Учебное пособие по курсу «Региональная геология»

Позднепермские-триасовые калиевые гранитоиды несут оловянно-вольфрамовое оруденение.

Раннемезозойские гранитоиды Рушано-Пшартской зоны перспективны на олово, вольфрам и редкие металлы.

С карбонатными породами нижнего докембрия, слагающими зону Юго-Западного Памира, связаны месторождения флогопита, талька, ювелирных и ювелирно-поделочных камней (рубина, шпинели, граната и лазурита).

Мощность земной коры в пределах Южно-Таджикской впадины и Байсун-Кугитангского поднятия составляет 40-45 км, а в сторону Южного Тянь-Шаня и Памира увеличивается до 50-55 км и больше.

Байсун-Кугитангское поднятие (приложение 3) сложено толщей биотитовых гнейсов, амфиболитов, кристаллических сланцев и мраморов предположительно раннедокембрийского возраста мощностью более 4 км, прорванной палеозойскими гранитоидами. Эта толща перекрыта вулканогенно-осадочными отложениями (конгломераты, песчаники, глинистые сланцы, лавы и туфы кислого и среднего состава) нижнего карбона. Выше залегают красноцветные конгломераты и песчаники, а также лавы и кислые туфы пермского и триасового возраста.

В разрезе чехла выделены следующие геодинамические комплексы:

- юрско-палеогеновый плитный;

- неоген-четвертичный периколлизионный орогенный.

Юрский разрез подстилается не повсеместно присутствующей пачкой бокситоносных обломочных пород ретского яруса (мощностью до 0,1 км). Лейас и доггер представлены сероцветной песчано-глинистой угленосной толщей (0,5-1 км), в верхней части которой (в байосе и бате) имеются пачки морских отложений. Мальм (исключая титон) сложен органогенными известняками с прослоями песчано-глинистых пород (0,1-0,5 км), а титон – эвапоритовой толщей (гипсы, ангидриты, каменная соль) мощностью 0,1-0,8 км.

Красноцветными континентально-лагунными отложениями (песчаниками, алевролитами и глинами с прослоями гипсов, доломитов и мергелей) сложен нижний мел до низов апта (0,5-0,8 км). Апт-альбские и верхнемеловые отложения (до 1-2 км) представлены морскими сероцветными, реже пестроцветными карбонатно-терригенными толщами (преобладающие глины и органогенные известняки, а также алевролиты, песчаники и мергели).

Нижний палеоцен сложен гипс-ангидритовой толщей мощностью до 0,2 км, сменяющейся известняками верхнего палеоцена и морской песчано-глинисто-мергельно-известняковой толщей эоцена мощностью, достигающей 1 км.

Олигоценовый разрез представлен красноцветными, в верхней части гипсоносными глинами и песчаниками, образующими основание континентального молассового комплекса.

Нижний-средний миоцен сложен красноцветными песчано-алевритовыми отложениями с прослоями гипсов и конгломератов. Роль последних резко возрастает в верхнем миоцене.

Плиоценовые молассы в основном представлены красноцветными конгломератами и галечниками, заполнявшими частные прогибы растущими в Южно-Таджикской впадине поднятиями.

Мощность неогеновых отложений доходит до 3-5 км.

Верхняя часть молассового комплекса сложена в основном толщей сероцветных конгломератов, галечников, песков и лессовидных суглинков мощностью до 0,5-1км, принадлежащей четвертичной системе.

Южно-Таджикская впадина расширяется к юго-западу от 50 до 300 км. Она состоит из трех синклинорных зон (выполнены неоген-четвертичными отложениями), к которым приурочены широкие долины (Сурхандарьинская, Вахшская и Кулябская), разделенные антиклинорными зонами (сложены мелом и палеогеном), выраженными в рельефе низкогорными хребтами (Кафирниганская и Обигармская). Кулябская зона в новейшее время играет роль предгорного (Предпамирского) краевого прогиба Памирской коллизионной зоны.

В синклинориях складчатый фундамент находится на глубинах до 8-12 км (в Кулябском – до 15-20 км), в антиклинориях – 5-8 км.

Байсун-Кугитангское поднятие представлено антиклинорием длиной около 200 км и шириной до 100 км, на северо-востоке под острым углом примыкающим к складчатому сооружению Южного Тянь-Шаня, развивающемуся в геодинамическом режиме эпиплатформенного орогенеза, и погружающимся на юго-западе под слабодеформированные молассы неоген-квартера юго-западной части Таджикской впадины.

Поднятие состоит из нескольких линейных и брахиформных складок, сложенных породами мела и юры. В ядрах некоторых антиклиналей наблюдается докембрийско-палеозойский фундамент поднятия.

Байсун-Кугитангское поднятие и Южно-Таджикская впадины отделены от Южного Тянь-Шаня Южно-Гиссарским (Вахшским) разломом (правым сдвиго-надвигом), по которому мезокайнозойский чехол названных поднятия и впадины надвинут на герциниды Южного Тянь-Шаня.

Полезные ископаемые. В чехле Южно-Таджикской впадины известны месторождения нефти и газа. Их залежи приурочены к отложениям палеоцена, эоцена, мела и верхней юры. Также имеются перспективы их открытия в терригенных отложениях нижней-средней юры.

В западной части Байсун-Кугитангской впадины известны месторождения калийной и каменной соли, приуроченные к отложениям титона.

Фундамент Южно-Туранской платформы представлен допалеозойскими блоками (массивы Карабогазский, Южно-Мангышлакский, Каракум-Байсунский), разделенными в западной своей части герцинскими и древнекиммерийскими складчатыми зонами (Туаркырской, Мангышлакской и Центрально-Устюртской) (приложение 4).

Докембрий в составе фундамента Южно-Туранской платформы по редким выходам на поверхность, данным бурения и геофизических исследований занимает по разным представлениям от 50-60 до 80% площади платформы.

Так Каракум-Байсунский массив сложен глубокометаморфизованными раннедокембрийскими отложениями, обнажающимися в самом западном его участке – Кугитанг-Байсунском антиклинории (гнейсы, кристаллические сланцы, амфиболиты, мраморы, мощность более 4 км). В восточной части Южно-Мангышлакского массива вскрыты амфиболовые сланцы, ретроградный метаморфизм которых датируется 585 млн. лет. В Карабогазском массиве известны предположительно раннедокембрийские плагиогнейсы, амфиболиты и кристаллические сланцы, прорванные среднепалеозойскими (450-300 млн. лет) гранитоидами и перекрытые позднепалеозойскими риолитами и андезитами.

Мангышлакская складчатая зона (лежит на восточном продолжении Южно-Донецко-Манычского шва и является восточным продолжением Припятско-Донецкого авлакогена и Донецко-Промысловской складчатой зоны), слагая гряду Каратау на полуострове Мангышлак, представляет собой ограниченный разломами узкий (60-100 км) длиной до 750 км прогиб, наследующий положение Центральноустюртской герцинской складчатой зоны. Зона сложена мощным комплексом пермских и триасовых континентальных терригенных и морских терригенно-карбонатных отложений, деформированных (умеренно-сжатые линейные складки) в конце триаса.

В Центральноустюртской зоне вскрыты предположительно силурийские кварц-хлорит-серицитовые сланцы, песчаники и конгломераты, перекрытые мраморизованными известняками и доломитами среднего-верхнего девона.

Метаморфизованные в зеленосланцевой фации среднепалеозойские толщи перекрыты мощным (до 8-14 км) комплексом пермо-триасовых отложений (Каратауский комплекс).

В основании комплекса залегает сероцветная континентальная моласса верхнего карбона – нижней перми (до 2 км). Выше следует красноцветная песчано-глинистая континентальная моласса верхней перми – триаса (3-5 км). Верхний триас сложен толщей черных известняков, глинистых сланцев и песчаников с несколькими пластами кислых туфов и основных лав (до 3 км).

На Туаркырской древнекиммерийской складчатой зоне длиной до 500 км и шириной 50-100 км на герцинском основании залегает пермо-триасовый красноцветный комплекс, деформированный в конце триаса, перед средним миоценом и перед акчагылом.

Нижняя часть разреза этой зоны сложена вскрытыми бурением серпентинизированными пироксенитами (?), габброидами, диабазами, спилитами, а также кремнисто-сланцевыми и терригенными толщами девона – нижнего карбона.

Выше залегает метаморфизованный в зеленосланцевой фации мощный пермо-триасовый комплекс (см. выше). В Туакыре он представлен красноцветной континентальной толщей с пластами туфов и лав верхней перми – низов триаса и пестроцветной морской терригенной толщей среднего триаса общей мощностью до 4,5 км.

Мощность плитного чехла на Южно-Туранской платформе варьирует от 1-2 км (Карабогазский свод) до 8-14 км (Мургабская впадина) (приложение 4). На схеме показан рельеф кровли фундамента Южно-Туранской платформы.

В строении плитного чехла выделяются три структурных этажа: деформированный осадочно-вулканический средне(?)-верхнепалеозойский (допермский), слабо деформированный осадочный (местами осадочно-вулканический) верхнепермско-триасовый и почти недеформированный (кроме Мангышлакской и Туаркырской зон) осадочный юрско-кайнозойский.

Два нижних этажа, присутствующие на погруженных участках древних массивов, называются «квазиплатформенным чехлом», верхний этаж – плитным чехлом.

Отложения нижнего яруса (PZ₂-PZ₃) известны в западной части Каракумского массива. Они представлены предположительно среднепалеозойскими углисто-хлорито-кремнистыми сланцами, фельзит-порфирами, андезитовыми порфиритами и их туфами, прорванными гранитоидами с возрастом 425-300 млн. лет и перекрытыми кислыми вулканитами с возрастом 275-200 млн. лет.

На Южно-Мангышлакском массиве на сильно деформированных метатерригенных породах фундамента, прорванных среднепалеозойскими гранитоидами, залегают сероцветные терригенные толщи (гравелиты, песчаники, алевролиты и углистые аргиллиты) среднего-верхнего карбона мощностью до 1 км и больше.

Отложения второго яруса (P₂-T) мощностью до 1-3 км представлены терригенными красноцветными, в нижней части терригенно-карбонатными, а местами и вулканогенными породами, тяготеющими к верхам разреза.

Разрез плитного чехла Южно-Туранской платформы имеет следующий вид (снизу вверх):

- нижняя и средняя (местами только средняя) юра представлена сероцветными песчано-глинистыми лимническими отложениями, в западной части плиты (Мангышлак, Туаркыр) переходящими в паралические угленосные и пестроцветные мелководно-морские;

- верхняя юра сложена сероцветными морскими терригенными отложениями келловея, сменяющимися вверх по разрезу терригенно-карбонатными толщами, верхняя часть которых (титонский ярус) на юго-востоке плиты (Мургабская впадина) замещается соленосной толщей с мощными пластами сульфатов и каменной соли; общая мощность юрских отложений от 0,5 до 1,2 км;

- нижний мел (мощностью 0,5-1,5 км) представлен сероцветными песчано-алеврито-глинистыми мелководно-морскими отложениями, нижняя часть которых (неоком) переходит на юго-западе в карбонатные, а на востоке – в пестроцветные континентальные фации;

- верхний мел (мощностью от 0,25 до 1 км) в северо-восточной части плиты сложен сероцветными терригенными отложениями, замещаемыми к юго-западу толщей мергелей и писчего мела;

- палеоцен и эоцен в западной части плиты представлены морскими глинисто-карбонатными отложениями, к востоку переходщими в терригенные; в Бадхызе в верхнем эоцене присутствуют покровы андезитовых и базальтовых лав, слои туфов и туфобрекчий, являющиеся отзвуками грандиозного эоценового вулканизма в прилегающих с юга районах альпийского пояса;

- олигоцен и нижний миоцен в западной части плиты сложены бассейновыми алеврито-глинистыми отложениями, замещаемыми на востоке континентальными красноцветными терригенными толщами; общая мощность палеоцена – нижнего миоцена – 0,3-1 км;

- средний-верхний миоцен представлен мелководно-морскими терригенно-карбонатными отложениями (пески, глины, известняки, мергели, местами гипсы) мощностью в первые сотни метров; к востоку они замещаются континентальными терригенными отложениями, мощность которых на юго-востоке Туркмении достигает 1 км;

- верхний плиоцен и эоплейстоцен сложены ингрессивно залегающими песчано-глинистыми осадками акчагыльского яруса мощностью до 0,5 км, заполняющими выработанные в раннем плиоцене эрозионные ложбины глубиной до тысячи метров палео-Амударьи и её притоков – палео-Мургаба и др.; вне этих долин развиты маломощные континентальные аллювиальные и пролювиальные отложения, плиоцен-четвертичные осадки.

В плейстоцене в результате эолового перевевания терригенного материала, приносимого с Южного Тянь-Шаня, Памира и др. горных районов, сформировалась огромная пустыня Каракумы.

Полезные ископаемые. Основными полезными ископаемыми на Южно-Туранской плите являются нефть и газ.

Нефтяные и газовые месторождения Южно-Мангышлакского района приурочены к терригенным юрским отложениям. С юрскими и меловыми отложениями связаны газовые и газоконденсатные месторождения Центрально-Каракумского свода, зоны Бухаро-Хивинских ступеней и Мургабской впадины.

На Мангышлаке и Туанкыре в отложениях лейаса и доггера известны месторождения бурых углей.

В сеноманских отложениях Мангышлака локализованы месторождения фосфоритов. С киммеридж-титонской (гаурданской) эвапоритовой толщей в Юго-Восточной Туркмении связаны месторождения соли.

В горько-соленом заливе Кара-Богаз-Гол в голоцене происходит садка мирабилита.
Туркмено-Хорасанская складчатая область
Туркмено-Хорасанская альпийская складчатая область (ТХАСО), на северо-востоке граничащая с Южно-Туранской плитой, является восточным продолжением (отрезком) северной боковой (Крымско-Кавказско-Копетдагской) ветви Средиземноморского подвижного пояса и примыкает к средней (Малокавказско-Эльбурской) ветви, которая на северо-востоке Ирана смыкается с северной (приложение 5).

К северной ветви относятся складчатые зоны Кубадага – Большого Балхана и Копетдага, южная часть которого находится в пределах Ирана, и Предкопетдагский краевой предгорный прогиб (наложенный на Южно-Туранскую плиту). Последний является и северо-восточным ограничением ТХАСО.

Средней ветви, лежащей на территории Ирана, принадлежит складчатое сооружение Аладага-Биналуда, служащее восточным продолжением Эльбруса.

Между расходящимися к западу сооружениями Аладага и Копетдага – Большого Балхана – Кубадага находится Западно-Туркменская межгорная впадина, которая западнее переходит в Южно-Каспийскую впадину.

Южно-Каспийская впадина (котловина) находится между складчатыми сооружениями Большого Кавказа и Куринской впадиной на западе и альпийскими складчатыми сооружениями Туркмении и Запано-Туркменской межгорной впадиной на востоке.

Она представлена областью очень глубокого (до 10-25 км) погружения домезозойского основания, отделенной от Среднекаспийской котловины субширотной мелководной (менее 200 м) перемычкой – Апшеронским порогом, сложенным мощной толщей терригенных отложений плиоцена. С антиклинальными структурами Апшеронского порога связаны крупные месторождения нефти, приуроченные к нижнеплиоценовым отложениям продуктивной («красноцветной») толщи.

Южно-Каспийская впадина представляет собой средний, наиболее широкий глубоко погруженный участок зоны впадин, включающий также Куринскую и Западно-Туркменскую впадины.

Она выражена глубоководной (0,5-1 км) котловиной неправильно-овальных очертаний, к которой примыкают узкий шельф на западе и широкий – на востоке.

По данным ГСЗ мощность осадочного выполнения Южно-Каспийской впадины достигает 20-25 км, из которых на неоген-квартер приходится 10-12 км. Сейсмический «гранитно-метаморфический» слой по периферии впадины утонен, а в центральной её части отсутствует, и под осадочной толщей мощностью до 20 км непосредственно залегает «базальтовый слой». Поверхность М погружена здесь на 40-45 км.

Тектоническая природа Южно-Каспийской впадины дискутируется. Ряд исследователей полагает, что она представляет собой реликтовый бассейн с субокеанической корой. Другие придерживаются мнения, что под впадиной располагается древний жесткий массив, огибаемый с юга дугой складчатых сооружений Талыша – Эльбруса, Аладага и с севера – Копетдага.

Мегантиклинорий Копетдага граничит с Предкопетдагским краевым прогибом по зоне Главного Копетдагского разлома запад-северо-западного простирания (и падающего на юго-юго-запад), по которой происходили и происходят в настоящее время (катастрофическое 9-балльное Ашхабадское землетрясение в 1948 г.) взбросо-надвиговые перемещения.

Мегантиклинорий Копетдага в южной (Иранской) своей части сложен допалеозойскими и палеозойскими образованиями, а также в основном терригенными породами с прослоями вулканитов и известняков триаса, и несогласно перекрывающими их песчано-глинистыми толщами лейаса-доггера. Выше залегают мелководные карбонатные отложения мальма-неокома, терригенные – верхнего баррема-сеномана, глинисто-карбонатные – турона-сенона и карбонатно-глинистые – палеоцена-эоцена, подобные одновозрастным отложениям северного склона Большого Кавказа.

В пределах мегантиклинория Копетдага на территории Туркмении выделяют 3 сегмента: Кубадаг, Большой Балхан и Копетдаг.

В ядре горст-антиклинального поднятия Кубадаг обнажаются палеозойские вулканиты и позднегерцинские красные граниты, несогласно перекрытые известняками, гипсоносными и красноцветными отложениями мальма (до 0,5 км).

Большой Балхан представляет собой небольшое поднятие высотой до 1900 м, Копетдаг – более широкое и протяженное (до 650 км) горное сооружение высотой до 2000-3000 м. Такой же высоты достигают и горные хребты Аладага-Биналуда.

Поднятие Большого Балхана в верхней своей части сложено песчано-сланцевыми отложениями верхнего триаса(?) и лейаса – аалена (3 км), а обнаженный разрез начинается мощной толщей аргиллитов с сидеритовыми конкрециями и прослоями алевролитов и песчаников (до 4 км и более) байоса-бата с пластами паралических бурых углей, далее следует толща песчаников, известняков и аргиллитов келловея и известняки и доломиты мальма (до 0,5-1 км).

В Копетдаге мальм представлен известняками с прослоями гипсов и ангидритов в верхней части (более 0,5 км).

Меловые отложения Копетдагского антиклинория мощностью 1-4 км представлены тремя литолого-стратиграфическими комплексами: валанжин-нижнебарремским (органогенные и оолитовые известняки), верхнебарремско-сеноманским (глауконитовые песчаники, алевролиты, глины), турон-сенонским (известняки, мергели и глины).

Отложения палеоцена и эоцена представлены глинами, мергелями, известняками и глинистыми песчаниками морского, а на востоке – прибрежно-континентального происхождения.

Олигоцен и нижний миоцен в Восточном Копетдаге сложены толщей глин и алевролитов с прослоями песчаников мощностью до 0,5 км. Они накапливались в восточной мелководной части Майкопского озера-моря.

Бассейновые прибрежные и континентальные отложения среднего и верхнего миоцена мощностью 0,5-1 км сложены глинами, мелководными известняками, песчаниками и конгломератами.

Концу позднего миоцена отвечает крупнейшая регрессия Каспия и региональный перерыв.

Предкопетдагский краевой прогиб характеризуется пологим и широким северным и крутым и узким южным крыльями. Домезозойское основание находится на глубинах до 8-10 км и перекрыто отложениями юры, мела и палеогена плитного типа, мощность которых возрастает в сторону Копетдага. Молассовый комплекс сложен бассейновыми и континентальными отложениями олигоцена-квартера мощностью до 2-2,5 км.

Западно-Туркменская межгорная впадина сложена в основном плиоцен-четвертичными молассами. В центральной её части байкальский фундамент находится на глубинах 10-15 км (обнажается в южной части впадины в Горганском выступе).

Нижний плиоцен представлен песчано-глинистой красноцветной толщей (до 3-3,5 км) – стратиграфическим аналогом продуктивной толщи Азербайджана. Верхний плиоцен и эоплейстоцен сложены бассейновыми песчано-глинистыми отложениями и мергелями акчагыла и апшерона (до 0,5-1 км и более), замещаемыми на востоке континентальными песчано-конгломератовыми толщами. Плейстоцен представлен бассейновыми и континентальными осадками, а по периферии Копетдага – маломощными пролювиальными отложениями.

История геологического развития. В истории геологического развития ТХАСО выделяют три этапа:

- байкальский;

- каледонско-герцинский (возможно, и древнекиммерийский);

- альпийский.

Отложения, принадлежащие байкальской геодинамической системе, развиты в Иране в Горганском и Машхедском выступах, сложенных метаморфическими и магматическими образованиями с возрастом метаморфизма 0,6-1 млрд. лет. Позднебайкальская коллизия привела к причленению названных блоков к Африкано-Аравийской платформе.

Отложения, сформированные в каледонско-герцинской этап, известны в пределах Кубадаг-Копетдагской зоны.

В Кубадаге известны средне(?)-верхнепалеозойские вулканиты и верхнепалеозойские гранитоиды, в Восточном Копетдаге (в Иране) – палеозойские известняки, кварциты, диабазовые туфы, а также пермско(?)-триасовые красноцветные конгломераты и песчаники, перекрытые терригенно-вулканогенной толщей триаса.

Наличие в полосе Восточное Предкавказье – Седний Каспий – Кубадаг – Большой Балхан – северный край Копетдага зоны крупных геомагнитных максимумов свидетельствует о существовании здесь сутурной зоны, маркирующей северо-восточную границу ТХАСО.

Вероятно, развитие существовавшего здесь океанического бассейна завершилось коллизией и сопровождающими её складчатостью и внедрением гранитных интрузий.

Отложения, сформированные в альпийский этап (юра-кайнозой), принадлежат следующим геодинамическим системам (ГДС) и комплексам (ГДК):

- рифтогенно-спрединговому ГДК, формировавшемуся в южной (Иранской) части ТХАСО и Малокавказской зоне;

- пассивно-окраинному ГДК, развитому в Копетдагской зоне (мелководно-морские отложения юры-палеогена общей мощностью до 10 км: терригенные отложения нижней юры – сеномана, карбонатные отложения верхней юры – дания, терригенно-карбонатные толщи палеоцен-эоценового возраста);

- коллизионной ГДС: молассовому ГДК олигоцена-квартера, формирующемуся в Предкоптдагском предгорном краевом прогибе и Западно-Туркменской межгорной впадине; гранитодному позднего палеозоя, развитому в Кубадаге.

Полезные ископаемые. На территории альпид Южной Туркмении известны месторождения нефти и газа. Месторождения нефти открыты в пределах антиклинальных структур Прибалханской зоны (Небит-Даг, Челекен и др.), уходящих на западе под дно Каспия, приурочены к отложениям нижнеплиоценовой красноцветной толщи.

В Большом Балхане среди отложений бата имеются месторождения углей.

В Копетдаге установлены месторождения и проявления ртути, мышьяка и барита.
Складчатое сооружение Горного Крыма
Складчатое сооружение Горного Крыма (протяженность до 300 км, ширина до 100 км) в геоморфологическом отношении представляет собой низко-среднегорный (до 1-1,5 км), восточная часть (Керченский полуостров) – равнинный район. Южная его часть скрыта под водами Черного моря.

Горный Крым входит в состав и является западным сегментом северной Крымско-Кавказской ветви альпийского Средиземноморского подвижного пояса.

На севере складчатое сооружение Горного Крыма граничит с западной частью Скифской плиты, к которой принадлежит равнинная часть Крымского полуострова, а на юге – с Черноморской глубоководной впадиной.

Основными тектоническими элементами Горного Крымя являются (приложение 6):

- мегантиклинорий Горного Крыма, сложенный отложениями триаса и юры;

- северное крыло мегантиклинория Горного Крыма, сложенное моноклинально залегающими отложениями мела, палеогена, миоцена;

- восточное периклинальное окончание мегантиклинория Горного Крыма, сложенное отложениями олигоцена – нижнего миоцена;

- Керченско-Таманская зона поперечного погружения, разделяющая складчатые сооружения Горного Крыма и Большого Кавказа;

- южное крыло мегантиклинория Горного Крыма, скрытое под водами Черного моря.

В истории геологического развития Горного Крыма выделяется 5 этапов:

- раннебайкальский (средний рифей);

- позднебайкальско-герцинский (поздний рифей – ранний триас);

- киммерийский (средний триас – ранний мел);

- квазиплатформенный (мел – ранний миоцен);

- эпиплатформенный орогенный (средний миоцен – квартер).

Породы рифея-палеозоя на территории Горного Крыма известны лишь среди обломков в мезозойский отложениях. Их исследование показало, что в среднем рифее (время заложения Средиземноморского подвижного пояса) Горный Крым представлял собой южную краевую часть (в современных координатах) Восточно-Европейской платформы, развивавшуюся в геодинамическом режиме пассивных континентальных окраин. В начале позднего рифея (около 0,9-0,8 млн. лет назад, в дальсланскую тектоническую эпоху) сформированные здесь осадочные отложения подверглись складчатым деформациям, метаморфизму и гранитному плутонизму, в результате которых были сформированы гнейсы, гранитогнейсы и граниты.

В позднем рифее-палеозое Горный Крым также как и в среднем рифее представлял собой пассивную континентальную окраину ВЕП. В разрезе позднего рифея – палеозоя последовательно формировались: сланцы, кварциты, песчаники, конгломераты, глинистые сланцы и вулканиты рифея-среднего палеозоя, известняки карбона и перми. Завершился этап проявлением складчатых деформаций и внедрением интрузий гранитов (285-210 млн. лет).

Киммерийский этап начался в среднем (?) триасе. В течение триаса-юры Горный Крым вновь развивался как пассивная континентальная окраина ВЕП. В этот период здесь накопилась мощная (более 4 км) терригенная толща флишевых и флишоидных отложений, объединяемых в таврическую серию (верхний триас, лейас и нижний аален). Таврическая серия представлена переслаиванием бурых песчаников, алевролитов и аргиллитов. Севернее терригенная толща замещается толщей кварцевых песчаников, гравелитов и известняков с олистолитами известняков карбона, перми, триаса и нижней юры. Толща эта представляет собой олистострому, накопленную в северном борту флишевого прогиба в результате сползания по континентальному склону мелко- и грубообломочного материала.

Выше таврической серии залегают терригенная толща верхнего аалена, байоса, бата и нижнего келловея мощностью до 2-2,5 км, представленная песчано-глинистыми флишоидными, реже угленосными (с прослоями бурых углей) отложениями, в северной краевой зоне Горного Крыма – мощной толщей конгломератов. В отложениях байоса локально развиты подводные лавы, гиалокластиты, туфы и туфобрекчии базальтового и андезитобазальтового состава (спилиты, диабазовые порфириты), а в Карадаге – также толщи дацитов, риолитов и туфов кислого состава.

Верхняя юра (верхний келловей – титон) и берриас представлены толщей мощностью от нескольких сотен метров до 3-4 км, сложенной фациально изменчивыми конгломератами, известковистыми песчаниками и глинами, известняками и мергелями и, в верхах разреза, толщей глинисто-карбонатного флиша.

Фазы складчатости проявлялись в Горном Крыме на границе доггера и мальма, мальма и мела и в конце раннего мела. В результате в середине мела сформировалось складчатое сооружение.

Начиная с раннего мела и до позднего миоцена, большая часть, а с середины мела – вся территория Горного Крыма, кроме Керченского прогиба, развивалась в квазиплатформенном режиме. Геологический разрез этой части стратиграфической шкалы имеет здесь следующий вид (снизу вверх):

- валанжин – нижний альб представлены толщами песчаников и глин с прослоями песчанистых известняков, пачками и линзами конгломератов, в Восточном Крыму также флишоидами; мощность отложений составляет десятки-сотни метров, в Восточном Крыму достигает 1-1,5 км;

- верхний альб – верхний мел сложены глауконитовыми известняками, песчаниками и глинами с примесью пеплового материала (у Балаклавы и некоторых районах Равнинного Крыма – андезитовыми туфами и туфопесчаниками альба, сменяющимися верхнемеловой толщей мергелей с прослоями известковистых песчаников мощностью от 0,2-0,5 км до 1-2 км;

- палеоген начинается с известняков датского яруса, выше залегает толща мергелей, глин и известняков мощностью до нескольких сотен метров;

- олигоцен и нижний миоцен представлены майкопской серией, сложенной глинами с конкрециями сидеритов, с прослоями песчаников и алевролитов; мощность серии достигает 1,5-3 км;

- средний и верхний миоцен сложены толщей мелководных ракушечных и оолитовых известняков, песчаников и глин, на Керченском полуострове – более мощными (1-2 км) толщами глин и мергелей.

С конца миоцена до настоящего времени Горный Крым – это область проявления геодинамического режима эпиплатформенного орогенеза, ограниченная на юге крутыми разломами (или флексурами). Южнее Горного Крыма находится северная краевая зона Черноморской впадины – структуры, в пределах которой гранитный слой земной коры имеет мощность 4-8 км, базальтовый – 10-15 км, осадочный – 10-14 км.

Плиоценовые морские отложения (глины, железистые пески) мощностью до 100-200 м известны в западной части Индоло-Кубанского краевого прогиба. К нижнему плиоцену в отдельных мульдах Керченского полуострова приурочен горизонт осадочных оолитовых железных руд (гидрооксиды и гидросиликаты железа) мощностью до 10-12 м. К плиоцену и плейстоцену кроме стандартного набора генетических типов континентальных отложений, свойственных низкогорным областям, относятся мощные щебнисто-брекчиевые толщи обвально-оползневого происхождения, состоящие из обломков, глыб и громадных пластин верхнеюрских известняков.