2. Состав и строение складчатого основания крымского сегмента Скифской плиты

Породные комплексы складчатого основания крымского сегмента Скифской плиты формировались в течение разных геологических эпох и в условиях различных тектонических режимов, вследствие чего выделяется четыре структурных яруса: дальсландский (?), байкальский, герцинский (подразделяющийся на ранне- и позднегерцинский подъярусы) и киммерийский. Целесообразно проиллюстрировать основные особенности распространения указанных комплексов в пределах Крыма, поскольку, как будет показано ниже, они в значительной мере предопределили особенности структурной делимости земной коры региона на новейшем этапе ее развития.

Дальсландский структурный ярус. К образованиям предположительно дальсландского структурного яруса отнесены кристаллические сланцы, вскрытые под платформенным чехлом на глубине около 5 км на Бакальской косе. По составу это кристаллические мусковито-кордиерито-кварцевые и кварцево-мусковитовые сланцы с реликтами зерен граната. Аналогичные образования вскрыты на глубине около 4-х км на поднятии Голицына на северо-западном шельфе Черного моря. Возраст этих образований весьма проблематичен – от позднего протерозоя-раннего палеозоя до позднего палеозоя [Первые, 1977; Глубинные, 1982]. Однако наиболее обоснованной представляется точка зрения, согласно которой вышеописанные кристаллические сланцы отождествляются с рифейскими эпизональными сланцами Добруджи, слагая с последними Килийско-Бакальскую зону дальсландской (?) складчатости, которая обрамляет с юга Восточно-Европейскую платформу [Дубинский, Маценко, 1981, 1982].

Байкальский структурный ярус. Образования этого яруса вскрыты в коренном залегании скважинами в сводовой части погребенного Новоцарицынского структурного выступа Скифской плиты в районе пос. Нижнегорский и в пределах юго-западной периклинали Азовского вала в устье р. Салгир. По составу это высокометаморфизованные зеленые сланцы с прослоями мраморизованных известняков и зональные интрузивные образования габбро-диабазового состава. Описанный комплекс, выделенный в фацию зеленых сланцев, представляет собой продукт регионального метаморфизма глинисто-карбонатных и вулканогенных пород основного состава. По значительному метаморфизму и совершенно самостоятельному структурному плану, отражающемуся в аномалиях гравитационного поля (см. раздел 2.3.1), заметно отличающих этот комплекс от более молодых образований палеозоя и мезозоя, зеленые сланцы большинством исследователей [Муратов и др., 1968; Плахотный, 1969; Тектоника, 1981] относятся к верхнему протерозою-нижнему палеозою и сопоставляются с некоторыми зеленокаменными комплексами Добруджи и Кавказа. Считается, таким образом, что в этой части основания Скифской плиты залегают байкалиды, подвергнутые переработке в более поздние эпохи, вплоть до киммерийской. На основании обобщения геолого-геофизических данных, Л.Г.Плахотный пришел к выводу о том, что байкальский комплекс в Крыму имеет широкое распространение, но значительная его часть погребена под более молодыми образованиями. Он прослеживается широкой полосой северо-восточного простирания, достигая мощности 10 км в осевой части, расположенной вдоль линии населенных пунктов Садовое-Белогорск-Богатое-Орлиное (рис. 2.12). В северо-западном и юго-восточном направлениях от нее происходит сокращение мощности байкалид вплоть до полного их выклинивания. В структуре киммерийского яруса осевая часть байкалид представляет собой горст-антиклинорий, ограниченный разломами северо-восточной ориентировки с амплитудой до 1-го км [Плахотный, 1988]. В современной структуре поверхности складчатого основания, сформированной в процессе альпийских тектонических движений, Новоцарицынско-Азовское или Белогорско-Азовское поднятие байкалид не нашло своего адекватного морфологического выражения: оно смещено несколько к югу по отношению к Нижнегорскому структурному выступу домеловой поверхности.

Рисунок 1.12. Схема строения байкальского структурного яруса (по [Плахотный, 1988]). Условные обозначения: 1 – предполагаемая северная граница развития дальсландского структурного яруса; 2 – границы байкальского прогиба и его отдельных зон; 3 - основные межблоковые разломы байкальского заложения; 4 – изопахиты байкальского структурного яруса по геофизическим данным; 5 – профили ГСЗ и КМПВ; 6 – положительные и отрицательные остаточные аномалии силы тяжести; 7 – крупные гравитационные максимумы; 8 – интенсивные магнитные максимумы; 9 – скважины, вскрывшие докембрийские породы; 10 – эпицентры землетрясений высокой магнитуды. Межблоковые разломы: Д- Джанкойский, Г – Гвардейский, Б – Бахчисарайский, ЯЙ – Яйлинский, И - Индольский, Ч – Чурук-Сунский.

Герцинский структурный ярус. Герцинский тектонический этап, в течение которого высокая активность проявилась в пределах всего Средиземноморского пояса [Белов, 1981; Хаин, 1978], сыграл значительную роль в формировании структуры региона. При этом тектонические обстановки начального и завершающего периодов герцинского этапа значительно отличались по характеру и интенсивности тектонических движений, что нашло отражение в составе и строении соответствующих породных комплексов [Муратов и др., 1968; Геология, 1969; Тектоника, 1981]. Это позволило в массе средне(?)-верхнепалеозойских-нижнемезозойских образований Складчатого основания Скифской плиты выделить два структурных подъяруса – раннегерцинский и позднегерцинский.

Раннегерцинский подъярус (по Л.Г.Плахотному – герцинский структурный этаж [Плахотный, 1988]) сложен метаморфизованными породами, которые выходят на домеловой срез в виде двух крупных выступов – Виноградовского и Новожиловского (рис. 2.13). Эти выступы имеют преимущественно тектонические ограничения и представляют собой остаточные глыбовые массивы Симферопольско-Новоселовского (или Зуйско-Новоселовского) герцинского антиклинория. Они разобщены неглубоким триасовым Гвардейским грабенообразным прогибом.

Рисунок 2.13. Схема строения герцинского структурного этажа (по [Плахотный, 1988]). Условные обозначения: 1 – границы герцинской геосинклинали и ее отдельных зон:  – Центрально-Крымского прогиба, а – Каламитской зоны,  – Богатовской перемычки,  – Восточнокрымского прогиба, V – Южнокерченской перемычки; 2 – линии равных мощностей отложений главного герцинского геосинклинального комплекса (в км); 3 – разломы: ЯЛ – Ялтинский, Г – Гурзуфский, А – Алуштинский, С – Симферопольский, М – Молбайский, Щ – Щебетовский, ЯН – Янышарский, Ж – Журавлевский, И – Индольский, ЯЙ – Яйлинский; 4 – скважины, вскрывшие доверхнепалеозойские породы; 5 – профили КМПВ и ГСЗ; 6 – выступы среднепалеозойских метаморфических сланцев под осадочным чехлом: НВ – Виноградовский, НЖ – Новожиловский; 7 – области распространения пород байкальского структурного яруса под верхнепалеозойскими и мезозойскими отложениями.

Максимальная мощность раннегерцинского комплекса, по сейсмическим данным, установлена в районе Новоселовского поднятия – до 10 км. Согласно реконструкциям Л.Г.Плахотного, герцинский прогиб имел преимущественно северо-западную ориентировку (рис. 2.13). Ось прогиба протягивалась от пос. Зуя в направлении с. Новоселовское, где меняла простирание на субширотное.

В современной структуре поверхности домелового основания Скифской плиты образования этого раннегерцинского структурного подъяруса (по Л.Г.Плахотному – герцинского структурного этажа) слагают выступы в осевой части Симферопольско-Новоселовского поднятия. По отношению к образованиям платформенного чехла это поднятие с раннемелового времени являлось конседиментационным, так как в его пределах наблюдаются резко редуцированные мощности осадочных комплексов и формаций вплоть до полного выклинивания некоторых из них.

Нижнекиммерийский структурный ярус.

Рисунок 2.14. Схема строения нижнекиммерийского тектонического подэтажа (по [Плахотный, 1990]). Условные обозначения: 1 – массивы доверхнепротерозойских порд; 2 – границы раннекиммерийских прогибов; 3 – разломы; 4 – изопахиты верхнепалеозойских-среднеюрских отложений по геофизическим данным; 5 – глыбовые массивы палеозойских и докембрийских пород; 6 – участки развития тоар-среднеюрских отложений; 7 – южная граница выклинивания образований нижнекиммерийского тектонического подэтажа; 8 – горстообразные блоки фундамента по данным электроразведки; 9 - скважины, вскрывшие домеловые породы (в знаменателе – вскрытые мощности тоар-юрских отложений); 10 – профили КМПВ и ГСЗ; 11 – палеотектонические элементы:  – Тарханкутско-Березанский прогиб,  – Крымско-Кавказский прогиб,  – Николаевский прогиб, V – Крыловский грабен, V – Гвардейский желоб, V – Битакский прогиб, Vа и Vб – Виноградовский и Новожиловский выступы палеозойских сланцев, V – Белогорско-Азовский горст-антиклинорий; 12 – зоны краевых разломов: ГГ – Голицинско-Геническая, ДВ – Донузлавско-Валокская, И – Индольская, ПГ – Предгорнокрымская, ЮК – Южнокрымская.

Что касается тектонической позиции более молодых доплатформенных образований, то здесь взгляды различных исследователей несколько расходятся [Шумлянский, 1983; Тектоника, 1981 и др.]. Представляется, что наиболее обоснованной является позиция Л.Г. Плахотного, объединившего все верхнепалеозойские-нижнемезозойские образования в один нижнекиммерийский тектонический подэтаж и (что весьма важно для структурного анализа изучаемой территории) представившего детальную схему его строения (рис. 2.14) [Плахотный, 1990].

Согласно этим построениям, раннекиммерийский тектонический план характеризовался существованием 3-х прогибов позднепалеозойского заложения: Крымско-Кавказского (Южнокрымского), Николаевского и Тарханкутско-Березанского, разделенных выступами герцинских и байкальских комплексов.

Наиболее крупным и глубоким являлся Крымско-Кавказский прогиб, в пределах которого мощность нижнекиммерийского комплекса достигала 8 км (в области современного Горного Крыма), возрастая до 13 км в сторону Керченского полуострова. С северо-запада к нему примыкал Николаевский прогиб, выполненный триасовыми отложениями мощностью более 4-х км. Тарханкутско-Березанский раннекиммерийский трог позднепротерозойского заложения протягивался в виде узкой полосы вдоль зоны сочленения разновозрастных платформ. Мощность выполняющих его позднепалеозойских–раннемезозойских отложений достигает, по геофизическим данным, 4 км (рис. 2.14).

Столь пристальное внимание к глубинному строению Крыма и детальное его рассмотрение в историко-геологическом аспекте вполне оправданы, поскольку приведенные результаты наглядно, в хронологической последовательности показывают основные особенности структурной делимости земной коры исследуемого региона. Они позволяют сформулировать основный вывод, который является одним из ключевых положений при идентификации и параметризации зон ВОЗ, а именно:

Основную роль в строении и развитии Крыма на протяжении его длительной геологической истории (начиная с рифея-венда и в течение всего фанерозоя, вплоть до новейшего времени) играли глубинные разломы диагональной (северо-западной и северо-восточной) ориентировки. Некоторые из них подверглись тектонической активизации в течение новейшего времени, формируя современный структурный каркас исследуемой территории и предопределяя положение современных зон ВОЗ, в пределах которых зарегистрированы или могут возникать очаги землетрясений.