КАРСТОВЫЙ ГЕОМОРФОГЕНЕЗ КРЫМСКО-КАВКАЗСКОГО ГОРНО-КАРСТОВОГО РЕГИОНА : КАРСТОВИЙ ГЕОМОРФОГЕНЕЗ КРИМСЬКО-КАВКАЗЬКОГО ГІРСЬКО-КАРСТОВОГО РЕГІОНУ

Краткое содержание

Теоретико-методологічні основи вчення про карстовий геоморфогенез| висвітлено у 1, 2 та 3 розділах. У концептуальну основу вчення про карстовий геоморфогенез включено поняття об^’єкта дослідження (карстовий рельєф), предмета (що визначається сучасним станом наукового знання про карст як геоморфологiчне явище, розглянуте в iсторичному аспектi його вивчення); відповідну методологiчну базу (систему наукових поглядів про пiзнання карсту, що конкретизована спеціальними методиками та методами), які в сукупності визначають місце цього наукового розділу в системі наук і роль у пiзнанні навколишнього  світу та людськiй практиці.

У першому розділі «Становлення вчення про карстовий геоморфогенез| в системі геолого-географічних наук» розглядається предмет в історичному аспекті вивчення карсту Криму і В. Кавказу, а також місце геоморфології| карсту  серед розділів геолого-геоморфологічних| наук.

Розвиток загальних та регіональних досліджувань карстового геоморфогенезу гірського Криму та Кавказу тісно переплітається з історією географічних відкриттів, геологічними, гідрогеологічними|, палеонтологічними, археологічними, етнографічними, ботанічними, зоологічними, краєзнавчими дослідженнями і спортивними досягненнями в заслузі спелеології та альпінізму. Основні етапи вивчення карсту і печер колишнього Радянського Союзу, включаючи Крим і В. Кавказ, розглянуті у ряді публікацій (Рижиков, 1954; Щербакова, 1956; Іванов, Устінова, 1957; Максимович, 1963; Маруашвілі, Таташидзе (Тінтілозов) 1963; Кипіані, 1965, 1966; Гвоздецький, Чикишев, 1967; Гвоздецький, 1972; Таташидзе, 1976; Ломаєв, 1980; Горбунова, Дублянський, 1999; Дублянський, 1999; Дублянський, Ільїн та ін., 2001; Дублянський, Вахрушев і ін., 2002 та ін.). Разом з тим масштабні спелеологічні відкриття останнього десятиріччя українських, російських і грузинських дослідників карсту вимагають їх осмислення і внесення в історію вивчення карсту регіону. Слід зазначити, що пріоритетні розробки в галузі карсто-| і спелеогенезу|, класифікації підземних просторів, гідрогеології карсту, мікроклімату печер, сейсмокарстологїї|, геоморфологічних| кореляцій, вивчення високогірного карсту, дослідження найглибших в світі карстових порожнин, підготовки підручників і методичних засад карстологічних| досліджень, виконаних багато в чому за матеріалами вивчення карсту Гірського Криму і Кавказу, дозволили українській спелеолого-карстологічній| школі посісти гідне місце серед подібних шкіл СНД і далекого зарубіжжя (Б.М. Іванов, В.М. Дублянський, О.Б. Климчук, В.М. Андрейчук, А.В Лущик, Г.I Рудько, В.М. Шестопалов, Ю.І. Шутов Г.М. Дублянська,  С.М. Зенгіна, О.О. Ломаєв, Л.І. Воропай, В.П. Коржик, В.К. Хільчевський, С.Д. Аксем, В.Я.Рогожніков, В.П. Душевський, Е.С. Штенгелов, Г.М. Амелічев, В.І.Лялько, Л.М.Соцкова і ін.).

Нами виділено шість періодів дослідження карсту регіону: античний (уривчасті відомості та містичні погляди), середньовічний (примітивні відомості про карстовий рельєф), нової історії (перші наукові підходи, методики та методи, що здійснюються здебільшого у рамках географічних, гідрогеологічних або краєзнавчих досліджень), довоєнний (організація перших спеціальних карстолого-спелеологічних досліджень), післявоєнний  (з 1945 р. - розширення вивчення карстових явищ і поглиблення розуміння їх суті, становлення карстознавства як самостійного наукового напряму та початок його диференціаціі) і сучасний (починається з 1991 р. – інвентаризація наукових матеріалів і планування  досліджень в умовах незалежних держав).

Взаємозв'язок вчення про карстовий геоморфогенез| з іншими дисциплінами в системі геолого-географічних наук.

У підрозділі обгрунтовується виділення геоморфології| карсту як наукового напряму, в рамках якого карстовий рельєф досліджується з позиції класичної геоморфологічної| тріади (генезис, морфологія і вік) на засадах морфодинамічної| та історико-еволюційної парадигм. Вчення про карстовий геоморфогенез|, розглядається на рівні розділів геоморфології|, карстології|, гідрогеології та ін., з якими тісно взаємодіє.

Другий розділ «Зміст карстового геоморфогенезу|» присвячений розгляду об'єкта дослідження вчення про карстовий геоморфогенез та його генетичного змісту|. В аспекті  визначення об'єкта вивчення (карстовий рельєф) існують дві головні проблеми без вирішення яких неможливо окреслити та чітко структурувати науковий напрям, що розглядається; перша - правомірність включення до поняття «карстовий рельєф» підземних карстових форм, які простягаються на багато кілометрів вглиб Землі, що формально розходиться з визначенням рельєфу як сукупності нерівностей земної поверхні; друга – встановлення генетичного змісту поняття “карстовий рельєфоутворювальний процес”, а отже й “карстовий геоморфогенез”.

 Якщо на початку свого становлення карстознавство| можна було відносити, за класифікацією О.М. Маринича (1993), до галузевих наук, то вже з 70-х років ХХ століття воно розглядається як інтегральна наукова дисципліна, що вивчає карстові геокомплекси|, які складаються з геологічних, геоморфологічних|, гідрогеологічних|, мікрокліматичних, біологічних і антропогенних підсистем. Це спричинило виникнення однієї з основних проблем геоморфології| карсту – проблеми визначення цього наукового напряму як розділу загальної геоморфології|. Викладене можна проілюструвати таким прикладом: з позиції геології і гідрогеології карст займає 34%  площі суходолу Землі, 63% території України, 84% - Криму. Проте, з позиції фізичної географії (карстовий ландшафт) і геоморфології| (карстовий рельєф) карст займає 5,3 млн.км² (4%) суходолу, виключаючи Антарктиду, 29,1 тис.км² (4,8%) – на території України і 5,4 тис.км² (20%) – Криму.

Поняття “карстовий рельєф” розглядається в контексті теорії геопотенціалів.| Нами введено поняття «геоморфологічний| гравітаційний градієнт», за допомогою якого розкривається важлива роль підземних карстових форм в енергетиці карстового рельєфу взагалі. У карсті існують вертикальні та горизонтальні просторові параметри, що структурують літодинамічний| потік. Їх| конфігурація визначається «робочим інтервалом висот» рельєфу (Флоренсов, 1978). У карсті – це висотний діапазон між поверхнею плато та базисом карстування|. Топологічна структура рельєфу земної поверхні визначається наявністю мереж 3-х типів: 1 - ліній перегинів скатів, 2 - долинної, 3 -  вододільної. Мережа перегинів скатів не зв'язана, в ній відсутня природна ієрархія (Черваньов, 1979). Зовнішня структура рельєфу визначається, головним чином, лініями вододілів і тальвегів|. Класичний карстовий рельєф складається із замкнутих депресій, лійок, улоговин, карстових долин, які створюють ваннову| структуру безстічних| територій карстових плато, де переважають мережі першого типу, але відсутні мережі другого і третього типів. Підземні ж карстові форми (мережа дрен| підземного стоку) перебирають на себе функції тальвегів| флювіального типу рельєфу. Отже, загальна структура карстового рельєфу, що визначає динаміку речовини та енергії й організовує літодинамічні| потоки, не може бути зконструйована без урахування підземних карстових форм. Мережі підземних дрен| детермінують карстовий процес, забезпечуючи функціонування карстового рельєфу і його зв'язків з іншими геоморфологічними| комплексами, підтримуючи континуальність| рельєфу в його внутрішній і зовнішній формах. Наявність карстових порожнин|  значно підсилює енергію карстового рельєфу. Одним із наслідків цього є його висока здатність до саморозвитку й авторегуляції. 

Поняття «карстовий геоморфогенез» («карстовий процес») розглядається з позиції класичної геоморфології| серед інших геоморфологічних| процесів і явищ. Кожному з них властивий свій вид деструкції і акумуляції речовини, характер масо-| і енергопереносу, а також певні генетичні особливості рельєфоутворення|.

У літературі трапляється біля 30 визначень карстового процесу. Більшість вчених (54%) визнають комплексний характер карстового процесу (корозія, гравітація,  ерозія та ін.) і лише 19% (у тому числі й автор) вважають головним чинником карстогенезу| корозію і хемогенну| акумуляцію. Ми виходили з  уявлень про класичний карстовий рельєф, який сформований у потужних тріщинуватих| чистих масивних і грубошаруватих| вапняках, в умовах достатньої кількості агресивних природних вод. Усі прояви процесів в карстових геоморфосистемах, які пов’язані з іншими умовами, ми відносимо до області парагенетичних| взаємодій.

Доведено, що геохімічні перетворення, що виконують головну роль у карстовому геоморфогенезі,|іі   відбуваються при переважанні іонного стоку, а механічні мають підпорядковане значення (3-5%). Показано, що змішана піщано-глиниста фракція, що видаляється з карстової геосистеми|, практично безкарбонатна|, оскільки дрібні фракції інтенсивно розчиняються (доведено експериментально, Ярг і ін., 1988), а локальні зміни гранулометричного складу підземного алювію залежать від морфології ходів і трапляються там, де потік наносів неодноразово переривається морфологічними пастками, на виході підземних карстових річок домінують корелятні| хемогенні| відклади вапнякових туфів та ін|. У результаті експериментальних досліджень встановлено, що для вапняків розмиваючі (критичні) швидкості водотоків лежать в межах 3,5 м/с (слабозв’язані| неогенові вапняки), 4-9 м/с (середньозв’язані| крейдові і юрські шаруваті вапняки), 7-8 м/с і навіть 9-12 м/с (міцні грубошаруваті| і масивні юрські і крейдові вапняки) (Бастраков, 1972; Єсін і ін., 1980). Натурні вимірювання підземних водотоків| показали, що розмиваючі швидкості для карстових| порід у досліджуваному регіоні практично відсутні. У карстології| велике значення надається абразійній| дії наносів, механізми стирання та ударів яких вивчено ще недостатньо. За даними (Сафьянов, 1965;  Rose, Twenchofel, 1963; Кайе, 1959), максимальний розмір фракцій кварцового піску, що не має абразійного впливу,| дорівнює (при існуючій гідродинаміці карстових потоків)  0,3 - 1,2 мм. Крупна фракція нерозчинного залишку вапняків, що карстуються, в досліджуваному регіоні в основному відповідає 0,1<0,01 мм, тобто далеко за вказаними межами. Проте, ми не заперечуватимемо можливість прояву на деяких ділянках карстових печер ерозії. Як чинники карстогенезу| ерозія, гравітація та ін., безумовно, мають бути врахованими, але надавати їм визначального генетичного значення у карстовому процесі навряд чи варто. Головною в роботі руслових вод в карстових річках є транспортуюча здатність потоків при внутрішньопечерному переміщенні наносів, промивання карстових порожнин, заповнених на певних етапах свого розвитку уламковими відкладами, і винесення розчинених речовин і деякої частки механічних наносів з карстових систем.

З метою з’ясування ролі геохімічних процесів розчинення та акумуляції в карстовому геоморфогенезі| проведено термодинамічні розрахунки рівноваги| у системі „вода – вапняк”. Як міра хімічної спорідненості речовин використовувався  ізобарно-ізотермічний потенціал. Все різноманіття карстово-геохімічних ситуацій відображене в п'ятьох типових обстановках| розчинності ідеально чистого кальциту як функції інших змінних. Перша обстановка відображає першу фазу розчинення вапняку (у холодному карсті має слабкий геоморфологічний| прояв, а в закритих гідрохімічних| системах гідротермокарсту| - більш значний|); друга – термодинамічні рівноваги, що існують в річках, озерах і інших розбавлених водах поверхневого карсту; третя – розкриває корозійну здатність вод на різних ділянках печерних систем; четверта – найбільше відповідає активності й моляльності| іона кальцію, що за будь-яких умов дає можливість визначити корозійну або хемоседиментаційну| здатність водотоку| під час його входження до печерної зали, при падінні з каскадів колодязів і шахт, під час виходу з карстової порожнини; п’ята – ілюструє приклад надходження дощової води у вапнякові масиви і дає можливість визначити інтенсивність карстогенезу| та напрям, в якому він розвиватиметься. Для всіх п'яти типових обстановок| встановлюється до семи змінних величин при постійній температурі, незмінному загальному тиску та відомих коефіцієнтах активності компонентів. До цих змінних належать р(СО₂), а(H₂CO₃), а(HCO₃^-), a(CO₃ ^2- ), a(H⁺), a(OH^- )|, a(Ca²⁺), (p – парціальний тиск, a – активність певної частки). Для кожного випадку використовується добуток розчинності СаСО₃, перша і друга константи дисоціації вугільної кислоти і іонний добуток води. Застосовано п'ять розрахункових рівнянь, які складають основу для розрахунків будь-яких умов в межах п'яти обстановок| карстового геоморфогенезу, що розглянуті вище.| У роботі наведено конкретні термодинамічні розрахунки для окремих карстових водоносних систем, крім того, здійснено термодинамічні розрахунки при різних витратах підземної р. Червонопечерної. Вони виявили, що збільшення витрат в два рази спричинює різке збільшення хімічної денудації| вапняків (у 5-10 разів). Під час водопілля ця здатність різко зростає і, якщо для розмиву (ерозії) вапняку це значення більшою мірою потенційне, то для корозії – це реальна цифра, оскільки будь-яка фізична швидкість потоку значно менша від швидкостей хімічних реакцій молекулярних взаємодій речовин, що знаходяться в рівноважних системах. Розроблена єдина система розрахункових термодинамічних методів рекомендується для аналізу різних типів природних реакцій, що відбуваються в карбонатному карсті, добре узгоджується зі спостережуваними фактами. Так,  найбільші карстові акумулятивні та деструктивні форми Червонопечерної системи відповідають найбільшим значенням термодинамічних потенціалів пов'язаних з ними концентрацій речовин на всьому протязі підземного водотоку|.

У третьому розділі «Методологія і методи вивчення карстового геоморфогенезу| Кримсько-Кавказького гірсько-карстового регіону» розглядаються основні методичні підходи і методи, що застосовувалися автором під час досліджень гірського карсту Криму і В. Кавказу і показали високу інформативність при дослідженні карстового геоморфогенезу|. Основу методології геоморфологічного вивчення карсту складають загальнонаукові та галузеві принципи і методи, які адекватні природним особливостям карстового геоморфогенезу і відзеркалюють  генетичні, морфологічні, геохронологічні| і морфодинамічні| риси цього явища.| Тим самим  забезпечується єдність його досліджень на всіх рівнях і територіях.

Методи вивчення порід, що карстуються, та карстових відкладів застосовано з метою визначення ролі літологічного чинника у карстовому геоморфогенезі. При застосуванні методів цієї групи необхідним було висвітлення: ступеню розвитку процесу корозії| у різних породах, структурно-текстурних характеристик| порід, що карстуються та впливають на розчинність і проникність вапняків, структурно-тектонічних особливостей закарстованих| територій, стратиграфічного положення порід, що карстуються, в| розрізі, їх потужностей, взаємодії з| товщами порід, що не карстуються, планового і висотного положення порід, що карстуються, по відношенню до місцевих і віддалених базисів денудації| (або карстування|), контактів з породами, що не карстуються. При цьому використано стандартні лабораторні і польові методи хімічних аналізів, гранулометричний, термічний, рентгеноструктурний|, шліфовий| методи, геоморфологічна| та геологічна зйомки, вимірювання тріщинуватості| у відслоненнях, морфометричні|, морфоструктурні| та інші методи аналізу лінеаментів|, долинних і вододільних мереж, базисних поверхонь тощо.

Методи вивчення карстових вод застосовано з метою з'ясування умов їх формування, залягання, руху і розвантаження, а також гідрохімічних| властивостей. Найбільш інформативним підходом до з'ясування ролі природних вод у карстовому геоморфогенезі| є балансовий (басейновий)  метод. Балансовий метод стосовно гірсько-карстових регіонів був розроблений і застосовувався під час  напівстаціонарних і маршрутних досліджень карстових масивів Гірського Криму, Кавказьких Мінеральних вод, карстових масивів Сочінського артезіанського басейну, Фіштінського, Бзибського, Гагринського (Арабіка) карстових масивів, району озера Амткелі в Грузії та ін. Спостереження проводилися по точках режимної мережі, яка створювалась у перший рік досліджень, що забезпечило достатньо тривалий ряд спостережень та наближало їх до напівстаціонарних досліджень. Однак, тому що спостереження здійснювалися в різні сезони, обробка матеріалів  виконувалась із застосуванням методів, вживаних до нерівноточних| вимірювань. Враховуючи важкодоступність| територій середньо-| та високогірних карстових масивів, наявність складних карстових порожнин, основним методом вивчення карстових вод були маршрутні дослідження.

Вивчення формування карстових вод Гірського Криму та В. Кавказу здійснено з урахуванням особливостей інфільтраційних, інфлюаційних| і конденсаційних вод, тісно пов'язаних з фізико-географічними умовами регіону. Інфільтраційне живлення визначається як різниця між кількістю атмосферних опадів і випаровуванням (ефективні опади). Однією з основних проблем є недостатність початкової гідрологічної та метеорологічної інформації. Для її вирішення рекомендуються такі показники як середня багаторічна температура повітря, радіаційний баланс, атмосферні опади, випаровування, відносна і абсолютна вологість та ін. визначати методом інтерполяції і побудови графіків зв'язку між даними найближчих метеостанцій, розташованих на різній висоті, та висотними зонами карстових масивів з урахуванням їх площ. Інфлюаційне живлення карстових вод має місце практично у всіх карстових районах регіону. В Криму втрати в руслах річок, що перетинають закарстовані| вапняки, досягають для р. Чорна - 40% загальних витрат (при витраті 1,9 м³/с), р. Бельбек - 37% (при витраті 1,9 м³/с), р. Альма - до 80% (при витраті 1,8 м³/с) (Шутов, 1969).  Лінійна інфлюація|, яка встановлена на річках Кавказьких Мінеральних вод,  досягає величин: р. Алікановка - 30% стоку (при витраті 0,46 м³/с), р. Ольховка - до 80% (при витраті 0,21 м³/с), областей живлення Мацестінського родовища мінеральних вод: р. Псоу - 7% (при витраті 6,3 м³/с), р. Мзимта – 17% (при витраті 15,9 м³/с), р. Псахо до 80% (при витраті 1,5 м³/с), р. Кудепста до 90% (при витраті 1,0 м³/с).

Вивчення конденсаційної складової. Виділяються чотири її рівні (В.Дублянський, Ю.Дублянський, 2000, 2002). Регіональний та локальний рівні добре узгоджуються з умовами маршрутних досліджень. Вони в основному й використовувалися автором при вивченні карсту Гірського Криму та В. Кавказу. Проведені за цією методикою розрахунки показали значну роль конденсації у формуванні карстових вод регіону і процесах карстового геоморфогенезу|. Традиційно для характеристики водозбірних басейнів використовуються площинні показники. Цей підхід перенесено й на характеристику конденсаційних процесів, кількісні параметри яких найчастіше виражаються шаром конденсаційного стоку (мм), коефіцієнтом стоку, річними та сезонними модулями конденсаційного стоку (л/с·км²). Не заперечуючи загальноприйняті підходи до гідрологічних характеристик  карстових областей, ми ввели новий показник - об'ємний модуль конденсаційного стоку (л/с·км³). Введення цього розрахункового коефіцієнта дає змогу враховувати фізико-географічні, зокрема кліматичні чинники, що визначають інтенсивність дії природних конденсаторів, а також головну особливість гідрографії карстових областей, незбіг поверхневих і підземних водозборів карстових річок і джерел, що проілюстровано на прикладах більшості карстових районів Гірського Криму і В. Кавказу.

 Вивчення динаміки (напрямів і швидкостей) карстових вод проводиться за допомогою низки спеціальних методів дослідження. Найбільш значущі результати з виявлення гідрогеологічних| структур карстових масивів, зв'язків між окремими ланками великих печерних систем і з'ясування гідродинамічних параметрів підземних карстових вод, що мають велике значення для розуміння особливостей карстового геоморфогенезу, отримано із застосуванням  індикаторних дослідів (трасирування підземних вод) в межах Ай-Петринського, Довгоруківського, Карабійського карстових районів Гірського Криму, а також карстових масивів Великого Сочі, Бзибського, Гагрінського, Амткелі й ін. на Західному Кавказі.

Визначення корозійної здатності карстових вод, що має велике значення для оцінки карстової денудації,| здійснено за результатами понад тисячі хімічних аналізів карстових вод у карстових печерах Гірського Криму та В. Кавказу, виконаних різними організаціями за період з 1956 по 1994 рр.| Значна частина проб води для хімічних аналізів, починаючи з 1978 р., була одержана безпосередньо за участю автора. Для обробки результатів хімічних аналізів використано статистичні та розрахунково-графічні методи (графіки Дурова, Бродського, Року (Тильманса-Тромбу)). Кінцевою частиною робіт є визначення інтегрального показника у розвитку карсту – карстової (хімічної) денудації|, значення якого наводяться при описуванні карстових районів Гірського Криму та В. Кавказу.

Методи вивчення карстових форм рельєфу зорієнтовані на дослідження їх морфології, генезису та віку із застосуванням в єдиній системі лінійних, площинних, об'ємних, а також безрозмірних показників, що забезпечує єдність дослідницьких підходів і порівнюваність одержаних результатів.

Методи визначення віку карстових форм рельєфу. Основою пояснення| часових, у тому числі еволюційних змін рельєфу, є побудова хронології подій. Для цієї мети використано положення про «віковий репер», що має кількісні параметри і властивості, показники яких зіставлювані з “внутрішнім масштабом” часу (за Гродзинським, 2002) та хронологією подій, що вивчаються. З позиції «вікового репера» обгрунтовано застосування основних методів вікових датувань при вивченні карсту регіону.

Теоретично обгрунтовано створення «ГІС-КАРСТ|», яка орієнтована на адекватне відображення карстових явищ і процесів і забезпечена певним набором тематичних баз даних основних, що відповідають цифровій проекції умов карстоутворення і мають| картографічне відображення, та супутніх, які дають уявлення про чинники, що зумовлюють карстогенез, а також функціональною частиною, яка| є машинною реалізацією моделі і процесу карстогенезу зі всіма алгоритмами і функціями.

Методи геоморфологічної| зйомки та картографування карстового рельєфу включають часткові методи дослідження та методи створення типологічних, аналітичних, синтетичних, спеціальних карт i карт районування. З урахуванням вітчизняного й міжнародного досвіду на основі багаторічних досліджень карсту Гірського Криму і В. Кавказу використовувалися картографічні зйомки при укладанні великомасштабних карстолого-геоморфологічних| карт, які виконувалися в спеціальних аналітичних легендах.

Методи моделювання і прогнозування розвитку карста згруповані в уявні і матеріальні. Серед перших найчастіше використовуються логічні, знакові і математичні моделі, серед других - моделювання на природних об'єктах (наприклад, натурне моделювання напрямів, швидкостей і гідрохімічних| перетворень карстових вод) або на матеріальних моделях (в лабораторних умовах). За допомогою багатьох карстологічних моделей можна здійснювати прогнозування.

Умови формування, механізми і просторово-часові закономірності карстового геоморфогенезу| Кримсько-Кавказького гірсько-карстового регіону розглянуто у 4-10 розділах дисертації.

У розділі четвертому « Поверхневі і підземні карстові  форми, умови та механізми їх формування» розглянуто особливості розвитку форм карстового рельєфу, найважливішою з яких є значна просторова мінливість умов карстоутворення навіть на малих за розміром територіях. Наведено опис механізмів  формування, просторового розміщення: каррів, карстових ровів, лiйок, улоговин, карстово-ерозійних сліпих  ярів, долин, туфових терас і підземних карстових форм, які було досліджено у карстових областях Криму та Кавказу. Вперше розглянуто виявлені у високогір^’ї Західного Кавказу міжшарові  карри, схилові нівально-карстові лiйки, які розвинуті на схилах з крутизною 15° і більше, та нівально-карстові арки. До розділу включено матеріали «Кадастру великих карстових порожнин СРСР» (довші за 500 м і глибші за 100 м), створеного в 1987 р., у підготовці і публікації яких брав участь автор. Ці матеріали поповнені новими відомостями, одержаними на 1 жовтня 2003 р. (зміст збільшено на 30% порівняно з 1987 р.);  вони розміщені у додатку до дисертації.  На планах і розрізах печер наведена нова геологічна і геоморфологічна| інформація. 

 П'ятий розділ «|Принципи класифікації  поверхневих і підземних карстових форм і карстового рельєфу» присвячено обгрунтуванню загальної класифікації карстових форм, що сформувалися в умовах гірського рельєфу в широкому діапазоні висот - від 0 м до 2800 м у помірному та субтропічному кліматі. Наведена класифікація форм карстового рельєфу, в основу якої покладено генетичні, морфографічні| і морфометричні| принципи виділення карстових форм.| При класифікації підземних карстових форм розглянуто генетичний зміст таких понять як «нівально-корозійна форма», «карстова порожнина», дано визначення поняття «карстова печера» в широкому і вузькому його трактуванні; в класифікації відсутнє таке поняття як «понор|» - воно віднесене нами до термінів загального користування, що показує гідрогеологічну| функцію карстової форми. Розглянуто провідні рівні класифікаційної ієрархії карстового рельєфу відповідно до критеріїв, що їх визначають, а саме:  групи типів карстового рельєфу - відповідають певним фізико-географічним обстановкам, підгрупа типів -  висотній поясності гірських країн, тип рельєфу – типу рельєфоутворювальних процесів карстогенезу, підтип – літології порід, що карстуються, клас – кліматичним умовам, рід і вид – відображають морфологічні, морфометричні характеристики конкретних форм рельєфу та їх поєднань.

В основу класифікації покладено періодичну систему прояву на певній території поєднань рельєфоутворювальних| процесів. На особливості поширення різних типів карстового рельєфу Гірського Криму і В. Кавказу впливають: висотна поясність, значна дислокованість| і тріщинуватість| порід|, велика потужність порід, що карстуються, а також поліваріантність| умов карстогенезу, зумовлена|, що визначаються геологічними, тектонічними, геоморфологічними|, кліматичними, мікрокліматичними, гідрогеологічними та іншими чинниками. Виділення низько-, середньо- і високогірного карсту проводиться не тільки за гіпсометричною| ознакою, а й з урахуванням морфогенетичних| типів карстового рельєфу, зумовлених комплексом фізико-географічних чинників, - клімату, погодних умов (вітрові перерозподіли снігу, відлига тощо), інтенсивності корозії, наявністю тих або інших ландшафтів, експозицією макросхилів, близьким розташуванням морських акваторій, степових і лісових територій та ін. Встановлено наступні висотні діапазони для підгруп типів карстового рельєфу: високогірський – Зах. Кавказ (2700-1900 м); середньогірський| – Крим (1500-900 м), Півн. Кавказ (2600-900 м), Зах. Кавказ (1900-800 м); низькогірський| – (900-500 м). Встановлено основні морфогенетичні ознаки низько-, середньо- і високогірського карсту.

У шостому розділі «Парагенетичні геоморфологічні комплекси   гірсько-карстових областей» розглянуто карстово-абразійний|, карстово-ерозійний, карстово-гравітаційний, карстово-гляціально-нівальний| і карстово-сейсмічний парагенетичні комплекси. Згідно із загальними уявленнями щодо парагенезу, викладеними в роботах (Брейтгаупт, 1849; Вернадський, 1918, 1922, 1941;  Пустовойтов, 1947; Шатський, 1955;  Коржинський, 1936; Дроздов, 1978; Котлов, 1981;  Тимофєєв, 1981;  Швебс, 1982;  Федоренко, 1988;  Мільков ,1986;  Барщевський, Палієнко, 1995;  Дублянська,  Дублянський, 1998 та ін.), головним критерієм виділення парагенетичних комплексів є сумісне знаходження карстових форм рельєфу та форм іншого походження, що виникли в результаті одночасного або послідовного утворення. Вони характеризуються певними внутрішніми зв’язками, що забезпечують стабільність функціонування складної геоморфосистеми протягом певного часу у певному просторі.

Карстово-абразійний парагенетичний| комплекс створений внаслідок взаємодії карстових і морських рельєфоутворювальних процесів. Оцінюються  здатність морських вод виконувати корозійну роботу, а також фізико-механічні умови руйнування морськими хвилями берегів, складених карбонатними породами. Виділено пасивні (затоплені печери, утворені в терральних| умовах) й активні (форми рельєфу, утворені в результаті хіміко-фізичних взаємодій у береговій зоні сучасних морів) парагенези|.

Карстово-ерозійний парагенетичний| комплекс - один із найпоширеніших комплексів у карстових областях. Карст по відношенню до ерозії, за наслідками своєї дії, є антагоністом, хоча і карстовий, і ерозійний рельєф утворюється у водному середовищі. Розвиток карсту, з одного боку, призводить до розпаду  річкової мережі, скорочення руслового стоку, переведення його в підземний, що підпадає дії карстового процесу, виникнення безстічних| територій на земній поверхні. З другого боку, карстові порожнини, досягаючи певних розмірів, можуть виконувати функції поверхневих водотоків|, збираючи підземні води з величезних водозборів (163 км² печера-джерело Мчиш, Західний Кавказ) й активізуючи на певних ділянках підземну ерозію. Однією з характерних рис цього парагенезу| є здатність товщ, що карстуються,| генерувати конденсаційну вологу, яка в аридних|  (а в межень| у семіаридних)| областях повністю підтримує русловий стік. При аналізі карстово-ерозійного парагенезу| в першу чергу зверталася увага на особливості карстової гідрографії і гідрогеології, зокрема на показники норми стоку, його внутрішньорічної мінливості, зарегульованості, максимального та мінімального стоку тощо. Встановлено, що перетікання підземних вод із сусідніх басейнів є основною умовою порушення зональних закономірностей річкового стоку в карстових областях. Врахування цього явища дає змогу оцінити роль карсту в флювіальному морфогенезі. Кількісні параметри взаємодій в системі “карст – ерозія” розглядаються на мікро-,| мезо- та макрорівнях. На прикладі типового басейну р. Хоста| (Західний Кавказ) встановлено значні відмінності між водозборами, складеними породами, які карстуються| і не карстуються||. Для перших характерні вищі середньомісячні| витрати (у 1,5 разу), високі коефіцієнти варіації витрат (0,26 – 1,49) і модуля стоку (63,2 л/с·км²). Для других – модулі стоку значно знижені (34,8 л/с·км²) та більш стабільні варіації витрат (0,20-0,46). Встановлено, що температура і мінералізація вод карстових водозборів на 10-15 % нижча, більш однорідний хімічний склад вод і вища хімічна денудація|. Одним із важливих результатів досліджень є відкриття поглинання руслових вод в зонах тектонічних порушень в районах поширення| порід, що не карстуються (простежено між двома гідрометричними створами). Це істотно змінює методику розрахунків і натурних спостережень, має не тільки теоретичне, але й важливе прикладне значення при водобалансових дослідженнях.

Карстово-гравітаційний парагенетичний| комплекс проаналізовано з позиції оцінки енергетичних констант протікання гравітаційних процесів і стійкості склепінь карстових порожнин. Не зважаючи на те, що більшість склепінь карстових порожнин Гірського Криму є стійкими, відомі максимальні прогони в 1,5-2,5 разів більші ніж критичні і, навпаки, в залах, де прогони менші ніж критичні, є обвали. Для інструментального визначення стійкості склепінь, порожнин й інших природних відслонень скельного типу автором, разом із О.М. Зоріним і І.В. Ульяновим, розроблений і апробований «Спосіб визначення стійкості природних відслонень», на який одержано патент України (2002 р. № 49313 А, Бюл. № 2). Він грунтується на вимірюванні ентропії зразків вапняків як інформаційного параметра в оцінці стійкості гірських порід у відслоненнях.

Карстово-гляціально-нівальний парагенетичний| комплекс виділено автором з урахуванням особливостей впливу снігу та льоду на карстовий геоморфогенез|. Встановлено активні та пасивні парагенези| залежно від прямого, або непрямого впливу гляціальних процесів на карстовий геоморфогенез. У 1984 р. автором відкрито й описано на кримських яйлах| структурні грунти первинного морозного сортування, розвинені в діапазоні висот 900-1500 м. Їх вивчення, а також результати 10-річних експеріментальних досліджень за виморожуванням штучно заглиблених уламків вапняків дозволили встановити швидкість кріотермічних| рухів (1,5 - 0,5 см/рік) і знизити межу перигляціальних| явищ в горах півдня помірного поясу Європи та віднести Кримські гори до областей активного кріолітоморфогенезу| (Вахрушев, Клюкін, 2001).

Карстово-сейсмічний парагенетичний| комплекс встановлено внаслідок виявлення нових закономірностей у формуванні карстового рельєфу в районах підвищеної сейсмічності. Доведено існування двох рівнів реакції карстових процесів і карстового рельєфу на сейсмічні події – регіональний та локальний. Виявлено особливості геологічної будови карстових масивів, які спричинюють різку зміну сейсмічних властивостей. Зокрема, в карстових масивах можуть виникати власні коливання, резонансні рухи і додаткові напруги (від 340 до 800 кг/см²), з одного боку, з іншого - ефект «декамплінга|» може призводити до загасання сейсмохвиль| у надрах масивів з високою щільністю карстових форм. Розраховано, що обвали склепінь карстових печер можуть спричинити землетруси інтенсивністю до 5 балів, з магнітудою до 2 - 3,5. Встановлено, що  з 92 сейсмогравітаційних| дислокацій Гірського Криму 36 пов'язані з карстом. Виділено наступні групи карстоутворень, що несуть палеосейсмічну інформацію: розриви і зсуви галерей печер і натічних форм, зміщення вапнякових блоків, карстово-гравітаційні форми, відклади карстових порожнин, порушення підземного стоку карстових масивів та ін. Карта щільності карстових форм з сейсмодислокаціями, що добре співпадають з|  сейсмоактивними розломами Кримсько-Чорноморського регіону, засвідчує наявність тісних парагенетичних| зв’язків між ними.

Формування карстового рельєфу та сейсмічні події не можна штучно відокремити від високоенергетичних явищ космічного характеру, що виявляються на всіх рівнях, включно до рівня реакції елементарної карстової форми. Проведений нами поєднаний аналіз циклів сонячної активності, варіацій швидкості обертання Землі, які викликають напруги в коровому шарі,  землетрусів і утворення карстових| ровів Гірського Криму, для визначення віку яких вперше в карстології| був застосований ліхенометричний| метод,  показав, що між ними існує досить тісний зв’язок (коефіцієнт кореляції 0,97). Встановлено, що інформативність палеосейсмокарстологічного методу полягає в наступному: 1 – розвиток карстових процесів відбувається на тлі тривалого та стійкого зв'язку з розривною тектонікою; 2 - породи, що карстуються, як скельні утворення, можуть зберігати сліди сейсмічних деформацій протягом тривалого часу; 3 - особливості просторової орієнтації, морфологія, генезис, деформації карстових форм рельєфу зберігають в собі інформацію не тільки про сучасні, а й про давні сейсмічні події; 4 – використання карстових форм у господарських та ін. цілях дає можливість залучати методи археологічні і  абсолютної геохронології для встановлення віку сейсмічних подій; 5 -  карстові форми і карстові відклади “чутливі” до землетрусів на відстанях понад 200 км від їх епіцентрів; 6 – карстовий рельєф є в усіх сейсмоактивних областях Землі. На основі вивчення карстового рельєфу встановлені найбільш вірогідні вікові інтервали сейсмоактивності Гірського Криму: рання крейда, палеоцен, пліоцен – ранній плейстоцен,   260 -  250 ·10³ , 213 -195·10³, 164-160·10³, 125·10³, 105-70·10³, 50·10³, 38·10³, 10·10³, VII-VI ст|. до н.е., IV ст. н.е., XIII ст. і XV ст. Найсильніші землетруси були в ранній крейді, палеоцені, пліоцені – ранньому плейстоцені. З ними пов'язані найбільші зміщені масиви порід, що карстуються, розриви ходів печер, звалені натічні колони та ін.

У сьомому розділі «Генетичні типи континентальних відкладів, що пов'язані з карстовим геоморфогенезом|» наведена класифікація континентальних| відкладів закарстованих| територій, вивчення яких здійснено із застосуванням фаціального| аналізу. Висвітлено основні риси континентального седиментогенезу| карстових областей, зокрема: 1 - континентальні відклади карстових областей, всупереч існуючим уявленням щодо переважання денудаційних процесів у карстових областях, мають значне поширення і характеризуються генетичною різноманітністю; 2 – наявність поверхневого і підземного середовища осадоутворення| зумовлює винятковість континентального осадоутворення в| карстових регіонах і не має аналогів в інших обстановках|; 3 – улоговиноподібний характер рельєфу карстових областей обмежує поверхневий русловий стік і утворення пов'язаних з ним генетичних типів відкладів; 4 – для карстових областей притаманний широкий розвиток хемогенних| відкладів; 5 – характерний підвищений вміст серед пухких четвертинних відкладів зцементованих континентальних відкладів фонтанального| і елювіально-делювіального| рядів; 6 – переважає осадоутворення|  в численних відокремлених улоговинах і карстових лійках, що є базисами місцевої акумуляції; 7 – характерна відсутність суцільного поширення четвертинних відкладів на поверхні карстових масивів. На окремих елементах і формах рельєфу (днищах карстових улоговин і лійок, палеодолин  та iн.) потужність відкладів може змінюватися від одного до десяти метрів; 8 – четвертинні відклади карстових порожнин винятково інформативні і розглядаються як свого роду «банк» палеогеографічних відомостей для відповідної території. На поверхні і в карстових порожнинах Гірського Криму і В. Кавказу за єдиними класифікаційними критеріями описані: елювіальний, гравітаційний, делювіальний|, соліфлюкційний|, пролювіальний|, алювіальний, давньоалювіальний|, лімничний|, нівальний|, гляціальний|, |літо-кріогенний, фонтанальний|, корозійний, водно-хемогенний|, хемогенної кристалізації, органогенний| і флювіо-кріогенний (сніжно-льодовий) генетичні типи,  в межах яких виділені підтипи четвертинних відкладів.

У восьмому розділі «Основні шляхи геоморфологічних| кореляцій в гірсько-карстових областях» розглянуті можливі схеми геоморфологічних| кореляцій карстових областей. Головними особливостями геоморфологічних| кореляцій в карстових областях є: наявність поверхневих і підземних карстових форм, генетична різноманітність печерних відкладів, можливість корелювати карстові форми та їх елементи з елементами виражених у рельєфі геоморфологічних| рівнів (зміна останніх призводить до змін в морфології печер і у відкладах карстових порожнин). Основними принципами кореляцій є всебічний облік усіх карстопроявів|, розвинених на певних територіях, врахування законів спелеоморфогенезу|, використання комплексу сучасних методів абсолютної і відносної геохронології. Найбільше використано генетичні, вікові, просторові і  морфологічні кореляції.

Дев'ятий розділ «Етапи розвитку карстового геоморфогенезу|».

Безперервність розвитку геоморфогенезу| в історії Землі постає як закономірна зміна геоморфологічних| обстановок|, що відрізняються за особливостями прояву рельєфоутворювальних| процесів і створених ними типів рельєфу. У геоморфології| карсту ця безперервність виявляється особливо яскраво у зв'язку із добре вираженою успадкованістю процесів| розвитку карсту. Підземні карстові форми юрського, крейдового і палеогенового| періодів карстогенезу|, так і не виходячи на денну поверхню, вступають в парагенетичні| просторово-часові взаємодії з формами молодших етапів і можуть виконувати ті ж самі функції (наприклад, гідрогеологічні|), що і в давньому рельєфі. В розвитку карстового рельєфу Гірського Криму і В. Кавказу нами виділено етапи палеокарстогенезу (пізня юра – середній міоцен)| і неокарстогенезу (ранній сармат - голоцен)|. Етап палеокарстогенезу включає перiоди, які  пов'язані з континентальними перервами (тривалістю не менше 1-4 млн. років) в епохах карбонатного седиментогенезу|, коли могли існувати умови для розвитку карсту. Найбільш значущим періодом на етапі палеокарстогенезу для формування карстового рельєфу Гірського Криму є пізньотітонсько-ранньоваланжинський| час, впродовж якого було створено умови для формування сучасної структури  підземного карсту Головного пасма| Кримських гір|. Етап неокарстогенезу включає три основні періоди: для Західного Кавказу – ерозійно-денудаційний (ранній сармат - ранній плейстоцен) |, нівально-гляціально-карстовий (середній-пізній плейстоцен) і нівально-гравітаційно-карстовий (голоцен); для Гірського Криму – ерозійно-денудаційний (міоцен - ранній плейстоцен) |, ерозійно-нівально-карстовий (середній-пізній плейстоцен), денудаційно-карстовий (голоцен). Для кожного з виділених періодів неокарстогенезу укладено палеогеоморфологічні| карти. На поверхні кримських яйл| виявлено середньо-пізньоплейстоценові льодовикові утворення, що істотно вплинули на хід карстогенезу| і формування рельєфу|. Головними критеріями їх виділення були: 1 - розрахунок палеовисоти снігової межі того часу на основі розробки довготної моделі, що більш чутливо реагує на зростання континентальності на схід. Встановлено, що сучасна снігова межа над Кримськими горами знаходиться на висоті 2500 м, в період четвертинних зледенінь вона досягала висоти 1400-800 м.; 2 – морфометричні| характеристики нагірних улоговин високих яйл| при порівнянні їх з морфометричними характеристиками гляціальних| форм карстових областей Кавказу виявляють ідентичність; 3 – результати літолого-седиментаційного вивчення відкладів великих карстових улоговин і долин високих яйл свідчать про значну роль нівально-гляціальних процесів у їх формуванні|. Одержані дані (коефіцієнти ізометричності| уламків, сортованість|, наявність глинисто-щебенисто-валунних несортованих відкладів тощо) було порівняно з подібними характеристиками відкладів нівально-гляціального| ряду Кавказу та ін.

Десятий розділ «Карстолого-геоморфологічне районування Кримсько-Кавказького гірсько-карстового регіону» присвячений теоретичним основам геоморфологічного районування карстових областей та характеристиці виділених районів. На основі аналізу схем фізико-географічного, геологічного, гідрогеологічного, геоморфологічного, карстологічного і спелеологічного районування та власних досліджень обгрунтовано виділення різних таксономічних одиниць карстолого-геоморфологічного районування. При виділенні вищих і середніх таксонів як провідних визначено структурно-тектонічні ознаки (ендоморфогенетичні): карстова країна - частина орогенного поясу, провінція – гірсько-складчаста споруда, область – структурна частина (велика морфоструктура) орогену. На цих рівнях індивідуальні риси зумовлені геодинамікою, кліматом і палеогеографічною еволюцією. Для виділення нижчих таксонів використано геоморфологічні та власне карстологічні ознаки (екзоморфогенетичні): район - карстовий масив (гірський хребет або його частина, орографічно виражена в рельєфі) з визначеним набором просторових карстолого-геоморфологічних парагенезів; підрайон – частина карстового масиву, що відрізняється індивідуальними рисами карстоутворення; ділянка – територія морфогенетично подібних форм рельєфу або їх поєднань. На останньому рівні критеріями є статистичні характеристики морфометричних показників елементів карстового рельєфу. В межах Кримсько-Кавказької карстової країни (А, рис.1) виділяються карстові провінції Гірського Криму (I) і Великого Кавказу (II). У карстовій провінції Гірського Криму виділено дві області. У Гірсько-Кримській карстовій області розташовані райони: Байдарсько-Балаклавський (1), Ай-Петринський (2), Ялтинський (3), Нікітсько-Гурзуфський (4), Бабуганський (5), Чатирдазький (6), Демерджинський (7), Довгоруківський (8), Карабійський (9), Східно-Кримський (10), Судацький (11), Агармиський    (12) і Південнобережний (13). У Передгірно-Кримській області виділено райони: Севастопольський (14), Бахчисарайський (15), Сімферопольський (16), Білогірський (17). У карстовій провінції Великого Кавказу виділено три області. В карстовій області Північного схилу розташовані райони: Північно-Західний (18), Західної смуги куест (19), Східної смуги куест (20), Північно-Осетинський (21), Дагестанський (22).