Голоценовий відділ (q2)

Голоценові відклади представлені алювієм перших надзаплавних терас, заплав і русел річок, еоловими пісками, осипними, обвальними, зсувними і пролювіальними нагромадженнями, травертинами і торф'яниками.

Осипні нагромадження характерні для гірської частини Карпат. Тут вони складені щебенем, глибами і жорствою всіляких порід флішового комплексу.

Обвальні породи, як і осипні, зустрічаються переважно в гірській частині Карпат. Вони представлені хаотично розкиданими глибами і іншим великоуламковим матеріалом. Розміри окремих глиб досягають декількох десятків кубічних метрів і навіть більше.

Торф'яники зустрічаються на поверхні заплав і перших надзаплавних терас (верхньодністровські болота) річок, древніх долин стоку талих льодовикових вод (заболочена долина р. Боложівки), рідше на вододілах ( с. Нижній Струтнинь) і в заглибленнях каррів. Товщина їх 2-3 м, рідкше до 12 м.

Нерозчленовані відклади

До цієї групи віднесені делювій шлейфів схилів і елювіальні утворення.

Делювіальні відклади поширені на ділянках інтенсивного розчленування рельєфу, переважно в Карпатах. Вони пов'язані з акумулятивними шлейфами схилів, які за характером осадконакопичення діляться на три частини: периферійну, центральну і привершинну. У районах з різними геологічними і морфологічними умовами будова делювіальних шлейфів схилів неодинакова.

Елювіальні утворення надзвичайно широко поширені особливо в Карпатах. Вони утворилися на всіляких породах і істотно відрізняються між собою. Необхідно відзначити, що на масивних пісковиках і алевролітах якнайповніше розвинені перша і друга зони, де переважає крупноглибовий елювій, на менілітових сланцях - жорства, на глинах і алевролітах - глинисто-суглинковий матеріал.

3.2. Тектоніка

Під Скибовою зоною розуміється смуга розвитку крейдових і палеогеновх відкладів, які складають у зовнішній північно-східній частині Українських Карпат ряд крупних структур, що називаються скибами, витягнутих по простяганню на сотні кілометрів [з, 4, 14]. Під тими ж або іншими найменуваннями вона виділяється і на суміжних територіях Польщі та Румунії. Можна вважати встановленим, що Скибова зона безперервною смугою протягується від р. Віслока в Польщі до р. Бистриці в Румунських Карпатах. Деякі дослідники протягують її ще далі як в північно-західному, так і в південно-східному напрямах, приєднуючи до неї виходи верхньокрейдових відкладів в басейні Дунайця (Польща) і структури, розташовані між тектонічними напіввікнами П´ятра-Нямца, Ойтуза і підняттям Валень у Румунії ( Bancila, Hristesku, 1962, Глушко, 1968).

На північному сході Скибова зона насунена на молласи Передкарпатського прогину, а на південному заході межує з декількома південнішими тектонічними одиницями Складчастих Карпат. Максимальну ширину (близько 38 км) зона має в межиріччі Стрия-Бистриці Солотвінської. У північно-західному і південно-східному напрямах вона дещо звужується (до 20-22 км. в районі Старого Самбора і до 12 - 15 км в пересіченні р. Черемоша).

Скибову зону складають структури, які були колись нормальними антиклінальними складками, а в ході подальших тектонічних рухів вони були розірвані в клепінних частинах і зірвані зі своєї основи. Луски, що утворилися по цих порушеннях, були послідовно насунені одна на другу у північно-східному напрямі.

В цілому Скибова зона утворює покрив, переміщений на значну відстань у напрямку північного сходу який нині перекриває велику частину Передкарпатського прогину. Максимальна амплітуда насуву Скибової зони не встановлена через нестачу фактичного матеріалу. Судячи по тектонічних вікнах і даних глибоких свердловин, пройденних в районі Бітківського нафтового родовища, можна допустити, що амплітуда насуву Берегової скиби на цій ділянці не менша 15-17 км. Більше ніж на 20 км. переміщена Скибова зона на території Польщі (дані св. Цисова-1). Якщо взяти до уваги тектонічні напіввікна в північно-східній частині Румунських Карпат, то можна говорити про амплітуду насуву Скибової зони порядка 30-35 км.

Конфігурація лінії насуву Скибової зони в плані має досить складну форму, що зумовлене різною крутістю поверхні насунення і будовою доміоценової основи Передкарпатського прогину.

Співвідношення Скибової зони з південнішими тектонічними одиницями Карпат остаточно не встановлене. Аналізуючи геологічну карту, можна бачити, що південні луски Скибової зони, складені крейдовими і еоценовими відкладами, поступово занурюються в південно-східному напрямі під кросненські відклади (олігоцен) і заходять далеко в межі так званої западини Верховинської, яку багато дослідників схильні відносити вже до Сілезьської зони.

На таких ділянках створюється враження нормального переходу між цими зонами. Звивисту, фестончасту межу в цьому випадку слід було б проводити по контурах краєвих південних структур Скибової зони. Проте в інших районах по південній периферії Скибової зони, особливо в північно-західній частині території, прослідковуються порушення, частина яких має, мабуть, регіональне значення. І хоча трасування їх в південно-східному напрямі в монотонній товщі кросненського флішу пов'язане із значною структурою, більшість дослідників зараз дотримуються уявлення про тектонічне зчленування Скибової зони з південними структурними елементами Складчастих Карпат. Згідно з цим уявленням, що приймається і в даній роботі, в північно-західній частині території на південні луски Скибової зони насунений комплекс строкатоколірних крейдових і палеогенових відкладів передбачуваного продовження Субсілезької (Підсілезької, Венглювецької або Розлучської) зони. Слід, проте, обмовитися, що зона Субсілезьська на території України виділяється значною мірою умовно. На думку польських геологів, вона виклинюється ще на польській території, не доходячи декількох кілометрів до державного кордону з Україною.

На південний схід від р. Турка строкатоколірні утворення, що складають Субсілезьку зону, зникають під насувом зони Сілезької і остання вже безпосередньо контактує зі Скибової зоною. У свою чергу в районі Синевіра структури зони Сілезької повністю перекриваються Чорногорською зоною, фронтальна частина якої насунена тут і далі на південному сході на Скибову зону Карпат.

Про крутість поверхні насувів і амплітуду переміщень згаданих тектонічних одиниць фактичних даних дуже мало. Можна лише стверджувати, що на ділянці зчленування Субслезької і Скибової зон поверхня насуву дуже крута, оскільки свердловини глибиною до 1060 м, пройдені в крайній північній частині смуги виходів строкатоколірних відкладів, з них не вийшли. Мабуть амплітуда насуву тут відносно невелика, хоча на території Польщі насув зони Субсілезької перевищує місцями 10 км. Величина переміщення зон Сілезької і Чорногорської, мабуть, більша ймовірно визначається в 15-20 км.

У складі Скибової зони К. Толвінський виділив в напрямі з північного сходу на південний захід шість крупних скиб (лусок): Берегову, Орівську, Сколівську, Парашки, Зелем´янки і Рожанки. Цей поділ без істотних змін приймається і в даний час.

Як вже наголошувалося, Скибова зона складена флішовими утвореннями крейдового і палеогенового віку. У фронтальних частинах скиб (за винятком Берегової) і склепінних частинах найбільш високо підведених антиклінальних складок виходять відклади стрийської світи (верхня крейда). У північно-західній частині Скибової зони (район Борислава - Кропивника і ін.) у зв'язку із загальним її підняттям в цьому напрямі на поверхні у вигляді вузьких смуг і окремих невеликих плям з'являються виходи темноколірних порід спаської світи (нижня крейда).

Найбільш вивчена Берегова скиба, в межах якої у зв'язку з пошуками і розвідкою перекритих нею піднасувних структур Внутрішньої зони Передкарпатського прогину пробурено велику кількість глибоких свердловин і виконаний значний об'єм геофізичних досліджень. Багато свердловин різної глибини пройдено і в північно-західній частині Орівськой скиби в районі Східниці, Орова і ін., що дозволило з'ясувати деякі особливості будови і нафтогазоносності розвинених на цих ділянках структур.

Південніші скиби вивчені лише геологічною зйомкою і поодинокими параметричними свердловинами, тому співвідношення між ними і перспективи нафтогазоносності багато в чому залишаються неясними і потребують детальнішого вивчення бурінням.

Берегова скиба прослідковується на протязі біля 200 км від державного кордону з Польщею приблизно до району Слободи Рунгурської. У її будові беруть участь переважно палеогенові відклади. Лише у найбільш піднятих ділянках (на південь від р. Болехова і в районі Битківського нафтового родовища) на поверхню виходять верхньокрейдові утворення (стрийська світа). У північно-західній частині Скибової зони від кордону з Польщею і приблизно до с. Урожа скиба протягується у вигляді вузької (0,5 - 1 км) смуги, яка розширюється в південно-східному напрямі до 2,5, а місцями до 4 км. Палеогенові відклади на цій ділянці зім'яті у вузькі круті закинені до північного сходу складки, як правило, ускладнені насувами і порушені поперечними розривами. Кількість складок-лусок вхрест простягання скиби змінюється від однієї до двох-трьох. Скиба в цілому насунена на Передкарпатський прогин. Судячи по матеріалах бурових свердловин, насув тут дуже крутий, але з глибиною поверхня його швидко виположується. У районі Борислава - Орова Берегова скиба має форму клину, що підрізається відносно пологим насувом, поверхня якого нахилена до південного заходу під кутом 40-45°. Далі до південного сходу Берегова скиба досить швидко розширюється і досягає в районі Таняви-Долини 5,5-7,5 км. У пересіченні долини в ній виділяються дві великі асиметричні закинені до північного сходу антиклінальні складки: Гошівська і Вітвіцька, складені в склепінних частинах відповідно лопянецькими і верхньокрейдовими відкладами. Вини мають підвернуті, але повністю збережені північно-східні крила. На південно-східному продовженні Гошівської складки знаходиться антиклиналь Лопянки - Спаса - Рипного. Ця структура, складена в пересіченні р. Чечви лопянецькими і нижньоменілітовими відкладами, швидко здіймається, у зв'язку з чим на денній поверхні з'являються більш древні горизонти палеогену і вузька смуга верхньої крейди. У районі промислу Рипне і далі на південний схід від р. Бистриці Солотвінської ця складка, а частково і вся Берегова скиба, розмиті і в тектонічному напіввікні, що утворилося, виступають палеогенові відклади високо піднятих на цій ділянці структур Внутрішньої зони Передкарпатського прогину.

Максимальну ширину (11 - 12 км) Берегова скиба має в районі Битківського нафтового родовища. Тут вона утворює велике антиклінальне підняття з крейдовими відкладами в ядрі, ускладнене декількома другорядними складками. Велика кількість розвідувальних і експлуатаційних свердловин, пробурених на Битківському нафтопромислі, дозволила детально вивчити будову скиби. Виявилось, що Берегова скиба на цій ділянці має вигляд пластини, товщина якої місцями не перевищує 200 – 300 м. Поверхня насуву на структури Внутрішньої зони прогину похила. При цьому в краєвій частині, в зоні контакту з моласами Передкарпатського прогину, вона спочатку досить круто занурюється на глибину порядка 1500 -1700 м, потім швидко здіймається до глибини 200 - 300 м, після чого знов занурюється і перекривається на південному заході Орівської скибою.

На південний схід від Биткова ширина Берегової скиби різко скорочується. Вже в районі Делятина вона не перевищує 1,5 км, виклинюючись повністю в районі Слободи Рунгурської.

Орівська скиба - наступна до південного заходу велика луска, що прослідковується уздовж всієї Скибової зони Карпат впродовж більше 270 км. У її фронтальній частині виступають інтенсивно дислоковані відклади верхньої крейди (стрийська світа), лише в межиріччі Стрия - Свічи Орівська скиба складена тільки палеогеновими породами, що виповнюють невелике депресивне пониження. У північно-західній частині зони ширина даної скиби не перевищує 2 - 4 км. Помітне розширення її (до 5 - 8 км) спостерігається на південний схід від Монастирця. Одночасно з цим ускладнюється і будова скиби. У її складі тут виділяються три-чотири лускаті складки, складені крейдовими і палеогеновими відкладами. Максимальне здіймання цих структур спостерігається в пересіченні Борислав - Східниця. Далі до південного сходу відбувається відносне занурення скиби, що супроводжується помітним зменшенням ширини смуги виходів верхньокрейдових відкладів, а потім і повним їх зануренням під палеогенові породи. На південний схід від р. Свічи верхньокрейдові відклади знов з'являються на денній поверхні, смуга виходів їх поступово розширюється, досягаючи 10-11 км на південний схід від Биткова. На цій ділянці породи стрийської світи утворюють серію дрібних складок. У середній частині смуги верхньої крейди в невеликих синкліналях виходять породи палеогену.

У басейні р. Лючки смуга верхньокрейдових відкладів відступає до південного сходу, облямовувавши периклінальні закінчення Покутських складок, що занурюються. Ширина Орівської скиби на цій ділянці знов зменшується до 3,5 - 4 км.

У районі с. Кріворівні (басейн р. Чорний Черемош) будова Орівської скиби ускладнюється появою великої луски, що продовжується на території Румунських Карпат.

На більшій частині території Орівська скиба насунена на Берегову. На південний схід від Делятіна вона повністю перекриває останню і приходить в безпосереднє зіткнення із структурами Слободи Рунгурської, а далі до південного сходу з Покутськими складками. Про крутість і амплітуду насуву Орівської скиби фактичні дані дуже обмежені.

Судячи по матеріалах буріння свердловин в районі Доброміля - Стрєльбічей, поверхня насуву тут крута, мабуть, порядку 60-70°. У районі Борислава-Орова насув стає пологішим. Це підтверджується і значною звивистістю насуву і даними бурових свердловин. Одночасно збільшується і амплітуда горизонтального переміщення Орівської скиби на цьому відрізку. На південний схід від Орова кут нахилу поверхні насуву знов збільшується. Наступне виположення поверхні насуву Орівської скиби приурочене до її південно-східної частини (долина р. Прута і далі на південний схід). Про пологе залягання поверхні насуву і велику амплітуду переміщення Орівської скиби в районі Покутських складок свідчать, зокрема, тектонічні останці даної скиби, встановлені ще польськими геологами. Поблизу Покутського поперечного розриву відомі три таких останця, складені верхньокрейдовими (стрийськими) утвореннями що залягають на різних горизонтах утворень міоценових або олігоценових Внутрішньої зони Передкарпатського прогину. Зважаючи на сучасне положення згаданих останців і характер лінії насуву Орівської скиби поблизу Покутських складок, можна стверджувати, що амплітуда переміщення згаданої скиби в цьому районі значно перевищує 10 км.

Слід вказати, що на всіх ділянках, де є високо підведені структури у Внутрішній зоні Передкарпатського прогину, лінія насуву Орівської скиби згинається до південного заходу, неначе облямовуючи ці зони піднять. Такий характер поведінки лінії насуву Берегової і Орівської скиб використовується при пошуках структур.

Сколівська скиба, розташована в центральній частині Скибової зони, в порівнянні з Орівською має простішу будову. Її фронтальна частина складена верхньокрейдовими утвореннями (стрийською світою). Виключення складає лише ділянка на південь від Майданського тектонічного піввікна де в лобовій частині скиби розвинені палеогенові відклади.

У найбільш підведеній північно-західній частині скиби на поверхню у вигляді вузьких смуг виходить товща нижньокрейдових темноколірних порід (спаська світа), а в занурених тилових частинах на південному заході з'являються кросненські відклади. Максимальну ширину (близько 10 км) скиба має в басейні р. Сукелі, тоді як на північному заході, в пересіченні р. Дністер, ширина її не перевищує 3 км. Насув Сколівської скиби на Орівську досить крутий, про що свідчить Сколівська параметрична свердловина, яка не розкрила при глибині 4090 м північніших елементів.

Скиби Парашки, Зелемянкн і Рожанки вивчені значно менше північних скиб. У північно-західній частині Скибової зони фронтальні частини перерахованих скиб складені верхньокрейдовими відкладами і кожна із скиб відокремлена від сусідніх тектонічними порушеннями, що чітко прослідковуються. У південно-східному напрямі скиби помітно занурюються, утворюючи западини («депресії») в районі Славського і околицях Верховини. Занурення скиб супроводжується все більш широким розвитком кросненських відкладів (олігоцен).Прослідковування в цій монотонній товщі насувових порушень стає дуже важким і у зв'язку з тим практично неможливо виявити тут лускувату будову та виділити окремі скиби.

У скибах, що описуємо, особливо в області поширення олігоценових відкладів, можна спостерігати нормальні складки з північно-східними крилами, що добре збереглися.

Скиба Парашки насунена на Сколівську і характеризується на відміну від північно-східних скиб розвитком нормальних складок та майже повною відсутністю лусок. Лише на північному заході в ній виділяється величезна луска Мальманстальська, занурення якої виявлено в басейні р. Опору. Лінія насуву Мальманстальської луски пряма, що підкреслює крутизну площини її насуву. Луска в районі р. Орави поступово переходить в асиметричну антикліналь, розташовану на південному крилі скиби Парашки. Дана скиба чітко протягується від державного кордону з Польщею у напрямі до Румунії. Ширина її на північному заході не перевищує 2 км. Породи, що складають її, круто нахилені до південного заходу. У районі гори Парашки, де виявлено виклинювання Мальманстальської луски, скиба Парашки різко розширюється. Кути падіння порід, що складають її, стають пологими, насув виположується і утворюючи виступ скиби до північного сходу. Починаючи від району р. Бистриці Солотвінської до південного сходу розміри скиби зменшуються, вона переходить поступово в нормальну складку, що занурюється під насув наступної скиби, розташованої південніше.

Скиба Зелем´янки складена верхньокрейдовими породами, насуненими на скибу Парашки. Лінія насуву майже пряма, що дає підставу говорити про крутий нахил його площини. У межиріччі Стрия - Опору від скиби Зелем´янки відгалужується антикліналь з нижньопалеогеновими відкладами в ядрі, що плавно занурюється під кросненську товщу порід. Дещо південно-східніше відгалужуються друга, потім третя антикліналі, що також занурюються в східному напрямі під кросненські відклади.

У південно-східній частині Українських Карпат скиби Парашки і Зелем´янки різко занурюються. Особливо характерне занурення скиби Парашки виявлене в районі с. Верховини. Спочатку вона перетинається серією поперечних розривів, завдяки чому утворюється ряд блоків, які дещо зміщуються до північного сходу, потім вона переходить по простяганню в нормальну антикліналь (складка Великого Погара), яка швидко занурюється в південно-східному напрямі. Південно-східніше с. Верховини скиба замикається і занурюється під кросненські відклади. На північний захід від с. Верховини під ті ж кросненські відклади занурюється і скиба Зелем´янки. Місце занурених скиб Парашки і Зелем´янки в басейнах річок Черемоша і Сучава (села Верховина, Путила, Селятин) займає так звана западина Верховинська, яку деякі геологи схильні відносити ще до Сілезьської зони. Верховинська западина є прогнутою структурою, заповненою потужною товщею (біля 2500-3000 м) олігоценових відкладів, зім'ятих в дрібні витягнуті складки (Ворохтинська, Діхтинецька, Конятинська, Фошкинська і інші антикліналі). У їх ядрах на поверхню виходять нижньоолігоценові і еоценові відклади.

Скиба Рожанки різко відрізняється від всіх останніх скиб. Лускувата будова властива їй лише до р. Свічі. Далі до південного сходу вона переходить в нормальну антикліналь з палеоцен-еоценовими відкладами в ядрі і з крутими кутами падіння крил. Шарнір складки поступово занурюється і губиться в монотонній товщі кросненских відкладів.

Південно-західне крило скиби Рожанки занурюється у бік Славської западини, яка є невеликою тектонічною одиницею, складеною виключно кросненськими відкладами. Западина відокремлена від скиби Рожанки повздовжнім розломом (Козевським), який проходить по лінії Козева-Славсько. Далі на південний схід він повинен проходити, вочевидь, у напрямі складки Вишковський Горган, але прослідити його в кросненських відкладах дуже важко. З південного заходу западину обмежує повздовжній розлом Лосинецький, що є південно-східним продовженням Субсілезького насуву. Цей розлом на північ від р. Турки майже з'єднується з Козевським, утворюючи разом з ним південно-західну межу Славської западини. У центральній її частині виділяються антиклінальні складки Козевська, Багноватська, Поташнянська, складені головним чином олігоценовими відкладами.

У південно-східному напрямі має місце помітне здіймання Славської западини. У витоках р. Тересви остання змінюється так званим Озеранським підняттям (або Горганськими складками). Це підняття складається з трьох великих антиклінальних складок: Негровецької (або Брустуранської), Озеранської і антикліналі Вишковського Горгана. У склепінних частинах цих складок виходять на поверхню крейдові або нижньопалеогенові відклади. Будова деяких з них, ймовірно, ускладнена повздовжніми розривами. В цілому ці структури ще недостатньо вивчені. На південному сході Озеранське підняття зрізається Чорногорським насувом.