I навчальну практику з загальної геології проводять у другому семестрі упродовж 4 тижнів (друга половина червня–перша половина липня) на території Львівської, Закарпатської, Івано-Франківської, Терно­пільської, Чернівецької та Хмельницької областей.

Практика складається з трьох етапів: підготовчого, польового та каме­рального і завершується захистом звіту.

Метою практики є  поглиблення студентами теоретичних  знань з курсу “Загальна геологія” та їхнє закріплення в процесі практики;  ознайомлення з геологічними процесами та наслідками їхньої діяльності; набуття практичних навичок проведення польових робіт; ознайомлення з особливостями геологічної будови основних геоструктур земної кори – платформ і геосинкліналей на конкретних розрізах платформних та геосинклінальних формацій; ознайомлення з загальними рисами геологіч­ної будови південно-західного краю Східноєвропейської платформи та Українських Карпат.

Безпосередньо в польових умовах студенти вивчатимуть наслідки дії ендогенних та екзогенних геологічних процесів, основні геоморфологічні елементи рівнинного та гірського рельєфу, утворення та розвиток сучас­них і давніх річкових терас у долинах рік Стрий, Опір, Латориця, Тиса, Прут, Дністер з допливами, особливості геологічної будови окремих структур­них елементів у межах складчастих Карпат та Вигорлат-Гутинсь­кого вулканічного пасма, а також таких цікавих геологічних об’єктів як Товтрове  пасмо на Поділлі.

Завдання практики: навчити студентів працювати з геологічним компасом, орієнтуватися на місцевості по карті, ознайомитися з мето­ди­кою ведення польової геологічної документації, а також наслідками діяльності ендогенних та екзогенних процесів (форми рельєфу, продукти дезінтеграції та акумуляції), навчити розпізнавати та описувати дислока­ційні форми залягання шарів гірських порід.

Навчальну практику проводять у різних геологічних регіонах, які різняться за геологічною будовою та історією розвитку. Це південно-західний край Східноєвропейської платформи (Подільська плита), Перед­кар­патський крайовий прогин, Складчасті Карпати та Закарпатський внут­рішній прогин. Такий підхід дає змогу провести практику з високою ефективністю та ознайомити студентів майже з усіма найголовнішими геоструктурними елементами континентальної земної кори.

У межах Подільської плити студенти бачать більшу частину нашаро­ваних відкладів чохла платформи та умови й особливості їхнього залягання. Це вендські, кембрійські, ордовицькі, силурійські, девонські, крейдові, неогенові та четвертинні утворення, які складають тут товщі незначної потужності з горизонтальним та субгоризонтальним заляганням. Крім того, в районі Кам’янця-Подільського є змога ознайомитися з елемен­тами будови  неогенової рифової споруди, яка утворює видовжене пасмо – Товтри. Товтри – це місцева назва скелястого дугоподібно витяг­ну­того пасма гір, висота окремих вершин якого сягає 400 м над рівнем моря. Розташоване пасмо на південному заході Східноєвропейської плат­фор­ми, на західному схилі Українського щита. Вона простягається  з північного  заходу від м. Броди на південний схід до Кам’янця-Подільсь­кого. Далі пасмо перетинає Дністер і виходить на територію Молдови.

У Передкарпатському крайовому прогині студенти ознайомлюються з осадовою товщею неогену, що залягає круто і представлено моласовою формацією.

У Карпатах можна побачити різні типи порід - осадові, метаморфічні та магматичні. Осадові породи мають юрський, крейдовий та палеогено­вий вік. Студенти ознайомлюються з флішовою формацією крейдової та палеогенової систем, монотонними ямненськими палеогеновими піскови­ками, олістостромами. Юрські відклади представлені переважно вапняка­ми, які характерні для пенінської зони, що розмежовує Карпати і Закарпат­ський внутрішній прогин. Метаморфічні породи, які вивчають студенти, є складовою частиною Мармароського кристалічного масиву. Магматичні породи не є властиві Карпатському регіону, проте студенті можуть ознайомитися з дайкою дацит-порфірів в районі с. Сусково та пілоула­вами в долині струмка Великий Тростянець, правої притоки  р.Тиси. Крім того, студенти спостерігають плікативні (складчасті) та диз’юнктивні (роз­рив­ні) тектонічні деформації в осадових товщах.

У Закарпатському внутрішньому прогині студенти ознайомлюються з базальтоїдами Вигорлат-Гутинського вулканічного пасма, кислими вулка­ні­тами  Чопської смуги похованих вулканів у районі м. Берегове, їх ведуть на г. Велику Берегівську, де розташоване Мужієвське золотополіметалеве родовище; в районі м. Солотвина показують виходи на денну поверхню соляного штоку, що належать до великого соляного діапіру.

Крім того, під час практики в різних місцях студенти мають змогу ознайомитися з різними генетичними типами четвертинних відкладів (алювієм, делювієм, пролювієм, колювієм, елювієм) та утворених ними різних форм рельєфу, екзогенними процесами та результатами їхньої діяльності, морфоструктурними та морфоскульптурними формами рельєфу.

Під час польового етапу практики проводять маршрути, в яких описують відслонення. Студенти самостійно ведуть записи  в польових щоденниках, під керівництвом викладачів визначають гірські пори та фауну, відбирають та маркують взірці порід різного типу, виконують зарисовки в щоденниках і фотографують цікаві місця у відслоненнях. Після кожного маршруту студенти під керівництвом викладачів опрацьо­вують зібраний за день польовий матеріал, приводять у порядок польові щоденники, записуються висновки маршруту та виконуються необхідні графічні побудови. Після завершення польового етапу (камераль­ний етап) проводиться остаточне опрацювання польових матеріалів практики, яке виконується побригадно під керівництвом викладачів.

Схематично тектонічну будову району проведення практики можна зобразити  так: Передкарпатський прогин, складчаста область Карпат, внутрішні Карпати, Закарпатський внутрішній прогин і південно-західна частина Східноєвропейської платформи (рис.1).

 

 

Рис.1. Схема тектонічного районування регіону проведення практики.

1 – основний насув Карпат; 2 – границі між зонами; 3 – південно-західний край Східноєвропейської платформи; 4 – розривні порушення;

Структурно-фаціальні одиниці.  I – Східноєвропейська платформа; II-XII - зони Українських Карпат:   II – Зовнішня    (Більче-Волицька)    Передкарпатського    передового    прогину,        III – Внутрішня     (Бориславсько-Покутська)     Передкарпатського     передового   прогину,     IV – Скибова,    V – Кросненська,     VI – Чорногорська,   VII – Дуклянська,    VIII – Рахівська,   IX – Магурська,   X – Мармароська,  XI – Пенінська;  XII – Марма­роський кристалічний масив;  XIII – Закарпатський прогин.

 

ПОЛЬОВИЙ ЕТАП ПРАКТИКИ

 

Польовий етап практики складається з двох частин. Спочатку студенти під час пішохідних маршрутів по Львову та його околицях вивчають геологічну будову верхньої частини осадового чохла південно-західного краю Східно­європейської платформи. Ця частина платформи відома теж як Подільська плита. Потім студенти ознайомлюються з геоло­гічною будовою Карпатського регіону, а саме: Передкарпат­ського передо­вого прогину, Складчастих Україн­сь­ких Карпат, Закарпатського прогину та Мармароського маси­ву. Після Карпат практика триває в долині середньої течії р. Дністра та долинах його лівих допливів, де розкрита нижня частина розрізу осадового чохла Подільської плити (рис2.). Крім того, студенти мають змогу спостерігати морфоструктурні та морфоскульптурні елементи геоморфології району практики,  результати діяльності сучасних екзогенних процесів та антропогенного фактора.

Рис.2. Схема маршруту практики з точками спостережень

 

 

Львівська частина польового етапу практики

 

Перед початком  геологічних маршрутів студентів озна­йом­люють з головними рисами орогідрографії Львова та його околиць. Тут виділяють декілька добре виражених орографіч­них елементів: Розточчя, Львівське плато, Опілля, Пасмове Побужжя, Білогірсько-Мальчицьку долину, Львівську улого­ви­ну (рис. 3, 4). Більшість з них можна спостерігати з висоти гори Високого Замку, яка розташована в північно-східній частині Львова. Сама гора – це досить високий курган, насипаний з ініціативи польських клерикалів на відзначення 300-ліття Люблінської унії 1898 р. Під час його будови був знесений по­над двометровий шар ґрунту, з матеріалу якого насипали цю “могилу”. Були також зруйновані головні споруди серед­ньо­вічного замку, каміння якого використали для зміцнення кургану споруди. Були знищені також цінні археологічні пам’ятки.

 

Рис.3. Геоморфологічна схема околиць Львова. (Товстими лініями означені границі геоморфологічних елементів, тонкими - границі пасом Побужжя).

 

 

 

Рис. 4.  Геоморфологічна схема Львова.

I – Львівське плато: I1 – власне Львівське плато, I2 – розчленована північна частина Львівського плато, I3 – Львівське-Бібрське горбогір’я, I4-1 – останцева височина Цитадель, I4-2 – Чатова останцева височина, I4-3 – Лисогірська останцева височина; II – горбисте пасмо Розточчя: II1 – власне горбисте пасмо Розточчя, II2 – південно-західні відроги Розточчя, II3 – Клепарівська останцева височина; III – грядове Побужжя: III1-1 – заплава міжгрядової долини р. Полтви, III1-2 – над заплавні тераси долини р. Полтви, III2 – Винниківська гряда; IV – Білогорсько-Мальчицька долина.

 

З Високого Замку відкривається мальовничий краєвид на всю Львівську улоговину, в якій розташована центральна час­ти­на міста. Ця улоговина сформована р. Полтвою та її прито­ками, проте в межах міста річка взята в бетон (в 1886-1889 рр.), і її тунель проходить під вулицями та будівлями, зокрема під проспектом Свободи та Театром опери та балету ім. С. Крушельницької. Зі східної, південної та південно-західної сторони Львівська улоговина межує з Львівським плато, з північно-західної – з Розточчям. З півночі Львівська улого­вин­­а з’єднується з Пасмовим Побужжям. На захід від Львів­ської улоговини, між Розточчям та Львів­ським плато почи­нається Білогірсько-Мальчицька долина, яка тягнеться далі на захід. Вона майже зовсім підходить до Львівської улоговини,  проте відділена від неї вузькою зоною поєднання Розточчя та Львівського плато. Південніше Львівського плато і Пасмового Побужжя простягається Опілля. Названі геоморфологічні райони мають власні риси будови та поділені на орографічні елементи  нижчого порядку.

Горбисте пасмо Розточчя має типово ерозійний рельєф, його західна частина розчленована великою кількістю долин. Східний край більш пря­молінійний і обривається крутим стометровим уступом у бік Пасмово­го Побужжя. Південне закінчення Розточчя, яке примикає до Львівської улоговини і Львівського плато, виділяють як Клепарівську височину, в межах якої є  Картумова гора (372,5 м).

Північна частина Львівського плато, яка облямовує Львівську улого­вину, порівняно з іншими ділянками плато, дуже розчленована допливами Полтви. Північний край плато, який межує з Пасмовим Побужжям, зайнятий Княжою та Лисиницькою залишковими височинами. В межах Княжої височини і розташована гора Високий Замок (409,5 м), а поряд з нею - Піщана гора (її ще називають Лисою, або горою Лева). На Лисиницькій височини розташована г. Чатова – за спів­звуч­ністю в народі прозвана Чортовою скелею (401,4 м). До Львівського плато належить також  Цитадель – Вовча гора, розташована у Львівській улоговині. Ця гора також належить до залишково-ерозійних форм рельєфу, проте, на відміну від Княжої та Лисиницької височин, вона повністю відокремлена ерозійними процесами від основної частини Львівського плато. Північно-східна околиця Львівського плато, яка прос­тя­гається на південний схід від Лисиницької височини, відома як Львівсько-Бібрське горбогір’я.

Пасмове Побужжя є порівняно зниженою місцевістю, яка відокрем­лена від Розточчя і Львівського плато досить крутим уступом. Рельєф Пасмового Побужжя визначений чергування довгих пасом, які відходять від Розточчя і простягаються в широтному напрямі на схід паралельно одна до одної, і широкими вирівняними долинами, по яких течуть невеликі річки. Ширина пасом досягає декількох кілометрів, висота над рівнем долини – 40–50 м. Ширина міжпасомових долин 1–2 км. Вона не відповідає сучасним незначним річкам і деякі дослідники пов’язують їхнє виникнення з роботою талих льодовикових вод.

 

Загальний розріз Львова.

 

У межах Львова та його околиць у річкових долинах, які прорізають Львівське плато і Розточчя, та на їхніх схилах, що опускаються в бік Львівської улоговини та Пасмового Побуж­жя, на денну поверхню виведені верхньокрейдові та неогенові відклади. На більшій частині території вони перекриті  супісками та  суглинками завадівського горизонту четвертин­ної

системи. Верхньокрейдові породи складають донну частину Львівської улоговини та нижню половину схилів Львівського плато й Розточчя, неогенові – їхню верхню частину.

Утворення верхньої крейди представлені ясно-сірими з блакитнуватим відтінком мергелями, які відомі в літературі як Львівські. В них є значна кількість піриту, що трапляється у вигляді дрібних конкрецій, поодиноких кристаликів або тоненьких кірочок, які покривають викопні залишки фауни. Внаслідок звітрювання пірит перетворюється на лімоніт, і мергелі набувають жовтуватого з бурими плямами кольору. Знайдені в мергелях рештки крейдової фауни Belemnitella novaki N a j d i n,  Scaphites constrictus S o w., Scaphites tennistriaus K n e r., Nautilus interstriatus S t r o m b., Pecten acuteplicatus A l t h., Pecten cretosus D e f r., Pecten leopoliensis A l t h., Pecten semiplicatus A l t h.,  Baculites sp., Lima decussata L., Lima semisulcata N i l s s., Leda producta N i l s s., Gryphaea vesicularis (L a m), Avellana inversestriata K n e r.,  Terebratula carnea S o w. дають змогу зачислити породи, що їх вміщують, до верхнього маастрихту.

На мергелях з паралельною незгідністю залягають утво­рен­ня баденсь­кого ярусу міоцену. В загальному вигляді розріз відкладів баденського ярусу можна описати так (знизу вверх).

Нижньобаденські утворення.

1.       Баранівські верстви. Безпосередньо на маастрихтських мергелях залягають піски і слабозцементовані пісковики, які місцями насичені булами літотамнієвих багряних водоростей. Крім того, тут знайдені численні екземпляри цілих стулок і ядер молюсків, а також багато фрагментів, серед яких визна­чені Cardium praeechinatum H i l b., Cardium baranovense H i l b., Isocardia cor L., Phacoides borealis L., Panopea menardi D e s h., Chlamus elegans A n d r z., Pracoides borealis L., Nucula nucleus L., Chlamus scissa F a v r e. Відклади, що вміщують ці рештки, утворюють перший літотамнієвий горизонт. Товщина бара­нів­ських верств не перевищує 2 м.

2.       Миколаївські верстви. Середньо-дрібнозернисті глау­ко­ніт-кварцо­ві скісношаруваті піски (фація дельтових відкладів) з прошарками і лін­зами міцних пісковиків. У дея­ких місцях у пісках знайдені великі скам’янілі  (скреме­ні­лі) стовбури дерев. Потужність до 40 м. 

3.       Нараївські верстви. Ясно-сірі та жовтуваті міцні вапнисті пісковики і дуже піскуваті органогенні вапняки з булами літотамнієвих водоростей та їхнім детритом. Крім того, тут зустрічаються двостулкові молюски Ostrea digitalina D u b., Gryphaea leopolitana (N i e d z w.), Gryphaea cochlear navicularis B r o c c., Chlamus senienasis L a m., Chlamus scissa (F a v r e). Ці породи утворюють другий літотамнієвий горизонт.  Потужність до 3 м. 

4.       Розточинські верстви. Вапнисті слабосцементовані пісковики та алевроліти потужністю 15-20 см. У них знайдена фауна двостулкових молюсків Chlamus scissa (F a v r e), Chlamus wolfi (H i l b).

5.       Кривчицькі верстви. Вапнисті пісковики або органогенні вапняки, які переповнені  стулками Ervilia рusilla P h i l. Через це горизонт ще називають ервілієвим, який завдяки широкому поширенню та легкому діагностуванню відіграє роль маркуючого. По його покрівлі проводять межу між нижнім та верхнім баденієм.

Верхньобаденські утворення.

Відклади верхнього баденію дуже часто і суттєво змінюються по латералі. В одних випадках – це товща пісків з прошарками вапнистих пісковиків та пісковиків з вапнистим цементом, які відомі як кайзер­вальд­ські. Вони містять доволі багато фауни, серед якої найбільш поширені Isocardia cor L., Tracia ventricosa P h i l.,  Corbula Gibba O l., Chlamus neumayri H i l b., Chlamus galiciana (F a v r e), Chlamus lilli (P u s c h.),  Pectunculus pilosus L., Gryphaea cochlear (P o l i) var. navicularis B r o c c., Venus cincta E i c h w.

На одному гіпсометричному рівні з ними є ратинські вапняки та гіпси й ангідрити тираської світи.

Як уже зазначено, найдавніші породи, що відслонені у Львові та його околицях, – це мергелі верхнього маастрихту крейдової системи. Їх можна побачити в долинах багатьох річок на Розточчі, Львівському плато, Опіллі, у природних та штучних відслоненнях нижньої половини крутих схилів цих форм рельєфу, а також донної частини Львівської улоговини.

Найповніший вихід нижньої частини геологічного розрізу Львова можна спостерігати на східній околиці міста в заки­ну­то­му кар’єрі, що розташований з лівого боку на перехресті Глинянського тракту і Богданівської вулиці. Тут відслонені мергелі верхньої крейди, на яких з паралельною стратиграфічною незгідністю залягають баранів­ські (перший літотамнієвий горизонт) і миколаївські верстви нижнього баденію. Їх перекривають супіски та суглинки зава­дівського горизонту четвертинної системи.

Практично повний геологічний розріз Львова розкритий на південно-східній околиці міста в кінці вулиці Медової Печера в районі мотодрому. Його можна простежити, якщо від двох джерел, які розташовані в нижній частині правого схилу струмка Медовопечерський на відстані приблизно 70 м одне від одного, перейти долину потічка і пройти дорогою, що піднімається по лівому схилу його долини й потім по вододілу веде до Медової Печери. Стінка нижчого за течією струмка складена мергелями верхнього маастрихту, а верхнє за течією струмка джерело розташоване в баранівських верствах ниж­нього баденію. В полотні тієї частини дороги, яка проходить схилом, можна побачити піски і пісковики миколаївських верств, а у верхній частини схилу, де він переходить у гори­зонтальну площину (невеликий за розмірами майданчик), у висипах трапляються пісковики і були літотамнієвих водорос­тей, які належать до нараївських верств нижнього баденію (другий літотамнієвий горизонт). Де-не-де можна знайти улам­ки порід ервілієвого горизонту. Цей майданчик, що складений нараївськими верствами та ервілієвим горизонтом, є структурною терасою. Далі з лівого боку дороги, яка прямує до Медової печери, можна побачити скельний вихід кайзер­вальдських пісковиків верхнього баденію. Через декілька десятків метрів є Медова печера, яка розташована вже в ратинських вапняках верхнього баденію.

В повному обсязі з усіма відкладами нижього баденію можна ознайо­митися в кар’єрі заводу “Кінескоп”, що розта­шований у 100 м за кільцевою дорогою та у 800 м від перех­рестя дороги Львів–Бібрка та кільцевої дороги в бік Вин­ни­ків. Кар’єр побудований у мико­лаївських пісках ниж­нього баденію, які й складають головно його стінки (рис. 5). Дно кар’єру складене баранівськими верствами. В верхній частині південно-східної стінки миколаївські верстви перекриті нараївськими і розточинськими верствами. Завер­шує розріз нижнього баденію ервілієвий маркуючий гори­зонт. На цих відкладах залягають утворення завадівського горизон­ту четвертинної системи.

 

Рис. 5. Миколаївські піски нижнього баденію. Кар’єр заводу “Кінескоп”.

 

Досить потужні кайзервальдські верстви верхнього баде­нію, які пред­ставлені переважно пісками й у верхній частині розрізу вапнистими пісковиками, простежуються на г. Піща­ній біля г. Високий Замок. Сама г. Піщана розташована на структурній терасі, утвореній нараївсь­ки­ми верствами.

Як уже зазначено, відклади верхнього баденію фаціально дуже різноманітні. Ми ознайомилися з кайзервальдськими піс­ка­ми і піскови­ками та ратинськими вапняками; гіпси й ангідрити розкриті кар’єром у м. Щирці.

В околицях м. Шкло можна ознайомитися з похованим карс­том у вигляді лійки. Карстові процеси тут роз­ви­лися внаслідок побудови величезних кар’єрів для видобутку сірки, поклади якої пов’язані з баденськими вапняками. На цьому львівська частина практики завершена.

 

2.2. Виїзна частина польового етапу практики.

 

Друга частина практики відбувається за таким маршрутом: Львів–Чи­надієве–Вишкове–Солотвино–Ділове–Яремча–Надвірна–Заліщики–Кам’я­нець-Подільський–Львів. Під час маршруту студенти знайомляться з геологічною будовою Передкарпатського прогину, Cкладчастих Карпат, Закарпат­ського прогину, а також з розрізом південно-західного краю Східноєвропейської платформи в середній течії р. Дністра та в глибоко врізаних долинах його лівих допливів.

На виїзді зі Львова по Стрийській вулиці піднімаємося на Львівське плато, утворення якого пов’язане з розвитком горизонтально покладених щільних вапняків другого літотамнієвого горизонту нижнього баденію.

Поверхня плато покрита четвертинними утвореннями, проте недалеко від шосе можна спостерігати карстові провали у вапняках, що виповнені водою – озерце на перетині вулиць Стрийської та Наукової. Далі по плоскому вододілу між лівими притоками Дністра – Зуброю та Щиркою, які проріза­ють плато, шосе прямує на південь до м. Миколаєва.

Літотам­нієві вапняки іноді розкриваються в долинах названих річок, а далі і нижні горизонти розрізу, аж до білих мергелів сенону.

Літотамнієві вапняки нижнього баденію, верхньобаденські ратинські вапняки та глини уже багато років використовує відомий Миколаївський цементний завод для виробництва портланд-цементу.

За 27 км від Львова, біля повороту ліворуч до с. Красова є відслонення літотамнієвих вапняків: у верхній частині у вигляді бул літотамнієвих водоростей, у нижній – у вигляді білого детритового вапняка як фації схилів літотамнієвого рифу. Ці вапняки донедавна використовували для випалюван­ня вапна. Як будівельний матеріал їх розробляли тут ще в XII ст. і широко використовували на будовах Львова та Галича.

Дещо далі, за 33 км з правого боку дороги в старій камено­ломні розкриті напівзарослі виходи літотамнієвого вапняка, а під ним – пласт пісковиків. Це сипкі і щільніші породи, які місцями виступають у вигляді карнизів. Характерною особли­вістю цих утворень є величезна кількість різноманітних моховаток та трубочок серпулід. Трапляються також пекти­ніди, устриці і в невеликій кількості морські їжаки. В деяких верствах є багато форамініфер, у тому числі Cendorbuline universe Gedl, та великі (до 5 мм у діаметрі) Heterostegine. Дуже цікаві численні різноорієнтовані паличко­подібні піщані стяжіння (до 3 см у діаметрі) – виповнення нірок вищих ракоподібних.

Далі йде з’їзд у долину Зубри, на лівому березі якої простежуються виходи глауконітових баранівських пісків підошви баденію. Безпосеред­ньо під ними на рівні дна річки залягають верхньокрейдові мергелі, проте їхніх корінних виходів тут немає.

На виїзді з м. Миколаєва можна спостерігати невеликі виходи мико­лаївських пісковиків з добре вираженою скісною верствуватістю. На перший погляд здається, що вони зім’яті. В цьому місці миколаївські пісковики починають занурюва­тися на південь, утворюючи крайову флексуру на борту Схід­но­європейської платформи. Звідси видно широку алювіальну долину Дністра.

Недалеко від русла Дністра (с. Розвадів) проходить межа між Східно­європейською платформою та Зовнішньою зоною Передкарпат­ського передового прогину. Вона виражена у формі крайового розлому, який виник у баденському часі. На північ від нього розвинуті платформні формації баденію загальною потужністю до 100 м, про які вже згадано, а півден­ніше – формації прогину, в якому товщина утворень піщаних молас перевищує 1500 м. Саме на межі території прогину, яка інтенсивно занурювалася, та слабкого, ледве помітного опускання виник і поступово розвинувся крайовий платфор­мний прогин.

Далі на схід від с. Розвадова розташоване відоме Роз­доль­ське  сірчане родовище, яке є складовою частиною однієї з найбільших у світі Перед­карпатської сірконосної провінції. Воно розташоване в смузі переходу від платформи до проги­ну. Поклади сірки пов’язані зі склепінням та крилами молодої брахиантикліналі, яка ускладнює крило Жидачівської анти­клі­налі.

 Передкарпатський прогин поділяють на дві зони – Зовнішню та Внутрішню. Перша з них має платформну будо­ву і складена лише верхніми моласами (нижній баденій–нижній сармат). У піщаних товщах верхніх молас розкрита низка газових родовищ. Одне з них – Угерське – є на 61 км по шосе Львів–Стрий (перед Стриєм). Східніше від Угерська розміщене старе Дашавське газове родовище. Воно  відкрите ще у 1912 р., але експлуатувати його почали з 1924 р.

На західній околиці м. Стрия 1952 р. пробурено Стрий­ську опорну свердловину глибиною 3003 м, яка підтвердила наявність великого Стебницького насуву Внутрішньої зони на Зовнішню. Нахил зміщувача насуву не перевищує 15°, а амплітуда переміщення – до 25 км. Нею розкриті: 25–2156 м  – стебницька світа та породи баденію, 2156–2402 м – органогенні вапняки крейди, 2402–2996 м – пелітоморфні вапняки юри (байос–титон),  2996–3003 м – палеозой.

У цілому Передкарпатський крайовий прогин почав фор­муватися після загального підняття Карпат наприкінці палео­гену. Ця досить широка, однак до південного сходу значно звужена смуга є зоною тривалого та глибокого прогинання об­ласті, розташованої між Карпатами та Східно­євро­пейською платформою. Прогин виповнений значною товщею молас, фа­ціальний склад яких досить мінливий. Серед нижніх молас тут виділяють воротищенську, стебницьку та галицьку серії (акві­тан?–бурдигал, гельвет). Дуже мінливими є відклади воротищенської серії, яка в літологічному своєму розрізі складена переважно соленосними глинами. На півден­ному сході вона частково заміщена слобідськими конгломе­ра­т­­ами, над якими залягають піщано-глинисті добротівські верстви.

Розвиток Зовнішньої зони Передкарпатського прогину в час нагромад­ження нижніх молас ще відбувався разом з платформою. Занурення – формування цієї зони – почалося значно пізніше, ніж Внутрішньої (з раннього баденію). Тому вона складена лише верхніми моласами. Флішових товщ крейди та палеогену тут нема. Зона розвивалася на платформ­ному складчастому палеозойському фундаменті. Для цієї зони, на відміну від внутрішньої, характерним є наявність пологих куполо­подібних складок, розбитих скидами.

Внутрішня зона розвивалася на складчастій флішовій основі, її формування почалося разом з підняттям Карпат. Вона складена повним комплексом нижніх та верхніх молас. Для неї характерна наявність складних лінійних складок з насувами на північних крилах. Південна частина Внутрішньої зони прогину перекрита насунутими на неї флішовими товщами Складчастих Карпат. Визначені амплітуди насувів становлять від 12 до 25 км.

З моласовими відкладами Передкарпатського прогину пов’язана низка родовищ корисних копалин. У Внутрішній зоні відомі родовища кам’яної та калійної солей (Калуш, Стебник), а також озокериту (Борислав, Дзвіняч, Старуня). У флішових товщах, які складають фундамент цієї зони, є нафта. До основних родовищ відносяться Бориславське,  Долинське та ін. З ними пов’язані знамениті трускавецькі та моршинські мінеральні води.

У Зовнішній зоні відомі газові родовища, більшість з них сьогодні вичерпали свої запаси. Приурочені вони до піщано-глинистих товщ сармату та верхнього баденію, а також до піщаних (журавненських) відкладів крейди та рифогенних утворень верхньої юри.

Нафтові родовища розташовані вздовж південно-західного крила Внутрішньої зони Передкарпатського прогину і під насувом Скибової зони Карпат. Низка родовищ є також і у південно-східній частині прогину.

Нафтові поклади пов’язані з відкладами нижнього міоцену (нижня воротищенська світа, Борислав, Долина), палеогену та крейди. Основні, найпотужніші продуктивні горизонти приурочені до палеоцену (ямненські пісковики Борислава) й олігоцену (менілітова серія, Долина).

По цій ділянці дороги від Розвадова (р. Дністер) аж до Стрия відсло­нень немає. Дорога проходить по алювіальній рівнині Дністра.

На маршруті є Більче-Волицьке родовище газу, яке нині вичерпане і використовуване як газосховище, та відоме знаменитою пожежею Угерске газове родовище. Більче-Волицьке родовище відкрите 1948 р. Структурно – це брахи­антиклінальна складка, ускладнена декількома скидами північ–північно-західного простягання. В розрізі тут представ­лені товща глин з рідкісними прошарками пісковиків (нижній сармат і верхній баденій), далі – гіпси, а під ними – мергелі нижнього баденію, які безпосередньо налягають на піски верхньої крейди. Потужність пісків становить 600 м. Під верх­ньокрейдовим комплексом виявлені вапняки верхньої юри.

Ліворуч від дороги є невелике озеро, яке утворилося внаслідок виходу газу із розвідувальної свердловини на Угерському родовищі. Родовище відкрите 1943 р.  Структурно – це полога  антикліналь  з  кутами падіння 5–6°. Південна половина складки перекрита насувом Внутрішньої зони прогину, а південно-східне і північно-західне крила складки опущені по скидах з амплітудою 75–80 м. Центральна частина структури піднята у вигляді горста. Тут виявлені відклади верхніх молас неогену.

У сарматі та верхньому баденії кількість піщаних прошарків значно збільшується порівняно з синхронними відкладами Більче-Волиці. Нижче горизонту ангідритів та зеленквато-сірих мергелів нижнього тортону залягають верхньокрейдові журавненські пісковики, підстелені верхньо­юрськими вапняками (300–400 м). Під ними окремими сверд­ловинами були розкриті дуже дислоковані темно-сірі щільні аргіліти, які здогадно належать до силуру.

Основне родовище газу було відкрите 1946 р. Після закін­чення буріння св. № 105 тут стався величезний викид газу. Унаслідок цього був зірваний превентер з устя свердловини і викинуті 6-дюймові бурильні труби. В цей момент газ загорівся. В перші ж дні фонтанування на місці свердловини утворився широкий кратер шириною до 125 м і глибиною до 40 м. Палаючий газ, викиди величезної кількості води разом з породою не давали тривалий час загасити пожежу і закрити свердловину. Для ліквідації фонтана в 1947 р. були пробурені дві свердловини за 200 м від палаючої і лише після введення цих свердловин в експлуатацію фонтан вдалося загасити. Кратер заповнився водою, а озеро збереглося й досі.

На Дашавському родовищі газ уперше виявлено 1912 р. під час розвідувального буріння на калійні солі, введене в експлуатацію 1924 р. Поклади газу пов’язані з породами верх­нього баденію на нижнього сармату, які залягають на глибині 660–730 м.

Не доїжджаючи до м. Стрия, що на лівому березі однойменної ріки  – допливу Дністра, дорога перетинає лінію насуву (на поверхні не проявляється), по якій проходить границя між Зовнішньою та Внут­рішньою зонами Перед­карпатського прогину.

За 85 км розпочинається північна частина Скибової зони – Берегова скиба. За селом Межиброди на правому березі р. Опору є виходи піскови­ків вигодської світи в старій закинутій каменоломні (біля залізничного тунелю). Далі, південніше (уверх проти течії ріки), вони роблять різкий флексурний перегин. В урвищі чітко простежуються деформовані в зоні розриву пласти пісковиків ясно- і жовтувато-сірого забар­влення. В нижній частині урвища пісковики тонко­ша­руваті. В руслі ріки і на її лівому березі в заплаві простежується “гривка” ясних голубувато-сірих на звітрілій поверхні роговиків, які маркують підошву менілітової товщі (рис. 6).

 

Рис. 6. Шар силіцитів (роговики) в підошві менілітової світи.

Верхнє Синьовидне.

 

У південному напрямі видно високе пасмо, яке складене стрийською серією Сколівської скиби. Ці породи насунуті до півночі на менілітову товщу Орівської скиби (рис. 7). Перед нею, на схід від Верхнього Синьовидного, виділяється порівняно пологе куполоподібне підняття – Побукська антикліналь. Вона дуже чітко як коробчаста складка виражена в урвищі правого берега Опору (рис. 8, 9). Сама складка в березі прос­тежується на відстань понад 2 км з висотою від зрізу ріки близько 150 м. У північній частині крило її занурене в піднасувну частину крейдових відкладів (стрийська світа) Сколівської скиби. Структура виражена заля­ганням пластів олігоценових утворень. На її південному крилі виявлена лоп’янецька та верхньоменілітова товщі, на північному – нижньоме­нілітова і лоп’янецька, яка виповнює осьову частину синкліналі. На північному крилі цієї складки простежується спадний розріз через верхній еоцен (бистрицька та попільська світи) до середнього, тобто до вигодських пісковиків.

 

Рис.7. Південна частина Побукської антикліналі. На задньому плані –  насув порід стрийської світи (Сколівська скиба).

Рис. 8. Північне крило Побукської антикліналі в долині р. Опору.

Верхнє Синьовидне.

 

Рис. 9. Складки в центральній частині Побукської антикліналі.

 

За мостом через р. Опір починається селище Верхнє Синьо­видне, розташоване на другій надзаплавній терасі р. Стрий. На його південній околиці праворуч добре виділяється в рельєфі третя тераса висотою близько 25 м. Звідси добре видно крутий правий берег ріки з еоцен-олігоценовим розрі­зом, аж до нижньоменілітових відкладів. Поряд у ядрі Побук­сякої  антикліналі  пробурена  св. Сколє-1, якою був розкритий розріз Орівської скиби до стрийської серії: 0–10 м – четвер­тинні відклади; 10–55 – менілітова світа; 55–255 – бистрицька і попільська світи; 255–400 – вигодська світа; 400–524 – манявська світа; 524–797 – ямненська світа; 797–4090 м – стрийська світа.

Ріка Опір до крутого вигину (луку) вище с. Верхнє Синьо­видне скісно до простягання перетинає південне крило вели­кої антикліналі, причому в правобережних відкладах посту­пово з’являються уже вищі горизонти розрізу цього крила.

Ліворуч, біля залізничного тунелю, є два великі відслонен­ня вигодсь­ких пісковиків, які залягають майже горизонтально. Далі вверх по ріці вирізняються окремі гривки тих же піскови­ків. Після закритої ділянки видно блакитно-сірі відслонення, що починаються від берегового урвища; це попільські мергелі та пісковики з прошарками екзотичних глин бистрицької світи. За ними, біля початку пологої сідловини, розміщені щільні роговики (кременистий горизонт) основи менілітової серії, а далі, через конічну сопку, тягнуться виходи чорних менілітових сланців. У наступному зниженні берега розвинуті лоп’янецькі верстви, які утворюють ядро синкліналі. Ще пів­ден­ніше, там, де починається підйом на пологу височину, в прекрасних відслоненнях знову є менілітові сланці, які утворюють пологе південне крило та широку основу Побукської антикліналі.

У кінці села виходимо на третю терасу. В місці різкого звуження дороги і третьої тераси (102 км) простежується смуга розвитку верхньо­крейдового флішу стрийської серії. Тут проходить фронтальна лінія насуву Сколівської  скиби  і  починається її спадний розріз. У м. Скольому на р. Опорі є гарні виходи середньоеоценового тонко- та середньоритміч­ного флішу – аналога вигодської світи.

Далі є невелике пасмо, з перевалу якого видно розширену долину й м. Сколе. Внизу, під крутим задернованим схилом – русло Опору, що набирає тут уже характер гірської ріки.

У Сколівській улоговині простежується характерна особ­ли­вість морфології Карпат та її зв’язок з геологічною будо­вою, або, точніше, залежність морфології від літологічного складу порід. Щільні стрийські пісковики утворюють вищі, різко виявлені пасма.

Долини рік, там де вони прорізають пасма стрийських порід, звичайно звужені. В проміжках між двома такими пасмами розвинуті м’які палеоге­нові породи. По них проходять поздовжні бокові долини, а поперечна долина основної ріки на таких ділянках звичайно розширяється, і в ній розвивається низка терас. Саме таке положення в смузі розвитку палеогену між двома пасмами стрийських порід і займає Сколівська улоговина. Північне пасмо й уся смуга палеогену належить Сколівській скибі, а південне пасмо складене породами стрийської серії, уже наступної скиби Парашки, яка насунута на Сколівську.

При спуску в Сколівську  улоговину (в’їзд у м. Сколе) праворуч від дороги розташований старий каменолом ямненських пісковиків. Тут видно виходи пісковиків верхів ямненської серії, а вище відразу з’являються тон­кошаруваті пісковики, що чергуються з зеленими та вишнево-черво­ни­ми аргілітами. Це над’ямненський строкатоколірний горизонт, який міститься в основі манявської світи палеоґену.

Так звані орявські пісковики можна спостерігати по течії Опору, вище на 1,3 км від впадіння в нього лівого допливу – р. Оряви за Сколівською улоговиною. Це уже розріз скиби Парашки. В крутому лівому березі ріки добре відкрита пачка переважно середньоритмічного флішу з підпоряд­кованими прошарками аргілітів. Пісковики (0,05–0,3, рідше 0,5–1,5 м) дуже щільні, місцями скременілі, нерідко тонкосмугасті. Іноді трапляють­ся пласти вигодського типу. Характерна особливість пісковиків: величезна кількість біогліфів, зокрема дрібних та середніх вермогліфів на нижній поверхні пластів, від дрібних до великих – на верхній. Прошарки аргілітів (зеленкувато-сірих та яскраво-зелених) – 0,01–0,1м. З огляду на відібрану тут мікрофауну (Hiperammina Lineariformis M j a t l., Reophex duplex G r z?., Ammodiscus angustus (F r), Trochamminoides sudtrullisatus (R z., G r z.), Recurvoides walteri (G r z.), Cystamminella litkovensis M j a t l., орявські пісковики  не лише заміщають вигодську світу, а й опускаються в нижньоео­це­нову частину розрізу.

У фронті насуву скиби Парашки, як майже в кожному складовому стратиграфічному елементі Скибової зони, прос­те­жуються відклади стрийської серії (місце злиття рік Опору та Оряви) в Святославській каменоломні. Тут добре розкритий розріз середньострийської світи (в межах 150 м). В його нижній частині відкритий груборитмічний фліш (пісковик від 0,2 до 0,5–1 м) з окремими тонкоритмічними пакетами. Пісковики щільні, сіро-стальні, слюдисті, місцями з кусоч­ками вугілля і великою кількістю звугленого рослинного детриту. Аргіліти переважно темно-сірі. Багато різнотипних ієрогліфів: механогліфи – волочіння, течіння, вкорінення; біогліфи – у вигляді вермогліфів (зовнішніх та внутрішніх). Крім сенонської мікрофауни, тут виявлені уламки іноцерамів.

Від каменоломні вверх по р. Оряві чітко простежується перехідний розріз від крейди до палеогену через яремчан­ський горизонт перед с. Коростів.

За р. Бутивлею – великим лівим допливом р. Орави, поздовжня долини якої вимита в смузі розвитку м’яких менілітових сланців – (115 км) розпочинається скиба Зелем’янки. Розріз її знову починається стрийською серією. Дорога йде вузькою долиною біля самої ріки. Тут при дорозі у виїмках де-не-де з’являються невеликі виходи стрийської серії, а дещо більші відслонення є на протилежному березі.

Далі (119 км) розміщений великий вихід ямненських пісковиків. Тут же біля містка через глибоку поздовжню долину лівого допливу є відсло­нення орявської світи. Це тонке чергування сірих і дещо зеленкуватих  пісковиків та аргілітів. На поверхні пісковиків видно значну кількість найрізноманітніших ієрогліфів, які утворюють дуже складні сплетіння. Наявні також і мулоїди. Ця світа з ієрогліфовими сплетіннями заміщує вигодські пісковики.

На 121 кілометрі біля самої дороги простежується вихід строкато­колірних аргілітів та кременистих пісковиків еоцену. А дещо далі, в правому березі ріки видно відслонення чорних сланців менілітової світи. В нижній частині відслонення породи майже одноманітні, а у верхніх 25 м вони чергуються із верствами ясних, майже білих пісковиків товщиною від 40 см до 1 м, тобто набирають справжнього флішового вигляду. Верстви падають на південний захід під кутом близько 40°.

Тут же, дещо далі є нова скиба Рожанки. Вона насунута на менілітову серію скиби Зелем’янки. Насув починається еоце­но­вим флішем, проте  біля дороги цих відслонень не видно.

Ще далі (123 км) розвинута менілітова серія скиби Рожан­ки. Пачка щільних роговиків в основі менілітової серії зумов­лює утворення незнач­ного хребта Розтока, який проходить між 123-м кілометром та п’яти­банною церквою в с. Козьова. На цьому відтинку біля врізу води відсло­нений роговиковий горизонт; потім чорні менілітові сланці, а далі – так звана перехідна світа, виходи якої видно в береговому урвищі над церквою. Світа складена чорними сланцями менілітового типу та сірими мергелистими аргілітами кросненського типу, які чергуються з пластами карбонатних слюдистих пісковиків кросненського типу. Окремі плити таких пісковиків утворюють пороги в річці. Світа займає перехідне положення між нижніми менілітами і кросненською серією. Вона заміщає лоп’янецьку і верхню менілітову світи.

Сьогодні за церквою проходить межа між Скибовою зоною та наступ­ною великою тектонічною одиницею – Крос­ненською зоною.  Контакт тектонічний з насувом Кроснен­ської зони на північ. Разом з цим тут змінюється морфологія місцевості. Сильно розчленований рельєф та різко відбиті пасма Скибової зони змінює спокійний рельєф, який є дуже характерним для Кросненської зони. Лісистість стає меншою, а м’які схили використовують під посіви. Перед нами відкриваються широкі панорами далеких схилів.

Кросненська зона складена головно серією Кросно. Це верхня частина розрізу флішового палеогену (середній–верхній олігоцен і нижній неоген).

Кросненську серію в типових розрізах поділяють на три частини: Krs1 – масивні і груборитмічні пісковики, розділені сірими аргілітами; Krs2 – середньо- і тонкоритмічне чергування пісковиків та аргілітів; Krs3 – мергелисті аргіліти з підпорядкованими  тонкими прошарків пісковиків.

Характерною ознакою кросненської серії є постійна карбонатність усіх порід, дуже сильна слюдистість пісковиків й стальне або блакитно-сіре забарвлення аргілітів на поверх­нях звітрювання.

Ближче до перевалу, на південному схилі співвідношення між пісковиками та аргілітами змінюється, і розчленування тут  відбувається дещо по-іншому, однак сам по собі характер порід такий же.

Далі йде складене перехідною світою ядро антикліналі Козьової. За 125 км, біля виїзду з села, протікає р. Орявчик. У березі тут відслонені верхи перехідної світи і нижні частини нижньокросненскої світи - грубі пласти пісковиків з прошарками мергелистих аргілітів.

За 128 км розміщена вісь Славської антикліналі з нижньокрос­ненськими верствами в ядрі. Далі в с. Орява розпочинається смуга порід антикліналі Погар, яка насунута на попередню структуру.

Наступна антикліналь – Тухолька. Її осьова частина складає ядро антикліналі, яка перекинута і насунута на середньокросненські верстви попередньої синкліналі.

З висот перевалу відкриваються широкі панорами зони Кросно. Серед­ньокросненська світа вирізняється малою щільністю порід, а нижньокрос­­ненська, особливо верхня її частина, – значнішою щільністю. Тому усі поз­довжні пасма складені пісковиками нижнього кросно. Розширення між такими паралельними пасмами-хребтами складені м’якими породами. Най­частіше пасма пісковиків простягаються вздовж південного крила антиклі­налей. На півдні можна бачити цілу серію пасом, головна з яких – Поло­нинський хребет. На ньому виділяються два гострі верхи – ліворуч г. Бужору (1097 м), а праворуч Менчул, яка пірамідою піднімається над рівною поверхнею.

Між перевалом і Полонинським хребтом вигляд рельєфу такий же, як і до перевалу. Полонинський хребет має уже рідкісні форми. Вони складені породами Магурської зони, які насунуті на утворення зони Кросно. По дорозі в Закарпаття у виїмках при дорозі де-не-де з’являються невеликі виходи тонкоритмічного флішу та висипки темних аргілітів. Це верецька світа. Далі дорога декілька  разів перетинає  р. Лато­рицю.  Дещо далі  (~165 км) починається Ужок-Дуклянська підзона – південна крайова частина Кросненської зони. В окремих відслоненнях тут відкриті роговики та злегка зім’яті менілітові сланці. Далі виходять шари тонкоритмічного флішу (четвертий мостик). На правому березі ріки між п’ятим та шостим мостами є вихід щільних кварцових сильнослюдистих пісковиків та тонкослюдистих аргілітів еоценового віку. Ці аргіліти та деякі відміни тонкосмугастих, блакитно-сірих слю­дис­тих пісковиків подібні до крос­ненських порід. Проте інші відміни пісковиків, зокрема некарбонатних з темно-сірою плів­кою на нижній поверхні, зовсім не подібні до кроснен­сь­ких. Головна їхня особливість – висока слюдистість усіх відмін.

На поверхні пісковиків багато різних ієрогліфів, як механогліфів, головно слідів течій, так і біогліфів, серед яких найчастіше трапляються сліди повзання черв’яків. Привертає увагу наявність дрібних скидів з ам­плітудою до 40 см, по яких закриваються окремі пласти пісковиків. Проте вони не продовжуються в наступних аргілітових верствах, де просте­жуються лише круті, а далі згладжені флексури. Верстви падають на пів­нічний схід під кутом 50°, і положення ієрогліфів на верхній (морфоло­гічно) поверхні визначає перевернутість цих верств на південний захід, на відміну від загальної нормальної перевернутості на північний схід.

У цьому місці ріка має поздовжню долину, яка з півночі обмежена правобережним пасмом.

За 170 км від Львова починається розріз пасма Підполоззя, яке прорі­зане тут рікою. В товщі масивного пісковика видно численні з чіткими гранями дрібні кристалики гірського кришталю – кварцу, “мармароські діаманти”. В руслі ріки пісковики утворюють мальовничі пороги та перепади. Біля останнього перепаду в покрівлі товщі пісковика просте­жуєть­ся конгломератовий горизонт з численними піритовими стяжіннями.

Нижче перепаду починається різко відмінна товща дуже тонко­ритмічного флішу. Місцями в ньому є мінлива дрібна складчастість. За цією товщею починаються зелені аргіліти зі строкатоколірним горизонтом, а потім починаються сильно зім’яті і перетерті глинисті менілітоподібні породи з окреми­ми включеннями в них уламків та великих брил світлих вапняків до 3 м у діаметрі.

Під мостом через Латорицю біля її злиття з р. Жденівкою і далі вниз за течією, в руслі і берегових відслоненнях, простежуються верстви верецьких порід, зібрані в дрібні складки.

Усі відклади розглянутого розрізу належать до палеоге­нового флішу.

Між с. Козьовою та Нижніми Воротами нема порід давніших від олігоцену. Тут же на дещо піднятій південній крайовій смузі Кросненської зони знову постає еоценовий фліш. Ця смуга відома під назвою Ужок-Дуклянської підзони і на північний захід вона простягається в басейн р. Ужа.

  За перевалом Середній Верецький на західній околиці с. Нижні Ворота під автомобільним мостом через р. Латорицю  в її руслі та бортах на денну поверхню виведена флішова товща, представлена перешарову­ванням аргілітів і пісковиків. Характерною особливістю цих порід є те, що в численних тріщинах у них простежуються дрібні кристалики кварцу – “мармароські діаманти”.

По маршруту далі на Сваляву, за декілька сотень метрів від розгалуження траси на с. Абранку в руслі р. Абранки та її крутому лівому березі є виходи корінних порід. Тут відслонена пачка перешару­вання пісковиків, гравелітів, конгломератів та відломних брекчій. Цю пачку за наявністю кутастих уламків фрагментів шарів порід можна зачислити до олістостромів.

У відслоненні, що біля першого автомобільного мосту через р. Ла­торицю на північ від с. Раковиці по цій же дорозі можна побачити двокомпонентний фліш, представ­ле­ний перешаровуванням пісковиків (переважають) та алевро­літів. На нижніх поверхнях шарів пісковиків зазвичай  наявні різноманітні механогліфи та біогліфи, а в деяких шарах піско­ви­ків – градаційна та скісна шаруватість.

За 6 км нижче  від м. Свалява по течії р. Латориці є с. Сускове.  На  правому схилі долини р. Латориці,  приблизно у 800 м від траси розташо­вана закинута каменоломня. Тут відслонена досить полого нахилена дайка дацит-порфірів (видима потужність до 15 м) у товщі перешарованих аргілітів та алевролітів (рис. 10).  Звідси ж відкривається мальовничий краєвид на долину р. Латориці (рис. 11).

 

Рис. 10.  Дайка дацит-порфірів у теригенній товщі

 

Рис. 11. Долина р. Латориці. На задньому плані м.Свалява.

 

Якщо відхилитися від маршруту і поїхати дорогою Сваля­ва–Приборжавське, то можна спостерігати декілька цікавих геологічних об’єктів На перевалі Росош, відразу за с. Росош дорога прорізає товщу аргілітів з малопотужними прошарками креме­нів та  потужнішими (до 50 см) шарами доломітів (рис. 12). Товща порід розбита системою малоамп­лі­тудних розривних порушень різного типу (скиди та насуви), найпотужніші шари доломітів будиновані.

 

Рис. 12.  Товща аргілітів на перевалі Росош.

 

Далі розміщене с. Бронька. Уздовж р. Броньки по її лівому березі вверх проти течії йде стежка, через 500 метрів по ній у руслі річки лежить товща нижньо­крейдових конгломератів з прошарками гравелітів в основі (рис. 13). У верхній частині розрізу в конгломератах трапляються брили.

 

 

Рис. 13. Конгломерати в руслі р. Броньки.

 

Остання точка спостереження в цьому маршруті – кар’єр Приборжавський (рис. 14) навпроти с. При­боржавського  на  схилі  г. Малий Клобук.   У  кар’єрі відслонені  вапняки з добре  збереженою фауною амонітів, белемнітів та інших, що свідчать про юрський вік порід. Ці вапняки є фрагментом Пенінської тектонічної зони, яка розмежовує Складчасті Карпати і Закарпатський внутрішній прогин.

 

Рис. 14. Кар’єр Приборжавський. Виходи юрських вапняків.

 

 

Наступна серія геологічних об’єктів розташована в Закарпатському внутрішньому прогині. Тут можна ознайоми­тися з наслідками магматичної діяльності і проявами соляного діапіризму.

Магматична активність у Закарпатському прогині проявле­на в неогені й представлена ефузивним, гіпабісальним і дайко­вим комплексами. Розви­ток Закарпатського прогину супро­вод­жувався глибокими розколами, які розділили його фунда­мент на окремі блоки і до яких приурочені вулканіч­ні товщі Чопської смуги похованих вулканів (міоцен) та Вигорлат-Гутин­ського вулканічного пасма (пліоцен).

У межах Закарпаття Вигорлат-Гутинське пасмо простя­гається з північ­ного заходу на південний схід від державного кордону з Словаччиною до кордону з Румунією. В Словаччині її продовжує Вигорлатинський вулка­нічний масив, а в Румунії – масив Гута. Більша частина Вигорлат-Гутинсь­кого пасма займає північно-східний борт Чоп-Мукачівського прогину, по лінії Перечин-Приборжавське перекриває Пенінську тектоніч­ну зону і приконтактову з нею вузьку смугу флішових Карпат. Далі пасмо змінює напрям і між селищами Приборжавське–Вишкове перетинає Закарпатсь­кий внутрішній прогин, розді­ляючи його на дві западини – Чоп-Мукачівську і Солотвин­ську. Протяжність Вигорлат-Гутинського пасма ста­но­вить по­над 200 км за ширини до 20 км. Загальна потужність вулка­нітів, що його складають, місцями перевищує 1000 м.

У будові Вигорлат-Гутинського пасма переважають анде­зити та їхні туфи, проте тут також трапляються й інші вулканічні утворення – базальти, дацити, ріоліти. Широка гама вулканічних порід взагалі зумовлена декількома причи­нами. По-перше, магматичною асиміляцією, коли базальтова магма на шляху доверху  розплавляє породи, які її оточують, і змішується з ними. По-друге, склад вивержень змінюється завдяки магматичній диференціації. Якщо магматична камера тривалий час перебуває в спокої, то починається кристалізація розплаву і легші мінерали (польовий шпат і кварц) підні­маються доверху, а важчі (олівін, піроксен) опускаються донизу. Крім того, відбувається також розподіл розплаву у магматичній камері. Легший розплав, збагачений кремнезе­мом, концентрується у верхній частині камери, а важчий, насичений залізом та магнієм, заповнює нижню її частину.

Звичайно магматичні виверження починаються лавами базальтового складу, їх змінюють лави середнього і кислого складу. Такий ряд магматичної диференціації називають нормальним, або гомодромним, рідше трапляється зворотний, або антидромний порядок виверження.

В основі Вигорлат-Гутинського пасма є туфогенні відкла­ди, представ­лені переважно андезитовими туфами з нечислен­ними прошарками лав андезито-базальтів, в меншій кількості – двопіроксенових андезитів. Тов­щи­на туфогенної товщі змінюється від сотень до десятків метрів. Най­повніший розріз зафіксований у долині р. Боржави, де він досягає 300 м. Туфи і лави туфогенної товщі вміщують прошарки глин, алевро­літів, пісковиків, лігніту. Вище залягають лави андезито-базальтів і андезитів, у яких зрідка трапляються нечисленні і малопотужні прошарки туфів. Ці відклади не мають суціль­но­го поширення, а їхня товщина змінюється  в межах 600–50 м. Подальший розвиток вулканізму у різних частинах Вигорлат-Гутинського пасма відбувався по-різному. В центральній і північно-західній частинах пасма андезитовий комплекс перекритий великопорфіровими андезитами, які насичені вкрапленнями розміром до 1 см. В інших районах на андези­товому комплексі є потоки та куполи дацитів і ріолітів, які супроводжуються туфами. Об’єми цих утворень незначні, проте розповсюджені вони більше, ніж великопорфірові андезити. На завершальному етапі розвитку Вигорлат-Гутин­сь­кого пасма на поверхню виливались базальти й андезито-ба­зальти, які також не лежать суцільним покривом. Найбільша товщина (до 500 м) зафіксована в районі г. Бужори, на інших територіях вона змінюється в межах 350–100 м.

Чопська смуга похованих вулканів тягнеться південною частиною Чопської западини в північно-західному напрямі від південно-східної гілки Вигорлат-Гутинського пасма до кордо­ну зі Словаччиною. Довжина її досягає 80 км, ширина зміню­ється від 5 до 15 км. Чопська смуга скла­даєть­ся з вели­ких стратовулканів, більша частина  яких похована під покри­вом пліоценових та міоценових відкладів, проте місцями вони виходять на поверхню. В її будові беруть участь базальти, андезито-базальти, андезити, андезито-дацити, дацити. В Берегівському районі завдяки горстовому підняттю у фундаменті на денну поверхню виходять значні товщі ріолітів, які утворюють специфічний рельєф – Берегівське горбогір’я.

Берегівське горбогір’я складається з двох структурних поверхів. Нижній поверх утворюють кристалічні породи палеозою і нижньо­мезозойські кременисто-карбонатні породи з діабазами та їхніми туфами. Верхній структурний поверх вулканогенно-осадовий і представлений перешаруванням ліпари­тових туфів, осадових порід, потоків лави андезито-базальтів і андезитів та їхніх туфів. Верхня частина цього розрізу складена потоками ігнімбритів, які прорвані куполами ріолітів. Матеріал для верхнього структурного поверху одночасно постачали ріолітові й андезитові вулкани, які були недалеко один від одного. На відміну від андезитових вулканів, магма яких, очевидно мантійного походження, ріолітові пов’язані з внутрішньокоровими вогнищами.

Гіпабісальний комплекс Закарпаття пов’язаний з однією фазою магматизму, проте характеризується послідовними ін’єкціями різних похідних від основних до кислих єдиного магматичного вогнища. Інтрузивні утворення представлені габро-діабазами (перша стадія), діорит-порфіритами (друга стадія), гранодіорит-порфірами і кварцовими діорит-порфіри­тами (третя стадія), кислими екзотичними породами, які не вміщують темноколірних мінералів, – лейкократовими діорит-порфірами, лейкократовими дацитами, лейкократовими мікрогранодіоритами, мікро­пегматитами і мікроаплітами (четверта стадія).

Один з проявів гіпабісального комплексу є в районі с. Виш­кове, де він просторово асоціює з ефузивними утворен­нями Вигорлат-Гутинськоого пасма. Тут доволі інтенсивно проявилась інтрузивна магматична актив­ність наприкінці міоцену (12–15 млн років тому). Вона сприяла утворенню своєрідного рельєфу, для якого характерні конусоподібні вершини. Ці вершини утворені інтрузіями магми, які вкоріни­лися в піщано-глинисті породи міоцену. Внаслідок руйнуван­ня і винесення нестійких осадових порід інтрузії оголилися й утворили систему куполоподібних вершин.

З інтрузивною діяльністю пов’язані Вишківські ртутні родовища, а також рудні прояви свинцю, цинку і золота. Уперше ртуть у Закарпатті виявлена на початку 50-х років саме в районі Вишкового. Проте на деяких родовищах знай­де­ні давні штольні, щодо віку яких були різні думки. З давнини ртутний мінерал кіновар, з якого виготовляли дуже стійку червону фарбу, цінували на вагу золота, тому зроблено висновок, що ці штольні дуже давні. Водночас з’ясовано, що вентиляція штолень побудована за допомогою паперових вентиляційних труб, які в гірничий справі почали викорис­товувати тільки наприкінці XIX ст. Тому, можливо, штольні закладені наприкінці XIX або  на початку XX ст.

З ефузивними утвореннями основного складу Вигорлат-Гутинського пасма можна ознайомитися в закинутій каме­но­ломні в північній частині с. Кольчине, відгалу­ження дороги на с. Кольчине є за 4 км від м. Мукачевого в сторону Чинадієве). У стінці кар’єру відслонена частина лаво­вого по­току андезито-базальтів із плитчастою (верхня частини пото­ку) та стовпчастою окремістю (рис. 15). Вулканічні поро­ди роз­биті на товсті шестикутні колони, які утворилися в лавових потоках у період їхнього вистигання і розташовані перпен­ди­кулярно до їхніх поверхонь.

 

Рис. 15.  Лавовий потік андезито-базальтів, с. Кольчине.

 

Далі дорога йде високим правим берегом р. Латориці, перетинаючи потоки, що в неї впадають. При в’їзді в с. Чи­на­дієве праворуч розкри­вається широка долина. Цією долиною попід залізничний місток дорога веде до відомого санаторію “Синяк”, від якого стрімко вгору – до села з однойменною назвою. Село розміщене на висоті біля 500 м над рівнем моря у  мальовничій    долині,    яка   оточена   гірськими    пасмами Вулка­нічних Карпат. Окремі їхні верхи досягають тут 1000 м і більше. За 4 км північніше села, глибоко в лісі є так зване Си­нє озеро. Це широка поляна, покрита трав’янистою рослин­ніс­тю (уже давно назву змінили на “Синє Болото”). Ще 20 років тому тут було озеро, що утворилося в кратері згаслого вул­ка­на. Розташоване воно на висоті близько 600 м над рівнем мо­ря. Пробурена в центральній частині озера неглибока сверд­­ловина засвідчила, що це торфовище з двома шарами торфу, які розділені майже двометровою товщею уламкових осадів.

Кислі ефузивні породи можна також спостерігати в невеликій закинутій каменоломні далі по маршруту ліворуч від дороги за 100 м після роздоріж­жя на с. Боржаву (рис. 16). У стінці камено­ломні відслонена частина екструзивного купола, складеного ясно-червону­ватими ріолітами з порфіровими вкрапленнями польових шпатів.

 

Рис. 16.  Екструзивний купол ріолітів.

 

Далі направляємося у селище Шаян, що розташоване в районі Вишкового. Тут на південно-західному схилі гори Шаян є старі закинуті виробки, закладені в штоку гіпабісаль­них утворень – гранодіорит-порфірів. Цей шток, вкорінений в товщу аргілітів, і утворює саму гору. Тріщинуватий ендоконтакт штоку гранодіорит-порфірів наси­чений агрегатами сульфідів ртуті – кіноварі та метацина­ба­риту. Родовище ртуті пов’язане з тектонічним розломом, що сприяв підняттю з глибин земної кори гідротермальних розчи­нів, які містили ртуть. Тут же в селище Шаян є мінеральні джерела, на базі яких створено санаторій “Шаян”.

Маршрут по Закарпатському внутрішньому прогину перед­бачає відві­дання селища Солотвини,  де  можна  озна­йо­митися  з таким явищем, як со­ляний діапіризм. Загалом значні поклади солі простежуються в Солот­вин­ській западині на гли­би­ні 800 м від Хуста до Великого Бичкова на відстані близько 60 км, де вони утворюють тереблянську світу баден­сь­кого яру­су міоцену потужністю до 500 м. У районі селища Солот­вини сіль під­ходить до поверхні у вигляді купола діа­метром 2,0–2,5 км. На поверхні в пів­­ден­но-східній околи­ці Солотви­ни купол представлений декількома незначни­ми за розмірами штоками у вигляді пірамідальних скель (рис. 17).

 

Рис. 17. Вихід соляного штоку на денну поверхню в селищі Солотвина.

 

У соляному куполі закладені шахти для видобутку високоякісної солі (рис. 18).

 

Рис.18.  Соляна шахта в селищі Солотвина.

 

 Шахту № 9 також використо­вують як спелеотерапевтичний лікувальний заклад. У шахті на глибині 300 м є декілька галерей, пристосованих для лікуван­ня хворих на астму. Найбільша галерея має ширину 12 м, висоту 6 м і довжину 100 м, причому жодних кріплень в ній нема. В стінках галереї в соляній товщі зроблені ніші розміром у середньому 3 X 4 X 3 м, де стоїть шість-вісім ліжок для хворих. У галереї утримується постійна темпера­тура 21–22ºС, тиск 720–750 мм. рт. ст., вологість 50–60%. Лікувального ефекту досягають тим, що люди дихають високодисперсним аерозолем хлористого натрію (концент­рація солі –  8–10 мг в 1 м3, розміри частинок від 5 до 1 мікрона). Вражає дуже стерильне повітря (воно чистіше від операційного в 10 разів). Крім того, в Солотвину приїздять люди, у яких проблеми з опорно-руховим апаратом. Одна з шахт була затоплена водою, і на поверхні утворилися озера з дуже солоною водою, в яких люди приймають  водно-грязьові ванни (рис. 19). Кількість солі у воді – до 300 г на 1 л (у Чорному морі – 14 г/л).

 

Рис. 19. Провальне озеро в селищі Солотвина.

 

Надалі дорога маршруту перетинає південну частину Українських Карпат. Спочатку вона проходить територією Мармароського кристаліч­но­го масиву, що складений метаморфічними породами. У відслоненні з ними можна ознайомитися в районі пішохідного підвісного мосту в с. Ді­лове. Тут  на  правому  березі  р. Тиси  біля  врізу  води на денну поверхню виходить нижньопалеозойська товща перешарування метапіско­виків, слюдистих та кварц-слю­дистих сланців.

За Мармароським кристалічним масивом розпочинається Рахівська зона.  Ця структурно-тектонічна  одиниця  складена різними за віком і походженням утвореннями кам’янопо­тоцької, рахівської та білотисенської світ. Кам’янопотоцька світа, відклади якої нагромаджу­валися в беріасі, валанжині і ранньому готериві, є першою ланкою флі­шової формації. Її найдавніший (стратотиповий) розріз відслонений пів­денніше м. Рахова в правій притоці р. Тиси – Кам’яному Потоці. На його прикладі можна бачити, як протягом беріасу–раннього готериву в Карпатській геосинкліналі карбонатне осадонагромадження поступово змінювалося карбонатно-теригенним і,  зрештою,  теригенним, тобто почався флішовий етап розвитку регіону.

Від гирла Кам’яного Потоку і до північної околиці м. Рахова, де в Чорну Тису впадає Біла Тиса, розвинена рахівська світа, перекрита білотисенською світою.

За 10 км на схід від Рахова по Білій Тисі є с. Богдан і річка з такою ж назвою – правий доплив Білої Тиси. За 3,5 км від її гирла, біля містка, розташоване  відслонення богданських  конгломератів, аналогіч­них до тих, які вже спостері­гали по р. Бронці.

 Головна дорога далі йде правим берегом Тиси вгору до Яблунецького перевалу. За с. Кваси (2 км) є невеликий міст через праву притоку р. Тиси – Великий Тростянець. У долині струмка уздовж 3 км відслонена вулка­нічна товща, представ­лена перешаруванням потоків лав та туфів. У нижній частині товщі є спіліти – породи базальтового складу, які внаслідок виливу на морське дно були альбітизовні (натрій з морської води витиснув кальцій і замінив його в структурі плагіоклазу). Складені  спіліти буруватим вулканічним склом, у якому роз­сіяні вкраплення польового шпату. Майже завжди спіліти вміщують дрібні порожнинки – мигдалини, які утворюють­ся під час застигання лави. Пізніше, зі зниженням  температури і проход­женням розчинів через породу ці газові порожнини заповнив білий кальцит з домішками зеленого хлориту (рідше цеоліти). Для спілітів характерні потоки подушкових, або кульових, лав – пілоу-лави. Такий тип лав утворюється в разі виверження магми на морське дно, де розпечена лава розбивається на величезні “краплини”, розмір яких коливаєть­ся від 15-30 см до 3 м. Оточені шаром пари, вони переко­чуються по морському дні і, навалюючись одні на одних, утворюють нагромадження сплюснутих під власною вагою та вагою перекриваючих утворень подушкових за формою лав. Простір між кулями, якщо він є, заповнюють морські осади або кальцит. У кулях овальні мигдалини розташовані пара­лельно або субпаралельно до сферичних обмежень куль, причому кількість мигдалин збільшується від їхнього центра до периферії; одночасно зменшується і їхній розмір.

Вище по струмку відслонені діабази. Часто вони зеленого кольору унаслідок великого вмісту хлориту. Діабази мають чіткішу порфірову структуру. На дрібнозернистому фоні виділяються порфірові вкраплення  розміром від 1-2 мм до 1 см, інколи розмір кристалів рожевого калієвого шпату і сірого плагіоклазу досягає 5 см. У порожнинах і на стінках тріщин у діабазах можна побачити друзи кристалів кальциту та цеолітів. Цеоліти частіше представлені ломонтитом, який відрізняється від кальциту рожевим відтінком і пластин­час­тими кристалами, крім того, він не реагує на соляну кислоту. Значно рідше з групи цеолітів можна знайти білий або безбарвний (водяно-прозорий) анальцим, який утворює чіткі ізометричні кристали, розміри яких можуть досягати 3 см.

Ще вище по струмку можна побачити кератофіри – анде­зитові породи, які були альбітизовані, тобто збагачені натрієм у результаті виливання на морське дно, де середній плагіоклаз був заміщений кислим (альбітом). Верхня частина вулкано­генної товщі утворена кварцовими кератофірами – альбітизо­ваними ріолітами.

У нижній течії струмка в алювіальних брилах можна побачити прак­тично всі складові вулканогенної товщі (рис. 20). Тут є подушкові базальти, агломератові брекчії, гіало­кластити, брекчії вапняків з туфовим цементом тощо. Вік вулканізму – кінець ранньої–початок пізньої крейди.

 

Рис. 20.Струмок Великий Тростянець

 

Звідси дорога йде до Яблунецького перевалу, з якого відкриваються чудові, мальовничі краєвиди на заліснені гори, а в безхмарну погоду на півдні  можна побачити найвищу гору Українських Карпат – Говерлу (2061 м, рис. 21).

 

Рис. 21. Гора Говерла.

 

З перевалу дорога спускається вздовж Пруту на Надвірну. В районі м. Яремча в руслі р.Пруту і біля врізу води є монотонна товща нижньо­палео­генових ямненських пісковиків (рис. 22). Відразу за автомобільним мостом через р. Прут перед в’їздом у Яремча з лівого боку дороги є стоян­ка для машин, де і можна зупинитися. Якщо пішки через міст повер­нутися назад 150-200 м, перейти через залізничну колію і спуститися до водос­паду  на  Пруті  перед  пішохідним  мостом  (рис 23),  то  можна потрапити в дуже мальовниче місце, де завжди багато туристів. Нахилені в західних румбах шари пісковиків перед мостом розташовані декількома уступами, що  зумовило  утворення невеликого за розміром каскадного водоспаду (рис. 24). Саму структуру природного водоспаду зруйновано потужним вибухом наприкінці ХІХ ст., бо вона заважала лісосплавним роботам. За мостом високі скельні береги річки близько підходять один до одного і долина тут має каньйоноподібний вигляд.

 

Рис. 22. Ямненські пісковики в руслі р. Пруту, м. Яремча.

 

Рис. 23. Міст через р.Прут, м. Яремча.

 

Рис. 24. Водоспад на р. Пруті, м. Яремча.

 

 

З автобусної станції в Яремчі, звідки видно протилежний правий берег р. Прут. Між особняками від станції можна спус­ти­тися до річки, тут через русло у протилежному, крутому і високому березі видно флішову товщу (рис. 25). В нижній лівій  частині відслонення шари порід з різною інтен­сивністю дислоковані, а у верхній частині залягають моноклі­нально, і тут є ділянки, де внаслідок ерозійних процесів утворилися пластові трикутники, які з місця спостереження, тобто знизу, сприймають як готичні складки (рис. 26).

 

Рис. 25. Флішова товща в правому борті р.Прут, м Яремча.

 

Рис. 26. “Готичні” складки у флішовій товщі.  Правий борт  р. Прут,  м. Яремча.

 

На околиці Яремча, біля автобусної зупинки Дора-1 можна спуститися до Пруту. Протилежний правий берег високий – скалисте урвище, і в ньому відслонений двокомпонентний верхньокрей­довий фліш (рис.27). Ритми  представлені  чергуванням  пісковиків  і  аргілітів.  Це  відслонення цікаве тим, що флішова товща зім’ята і можна виразно простежити декілька невеликих за розмірами флексур (див. рис. 27).

 

Рис.27. Флішова товща в правому борті р.Прут, м Яремча.

 

Звідси за 200 м по лівому березі Пруту вниз за течією і вже в підмитому березі, біля води видно ще одну двокомпонентну флішову товщу, яка теж зім’ята у флексуру (рис. 28).

 

Рис. 28. Флексурний перегин у флішовій товщі. Лівий берег р. Прут, м. Яремча.

 

А уверх по ріці за 150 м можемо бачити товщу трикомпонентного флішу - гравеліти, пісковики й аргіліти. В межах відслонення товща порід зігнута у пологу антиклінальну складку (рис. 29), крім того, в пісковиках можна спостерігати цикли Боума, а на підошві шарів цих порід – ієрогліфи.

 

Рис. 29. Полога антиклінальна складка у флішовій товщі. Лівий борт  р. Прут, селище Яремче.

 

З мосту через р. Бистрицю-Надвірнянську (дорога м. Надвірна – с. Пнів – с. Битків) через струмок Битківчик, який є лівою притокою р.Бистриці-Надвірнянської, відкрива­ється чудова панорама складчастої флішоподібної товщі у крутому, високому, лівому борті ріки (рис. 30). Товща є фрагментом крила великої антиклінальної Битківської складки, до якої належить відоме Битківське родовище нафти. Структурно складка – це брахіантикліналь з розмірами близько 8 км по довгій осі та 3,5 км – по короткій. Уздовж простягання складка розбита скидами на низку блоків, унаслідок чого тут виокремлені три структури вищого порядку: Ґазова, Старого Промислу та Новобитківська. Усі вони мають асиметричну будову зі стрімкими, навіть підвернутими північно-східними та порівняно пологими південно-західними крилами. Найдальше до південного заходу висунута Газова складка. Вона є лежачою, хоча і займає найвище гіпсометричне положення з насуненням на південно-західне крило складки Старого Промислу. Складка Старого Промислу занурена дещо глибше, абсолютні відмітки по покрівлі менілітових відкладів коливаються від 200 до 600 м. В будові Новобитківської складки найповніше проявляється асиметрія. Поздовжнім розривом вона поділена на два блоки: південно-західний та північно-східний. Глибина залягання покрівлі менілітових відкладів у склепіннєвій частині складає – 1050 м. По довгій осі складка простежується на 6 км. У поперечному напрямку складка теж розбита розривним порушенням на два великі блоки: північно-західний піднятий та південно-східний опущений. Розривне порушення, яке їх ділить трасоване вздовж течії ріки Бистриці Надвірнянської. Товща складена перешаруванням пісковиків, алевролітів та аргілітів. У межах її відслонення можна спостерігати дисгармонійну складчастість, будинаж, великі механогліфи.

 

 

 

 

Рис. 30. Фрагмент крила Битківської складки. Лівий берег р.Бистриці-Надвірнянскої.

 

 

Наступний об’єкт спостереження вже в Передкарпатському передово­му прогині. В лівому крутому борті р. Бистриці-Надвірнянської  навпроти м. Надвірна відслонена крутоспада товща нижніх молас, пред­ставлена перешаруванням порід від аргілітів до конгломератів (рис. 31).

 

Рис. 31. Моласова товща в лівому борті р. Бистриці-Надвірнянської навпроти  м. Надвірна.

 

 

На цьому маршрут у Карпатському регіоні завершено і далі дорога пролягає південно-східним краєм Східноєвропейської платформи, однак уже південніше – в районі Подільського Придністер’я. Ця територія є унікальною частиною Подільської плити, де в природних розрізах можна спостерігати найдавніші утворення плитного чохла Східноєвропейської платформи. Цьому сприяють глибокі врізи Дністра (рис. 32) та його лівих допливів у Подільську височину, внаслідок чого тут розвинулись живопис­ні каньйони та ущелини (рис. 33, 34), які в поєднанні з плоскими широки­ми вододілами створюють неповторний ландшафт Поділля (рис. 35). Стрімкі берегові схили Дністра досягають висоти 100–120 м, а його лівих приток – 50–70 м.

 

 

Рис. 32. Ріка Дністер.

Рис. 33. Каньон  р. Смотрич у Кам’янці Подільському.

 

Рис. 34 Каньон  р. Смотрич. Південна окраїні Кам’янця-Подільського.

 

Рис. 35. Типовий ландшафт Дністерського Поділля. Село Коропківці в долині р.Тупи.

 

Дещо на схід від Кам’янця-Подільського екзотичним елементом ландшафту є Товтрове пасмо. Це дуже розчленований викопний бар’єрний риф міоценового моря, який унаслідок звітрювання і руйнуванні утворює химерні скелі (рис. 36). Широкою (10–12 км) смугою  пасмо тягнеться на північ до району м. Броди, а на південь – до широти Фалешт. Над прилеглою територією воно піднімається до висоти 55–65 м.

 

Рис. 36. Химерні скелі Товтрового пасма. Околиці с. Біла.

 

Геологічно Середнє Придністер’я відповідає Подільському виступу фундаменту південно-західного краю Східноєвропейської платформи. Породи, які утворюють Подільський виступ, поділяють на два мегаком­плекси: нижній (кристалічний фундамент) і верхній (осадовий чохол). Фундамент складений гранулітовим комплексом архейських метаморфіч­них і ультраметаморфічних порід. Верхній структурний мегакомплекс (осадовий чохол) залягає на кристалічному фундаменті з різко вираженою стратиграфічною незгідністю і складається з двох структурних комплексів: венд-палеозойського і мезозойсько-кайнозойського. Ці комплекси мають різні структурні плани і розділені поверхнями розмиву і перервою в осадонагромадженні.

Нижній структурний комплекс утворює монокліналь, яка разом з кристалічним фундаментом полого занурюється на південний захід в середньому під кутами 1–2º. У цьому ж напрямі, як звичайно, збільшують­ся потужності осадових товщ венду-палеозою і їхній розріз нарощується щораз молодшими відкладами. Глибокий вріз Дністра, який має субширот­ний напрям, відкриває товщі цих відкладів майже навхрест їхньому простяганню уздовж 300 км від устя р. Золотої Липи на заході і до Могилева-Подільського на сході. Завдяки численним відслоненням можна спостерігати практично безперервний розріз вендських, кембрійських, ордовицьких, силурійських і нижньодевонських відкладів загальною потужністю близько 2000 м.

Вендські відклади в Середньому Придністер’ї утворюють товщу потужністю до 540 м. Вони представлені переважно теригенними породами – кварцовими пісковиками, алевролітами й аргілітами, у нижній частині їхнього розрізу є покрови базальтів. Уверх по розрізу цю товщу порід поступово змінює балтійська серія потужністю до 10 м, складена перешаруванням глауконітових пісковиків, алевролітів і аргілітів. Щодо віку балтійської серії у дослідників єдиної думки нема. Одні вважають, що вона завершує розріз венду, інші зачисляють її до кембрійської системи. Відклади ордовицького періоду потужністю 5–6 м представлені піскови­ками молодовської світи (карадокський ярус) і вапняками субіцької світи (ашгільський ярус), які від молодших та старших утворень відділені стратиграфічними перервами.

Силурійські та девонські утворення становлять головну відслонену частину розрізу Поділля і належать до єдиного мегациклу осадонагромад­ження. Силурійські відклади на підстильних утвореннях залягають транс­гресивно. У Середньому Придністер’ї вони відкриті в басейні р. Дністра навхрест простяганню в смузі шириною понад 80 км від с. Гораївки на сході до с. Дністрового на заході, де поступово їх змінюють відклади нижнього девону. На решті території вони перекриті відкладами юри та крейди. За простяганням силурійські відклади поширені в долинах лівих допливів Дністра – Студениці, Тернави, Мукші, Смотрича, Іванчика і Збруча. Силур у Середньому Придністер’ї складений переважно карбонат­ними породами, які формувалися в умовах мілкого шельфу, а також і в більш глибоководній області. Вони об’єднані в чотири регіональні субгоризонти: китайгородський (охоплює нижній і середній під’яруси венлокського ярусу та нижню частину верхньовенлокського під’ярусу, потужність близько 80 м), баговицький (відповідає верхній частині верхньовенлокського під’ярусу, потужність близько 55 м), малиновецький (охоплює нижній під’ярус і нижню частину верхнього паід’ярусу лудловського ярусу, потужністю близько 110 м) і скальський (верхня частина верхньолудловського під’ярусу і пржидольський ярус, потужність близько 150 м), у межах яких виділені ще світи і підсвіти. Китайгородський та малиновецький надгоризонти у подільських відсло­ненях представлені винятково грудкуватими глинистими вапняками з численними рештками різних груп фауни: брахіопод, коралів, остракод, моховаток, криноідей, трилобітів та ін. У баговицькому та скальському горизонтах однаково  розвинуті утворення відкритого моря (грудкуваті глинисті вапняки, органогенно-детритові вапняки, мергелі), мілини (масивні доломітизовані вапняки, біогерми, біостроми) та лагун (первинні, часто водоростеві доломіти, тонкоплитчасті доломітові мергелі, аргіліти). Часто перераховані верстви порід перешаровуються у різних пропорціях. Інколи вони містять прошарки туфітів.

Нижньодевонські відклади завершують каледонський цикл седимен­тогенезу у Подільській частині палеобасейну. Складені вони сіроколірною флішоподібною товщею тиверської серії – чергуванням аргілітів з тонкими прошарками органогенно-детритових вапняків (нижні 475 м) та червоно­колірною піщано-аргілітовою дністерською серією (до 600 м у Завадівці на Золотій Липі). Ці відклади добре відслонені по берегах Дністра: перша з серій – від с. Дністрового до м. Заліщиків, друга – від Заліщиків до с. Нижніва. Пісковики дністерської серії часто скісношаруваті та з конволют­ною текстурою. Для них характерні скупчення кісток і панцирів безщелепних, а на поверхнях прошарків – хвилеприбійні знаки, тріщини висихання, сліди рийних організмів. До нижньої частини серії приурочені прояви мідного зруденіння у вигляді примазок азуриту і малахіту (відслонення біля Іване-Золотого та Устечка).

Верхній мезо-кайнозойський структурний комплекс трансгресивно з кутовою незгідністю перекриває венд-палеозойський. Він представлений дуже обмежено поширеними в Середньому Придністер’ї юрськими відкладами, а переважно – породами крейдового і неогенового віку.

Відклади крейдового періоду на Подільському піднятті незгідно перекривають юрські та палеозойські і представлені переважно піщанис­тими (нижня частина розрізу) і карбонатними утвореннями. 

Неоґен представлений різнофаціальними утвореннями баденського (потужністю до 56 м) та сарматського (потужністю до 65 м) ярусів. Найпоширенішими утвореннями нижньобаденського під’ярусу є літотам­нієві вапняки. Верхньобаденський під’ярус складений гіпсоангідритовою товщею потужністю до 10 м (тираська світа), до якої приурочені широко відомі геологічні пам’ятки Поділля – печери Кришталева (с. Кривче), Ювілейна (с. Сапогів), Оптимістична (с. Королівка), Вертеба (с. Більче-Золоте), Озерна (с. Стрілківці) та ін. Завершують розріз верхнього баденію біогенні вапняки Товтрового пасма.

Відклади сарматського ярусу представлені пісковиками, глинами, мергелями, вапняками, а також біоґенними вапняками, які нарощують рифові споруди баденського віку.

Остання зупинка маршруту була в Передкарпатському прогині – в районі Надвірної.  Звідси через м. Тисменицю дорога веде на лівий берег Дністра на Коропець і далі до Кам’янця Подільського.

Кам’янець-Подільський є давнім історичним містом східного Поділля,  розташований над р. Смотричем (рис. 37), за 18 км від її впадіння в Дністер.

 

Рис. 37. Місто Кам’янець-Подільський.

 

 

У с. Олешів, що по дорозі з Надвірної на Коропець з правого боку дороги в кар’єрі відслонені крейдоподібні вапняки крейдової системи з химерними стяжіннями чорного і сірого кременю. Вапняки з паралельною незгідністю перекриті верхньобаденськими гіпсами й ангідритами тираської світи міоцену. На північно-східній околиці с. Вістря, що за с. Коропець, в урвистому березі на денну поверхню виведена червоно­колірна товща перешарування пісковиків, алевролітів і аргілітів зі скісною шаруватістю. Це  дністерська серія нижнього девону (рис. 38 ).

 

Рис. 38. Червоноколірна товща дністерської серії нижнього девону,  с. Вістря.

 

 

Наступна низка геологічних об’єктів розташована в згині меандри лівої притоки Дністра – р. Джурин між селами Нирків і Нагоряни (рис. 39). У центральній частині меандри на “острові” є руїни замку польського маг­ната (рис. 40). Нижня частина лівого схилу меандри представлена флі­шо­подібною червоноколірною теригенною товщею дністерської серії ниж­нього девону (рис. 41), в якій трапляються прошарки з численними улам­ками безщелепних та панцирних риб.

 

Рис. 39. Меандра р. Джурин, с. Нирків.

 

Рис. 40.  Замок у меандрі  р. Джурин.

 

Рис. 41. Червоноколірна дністерська серія нижнього девону (1), вапняки нижнього баденію міоцену (2) і гіпси верхнього баденію міоцену (3) в схилі меандри р. Джурин

 

У верхній частині схилу ближче до с. Нагоряни у виїмці розкритий контакт червоноколірного дево­ну і вапняків нижнього беденію міоцену (рис. 42). Це від­сло­нення дуже цікаве тим, що тут безпосередньо на розмитій поверхні скісноша­ру­ватих девонських пісковиків залягає базальний горизонт конг­ломератів тов­щиною до 2 м (рис. 43).

 

Рис. 42. Контакт дністерської світи нижнього девону і нижньобаденських вапняків.

 

Рис. 43.  Горизонт міоценових базальних конгломератів на пісковиках дністерської серії нижнього девону. Лівий схил меандри р. Джурин, с. Нагоряни.

 

Ще вище по схилу, але вже ближче до с. Нир­ків, на денну поверхню виходять карбонатні породи ниж­нього ба­денію міоцену (див. рис. 41). Над ними у закинутій невеликій каменоломні можна спостерігати гіпсову товщу тираської світи верхнього баденію міоцену (див. рис. 41), в якій є шари з великими шаблеподібними кристалами гіпсу. Крім того, тут же на схилі, в районі джерел, які витікають з-під вапняків, розвинені травертини.

У с. Іванє-Золоте в лівому схилі долини  Дністра відслонена перехідна товща між сіроколірними морськими теригенно-карбонатними відкладами тиверської серії (давніша) і континентальними червоноколірними терилен­ними породами дністерської серії нижнього девону (рис. 44).

 

Рис. 44. Виходи тиверської і дністерської серій нижнього девону в схилі долини Дністра на південно-східній околиці с. Іване-Золоте.

 

В Заліщиках, вище від мосту через Дністер при дорозі на Чернівці, в правому схилі долини ріки відкрита сіроколірна карбонатно-теригенна товща тиверської серії нижнього девону. В ній трапляються численні остракоди, панцирні риби, безщелепні. Товщу з перешаруванням вапняків та аргілітів (переважають) тиверської серії можна також побачити в нижній течії р. Серет на східній окраїні с. Городок. По дорозі з Заліщиків на Городок маршрут звертає з основної дороги в бік Касперовець, тут на вододілі відкривається чудова панорама на лівий схил долини р. Тупи, на якому видно величезні блоки відпадання, цей схил належить до схилів блокових рухів (рис. 45). Тут же на вододілі розташована невелика закинута каменоломня, в якій розкриті утворення крейдової системи, що представлені вапняками, гравелітами і пісковиками.

 

Рис. 45. Блоки відпадання на лівому схилі долини р. Тупи, с. Касперівці.

 

Далі за програмою вивчення венд-нижньопалеозойського розрізу в район м. Кам’янця Подільського.

У кар’єрі на південно-східній околиці м. Скала-Подільська (рис. 46), а також у самому Кам’янці-Подільському біля фортеці (рис. 47) та в його околицях, у с. Пудлівці (рис. 48), у с. Коропків­цях, що розташоване в долині р. Смотрича, можна ознайомитися з карбонатними породами силуру, які наповнені різноманітними  фауніс­тич­ними рештками.

 

Рис. 46. Кар’єр в силурійських вапняках, м. Скала Подільська.

 

Рис. 47. Товща вапняків біля фортеці в Кам’янці-Подільському.

 

Рис. 48. Кар’єр в силурійських вапняках, с. Пудлівці.

 

Крім того, в районі с. Гринчук, що розташоване на березі Дністра, в невеликій діючий каменоломні можна спостерігати пласт кременів крейдового віку потужністю до 2,0–2,5 м (рис. 49), в яких зрідка трап­ляються скременілі двостулкові молюски та інші палеоорганізми.

 

Рис. 49.  Шар крейдових кременів, с. Гринчук.

 

 В околицях с. Білої є нагода піднятися на верхи Товтрового пасма (рис. 50).

 

Рис. 50.  Товтрове пасмо в околицях с. Біла.

 

І останній об’єкт спостереження, який є унікальним за повнотою, розміщений в долини р. Тернави в районі с. Китайгорода. Тут у схилі долини річки на денну поверхню виведені вендські, кембрійські, ордовицькі, силурійські, крейдові і неогенові відклади (рис. 51).

 

Рис. 51. Виходи венд-силурійських відкладів у схилі долини р. Тернави,

с. Китайгород.