условиях напорного водоносного комплекса путем расширения трещин восходящими вертикальными перетоками через вмещающие известняковые пачки.

Читать статью: Климчук А.Б., Тимохина Е.И. Морфогенетический анализ пещеры Таврская / Спелеология и карстология. - 2011. - № 6. - С. 36-52

Перейти в альбом "Пещеры"


Вторичные отложения полостей

В карстовых полостях Внутренней гряды диагностированы почти все типы пещерных вторичных отложений. Ключевыми для идентификации гипогенного спелеогенеза стали следующие группы.

Водно-механические отложения. Гранулометрический состав и характер распространения всех глинистых осадков указывает на их отложение в слабодинамичных фреатических условиях, с ограниченными возможностями поступления глинистого материала. Флювиальные отложения крупных размерностей (песчаные и гравийно-галечниковые) практически отсутствуют. Это говорит о том, что большинство пещер даже линейной структуры никогда не функционировали в режиме понор - источник, характерном для эпигенного спелеогенеза.

Среди хемогенных отложений ключевыми являются отложения фреатического (субаквального) кальцита, представляющие собой массивные зональные коры параллельно-шестоватого кальцита коричневого цвета. Такие отложения характерны для восходящих источников напорных водоносных систем, что подтверждено исследованиями флюидных включений и изотопного состава данных образцов.

Среди различных типов гравитационных отложений характерными для гипогенных полостей служат обвально-гравитационные отложения в виде крупных фрагментов скальных подвесок и перегородок между некогда отдельными сближенными ходами, обрушение которых происходило в фазу раскрытия водонапорной системы ввиду снятия архимедовой поддержки.


Пристеночные изменения породы

Рис. 6

С целью выявления признаков изменений структуры, текстуры, минералогического, химического и изотопного состава породы в пристеночной зоне каналов и свойств формирующих их флюидов, предприняты специальные исследования минералогического, микроэлементного и изотопного состава кислорода и углерода пород в пристеночной зоне.

Среди выявленных минералов однозначно связывается с гипогенным спелеогенезом фреатический кальцит и акцессорные минералы (доломит, барит, стронцианит).

Газовый состав флюидных включений свидетельствует об участии в процессе отложения шестоватого (пещера Подарочная) и жильного кальцита (массив Бор-Кая) вод глубокой циркуляции. Кроме того, флюидные включения в образце кальцита массива Бор-Кая содержСубвертикальные трещинно-карстовые каналы-«рифты»ат значительное количество метана.

В гипогенных карстовых системах, характеризующихся относительной закрытостью, низкой интенсивностью водообмена, определяющей большую длительность взаимодействия вода-порода, повышенными температурной и давлением, возможностью достижения флюидами (на некоторых этапах развития системы) равновесия с вмещающими породами, можно ожидать взаимодействия в системе флюид-порода, изменяющего изотопный состав породы, что подтверждено рядом исследований в разных регионах (Speleothems from the high-alpine…, 2004; Identifying low-temperature…, 2009; Dublyansky, Spotl, 2008, Isotopic indications…, 2011). Выявление систематических изменений изотопного состава пород вблизи карстовых каналов является свидетельством взаимодействия в прошлом и может, с учетом характера изменений, рассматриваться как важный признак гипогенного спелеогенеза.

Рис. 6. Фото образца Т3 из пещеры Таврская (А) и изменение изотопного состава (Б, В, Г) по профилю керна. Керн пробурен в стенке карстовой полости через вмещающую породу. На графиках Б и В показаны профили низкого разрешения (L-res; шаг опробования 3 мм) по всей длине керна и параллельные профили высокого разрешения (H-res; шаг опробования 0,03 мм) в узкой пристеночной зоне. На графике Г даны совмещенные профили δ13С и δ18О высокого разрешения по узкой пристеночной зоне. Область опробования высокого разрешения показана желтой стрелкой на фото А, а положение профилей указано тонким пунктиром.

Проведенное исследование изотопного состава углерода и кислорода в породе пристеночной области карстовых полостей Внутренней гряды показывает наличие широкой зоны изменений относительно средних значений неизмененных пород в большинстве кернов (десятки сантиметров – метры; 1-3 ‰), а также наличие высокоградиентных изменений в узкой пристеночной зоне (4-15 мм; до 4-7 ‰) во многих из них (табл. 1; рис. 6, 7, 8). Такие изменения выявлены как в пещерах, так и в стенках обрывов куэст с карстовой морфологией, что однозначно подтверждает формирование обрывов путем раскрытия гипогенных карстовых каналов. Отмечаемые почти повсеместно отличия изотопного состава пород основных (внутренних) частей профилей кернов, обычно плоских на графиках, от изотопных характеристик заведомо неизмененных пород, указывают на распространение изменений от стенок каналов вглубь породы на значительное расстояние, превышающее максимальную длину кернов.

Рис. 7

Рис. 7. Фото образца LC из пещеры Подарочная (А) и изменение изотопного состава по профилю керна (Б). Керн пробурен через покров фреатического кальцита (его остатки видны в левой части фото) и коренную породу в стенке карстовой полости. Длина керна около 145 мм.

Величина и характер изменений изотопного состава углерода и кислорода в породеРис. 8 узкой пристеночной области карстовых полостей однозначно указывают на тесное взаимодействие между поровыми флюидами породы и флюидами, когда-то мигрировавшими по этим каналам, что присуще относительно закрытым гидрогеологическим условиям. Поскольку речь идет о породах в стенах хорошо разработанных карстовых каналов, то развитие таких каналов, даже если не однофазное с обусловившими это изменение флюидами, однозначно связано с гипогенным спелеогенезом. Формирование изотопно-измененной зоны в стенке карстовой полости подразумевает, что либо образование самой полости растворением предшествовало периоду изменения, либо продвижение фронта изменения вглубь породы происходило быстрее, чем удаление материала с поверхности стенки растворением.

Рис. 8. Изотопный состав углерода и кислорода палеоценовых известняков, фреатического кальцита пещер и материала тафони. Цветные стрелки показывают направления изменений в образцах и группах. Условные обозначения: квадраты (BR-UA) – средние значения для неизмененных пород; ромбы (BR-WA) – средние значения для внутренних частей кернов; кружки (BR-SA) – индивидуальные значения в узких пристеночных зонах кернов; кресты (CAL) – индивидуальные значения для фреатического кальцита; треугольники – средние значения для материала тафони. Skal – с. Скалистое; Ink – Инкерман; Kach – Качи-Кальон; T и Tavr – пещера Таврская; Pod – пещера Подарочная; Besh – Беш-Кош; ZM – пещера Змеиная; Dush – пещера Душевского.
Данные по изотопному составу пород пристеночных зон карстовых полостей, фреатического кальцита и материала тафони указывают на связь выявленных особенностей с флюидами нескольких различных типов (рис. 8). Можно предположить, что выявленные в различных образцах (группах) изменения изотопного состава связаны с разными фазами эволюции глубинной флюидной системы, между которыми существенно изменялись источники углерода (и его изотопный состав), а также, возможно, температура флюидов. Эти фазы могли не соответствовать, или не полностью соответствовать, фазам собственно спелеогенеза, т.е. фазам расширения каналов миграции флюидов за счет растворения, но фазы спелеогенеза предшествовали фазам преимущественного изотопного изменения пород или перемежались и отчасти совпадали с ними.


Роль спелеогенеза в геоморфологическом развитии Внутренней гряды

Установление гипогенного генезиса карста Предгорья дает основание к новой трактовке геоморфогенеза как на локальном (происхождение форм известняковых обрывов), так и на региональном (закономерности и процессы расчленения первичного моноклинального структурного склона Горного Крыма) уровнях в нескольких взаимосвязанных аспектах.

  • Во-первых, сквозьформационные структуры гипогенного карста, формирование которых предшествовало формированию рельефа, являлись важнейшей предпосылкой заложения и развития долин на моноклинальном склоне.
  • Во-вторых, продолжающийся распад остающихся структур гипогенного карста вдоль бортов уже врезанных в известняки долин определяет механизмы отступания склонов, контролирует положение и конфигурацию их сегментов и определяет морфологическое своеобразие прибровочных участков (кулуары-амфитеатры и останцовые формы).
  • В-третьих, скульптурная морфология остающихся в бортах массивов стенок раскрытых трещинно-карстовых каналов определяет номенклатуру и своеобразие форм, экспонированных в известняковых обрывах куэст, которые являются реликтовыми проявлениями гипогенного спелеогенеза.

Подробнее – «Геоморфологическое своеобразие Предгорья»

Амеличев Г.Н., Вахрушев Б.А., Климчук А.Б. Геологические и геоморфологические условия развития карста в западной части Внутренней гряды Предгорного Крыма // Крымские карстовые чтения: Состояние проблемы карстолого-спелеологических исследований: тезис. докл. междун. конф., Симферополь, АР Крым, Украина, 11-13 апреля 2008. - Симферополь. -2008. -С. 13-15 pdf
Амеличев Г.Н., Климчук А.Б., Тимохина Е.И. Спелеогенез в меловых и эоценовых отложениях долин рек Зуя и Бурульча (восточная часть Предгорного Крыма) // Спелеология и карстология. - Симферополь: УИСК. -2011. - №7. -С. 52-64 pdf
Климчук А.Б., Амеличев Г.Н., Тимохина Е.И. Гипогенный карст юго-западной части Предгорного Крыма // Геологический журнал.. -2009. - №1. -С. 63-82 pdf
Климчук А.Б., Амеличев Г.Н., Тимохина Е.И., Токарев С.В. Гипогенный карст восточной части Внутренней гряды Предгорного Крыма // Спелеология и карстология. - Симферополь: УИСК. -2012. - №8. -С. 18-49 pdf
Климчук А.Б., Тимохина E.И., Амеличев Г.H. и др. Возраст рельефа Внутренней гряды Горного Крыма по U/Th датировкам кальцитовых отложений карстовых полостей // Доклады НАН Украины, сер. Б... -2012. - №7. -С. 88-96 pdf
Климчук А.Б., Тимохина Е.И.  Морфогенетический анализ пещеры Таврская (Внутренняя гряда Предгорного Крыма) // Спелеология и карстология. - Симферополь. -2011. - №6. -С. 36-52 pdf
Климчук А.Б., Тимохина Е.И., Амеличев Г.Н. и др. U/Th датирование спелеотем карстовых полостей юго-западной части Внутренней гряды Горного Крыма и определение возраста и динамики развития рельефа // Спелеология и карстология. - Симферополь: УИСК. -2011. - №7. -С. 29-39 pdf
Климчук А.Б., Тимохина Е.И., Амеличев Г.Н., Дублянский Ю.В., Шпетль К. Гипогенный карст Предгорного Крыма и его геоморфологическая роль. - Симферополь: ДИАЙПИ. -2013. -203с. pdf
Тимохина Е.И., Климчук А.Б., Амеличев Г.Н.  Геоморфология и спелеогенез крайней юго-западной части эоценовой куэсты Внутренней гряды Горного Крыма // Спелеология и карстология.. -2011. - №7. -С. 40-51 pdf
Тимохина Е.И., Климчук А.Б., Амеличев Г.Н.  Роль гипогенного карста в геоморфогенезе Внутренней гряды Горного Крыма // Спелеология и карстология.. -2012. - №9. -С. 38-51 pdf

Контакты

  • 95007 Украина,
    г. Симферополь,
    пр. Вернадского, 4
    УИСК
  • Этот адрес электронной почты защищён от спам-ботов. У вас должен быть включен JavaScript для просмотра.

О сайте

Сайт предлагает читателям принципиально новую трактовку природы карста Предгорного Крыма и его роли в развитии рельефа региона. Авторский коллектив сайта: Климчук А.Б., Тимохина Е.И., Амеличев Г.Н.©
Дизайн и тех. поддержка: Амеличев Е.Г.

Инфо

Сайт создан при поддержке гранта Автономной республики Крым молодым учёным Крыма (Тимохиной Е.И., 2013).

Scroll to top