6. Історія геологічного розвитку

На початку мезозойської ери регіон належав до області розвитку кори континентального типу і входив до складу суперконтиненту Пангея, сформованого внаслідок герцинських колізійних подій .

Юрська система. В Пенінській зоні в цей період нагромадилась малопотужна (до 260 м) товща мілководних карбонатів, місцями з аргілітами і лінзами кременів. Ця товща представляє один з типів розрізів Пенінської зони, що тягнеться від Австрії до Румунії і за рядом ознак більшістю дослідників вважається структурною, що маркує сильно стиснений давній океанічний басейн. Останній утворився на початку юри і відділив доальпійську континентальну кору від Євразійського континенту. В цей час продовжував розвиватись океанічний басейн, залишки якого – карбонатно-вулканогенна товща зі спілітами, порфіритами – зафіксовані в фундаменті Закарпатського прогину, а також в олістолітах базитів і ультрабазитів угольського комплексу в Мармароській зоні скель. Цей басейн, вірогідно, поєднувався з Пенінським, і знаходився південно-західніше Мармароського масиву.

У юрі зародився ще один басейн з корою океанічного і субокеанічного типу з північно-західного боку Мармароського масиву. Релікти новоутвореної кори цього басейну – базальтоїди, які мають океанічні і, частково, континентальні петрохімічні параметри та вапняки (тростянецька товща) – зараз формують тектонічні лінзи в межах Кам’янопотоцького, Рахівського та Поркулецького покривів Флішевих Карпат. Басейн відділив Мармароський масив від Євразійського континенту і став зародком майбутнього Карпатського флішового трогу. В результаті цих подій масив, по суті, трансформувався в мікроконтинент в океані Тетіс.

Індивідуалізація Мармароського масиву, рифтінг та спредінг на його краях призвели до тектонічного розтягування Мармароської континентальної кори та опускання її окремих ділянок. Так, якщо в середньому тріасі – середній юрі в умовах неглибокого моря нагромадились малопотужні (до 300-330 м) карбонатні та теригенні товщі, в яких відзначено декілька седиментаційних переривів, то у пізній юрі площа осадконагромадження значно збільшується і зростає потужність карбонатних відкладів (до 400 м).

Північно-східніше новоутвореного Карпатського басейну в юрі сформува-лась пасивна Євразійська окраїна, шельфові осади якої в межах території представлені пізньоюрськими відкладами чохлу платформи фундаменту Передкарпатського прогину. Протягом оксфордського віку в лагунно-морських арідних умовах відкладається товща загіпсованих строкатих глин (до 150 м). В кимериджі-титоні в режимі прогресуючої трансгресії і зміни прибережно-морських умов обстановкою відкритого моря формується товща доломітів та вапняків загальною потужністю до 700 м. На початку крейди морське осадконагромадження практично припиняється і південно-західна окраїна платформи переходить в континетальний режим.

У другій половині ранньої крейди режим загального розтягу змінюється загальним перманентним стисненням, розпочинаються процеси колізії мікроконтинентів між собою і великими континентами (Євразією) в Західному секторі Тетісу. Зупиняються процеси рифтінгу і спредінгу – утворення нової океанічної кори, що фіксується припиненням основного магматизму в Альпійському регіоні. Рештки океанічної кори концентруються в залишкових басейнах де починаються процеси флішенагромадження. В цей час в результаті колізійних подій і закриття Трансильванського океану відбулась потужна фаза покривоутворення в межах Мармароського масиву. Теригенні відклади соймульської світи в кінці ранньої крейди седиментаційно різко незгідно перекривають породи обидвох покривів, “запечатуючи” насуви.

У зоні Мармароських скель в баремі-апті-альбі нагромадилась потужна олістостромова і олістостромово-конгломератова, в верхній частині алевро-піщана товща соймульської світи. Олістострома і конгломерати утворились при розмиві рухомих покривів, що формували насувну споруду – зараз перекриту насувами Мармароську кордільєру, яка до північного заходу продовжувала аналогічну споруду Мармароського масиву.

Мармароські покриви (кордільєра) насувались в бік утвореного в цей же час залишкового Карпатського флішевого басейну, кора якого, відповідно, зазнавала підсуву (субдукції) під насувну споруду.

В тильній частині Мармароської покривної споруди в Пенінській зоні умови залишаються спокійними, тут після неокому без будь-якої перерви в умовах неглибокого моря нагромаджуютьмя малопотужні (100-150 м) мергелі та аргіліти.

На початку пізньої крейди на всій території встановлюються досить близькі умови осадконакопичення. В цей час фіксується глобальний підйом рівня Світового океану, а в Карпатському басейні практично згасає теригенна турбідитна седиментація і встановлюється сповільнений геміпелагічний і пелагічний тип седиментогенезу, причому відновні умови змінюються на окисні (окрім Закарпатського прогину, де в пізній крейді продовжує нагромаджуватись темнобарвиста теригенно-карбонатна товща), вказуючи на функціонування придонних збагачених киснем течій. В припіднятих ділянках формуються зеленувато-сірі і червоні мергелі (Пенінська і Мармароська зони скель), а в опущених нижче критичної глибини осадконагромадження – зелені і червоні глинисті відклади поркулецької світи. Локально на схилах Мармароської кордільєри в сеномані розвиваються мілководні алевро-псаміти соймульської світи.

Підйом рівня моря спричинив крупну трансгресію на платформу, яка розпочалась ще в кінці альбу. В умовах мілководного шельфу тут утворились карбонатно-теригенні відклади незначної потужності, зараз відомі в фунда-менті Більче-Волицької зони. В пізньому сеномані насичені біогенним матеріалом глибинні води в результаті апвелінгу надходили в шельфовий басейн, де сформувались органогенні вапняки з жовнами фосфоритів. В туроні епіконтинентальне море поглиблюється, в ньому розпочався масовий розквіт планктону, який постачав біогенний матеріал для відкладів писальної крейди і мергелів.

В Карпатському басейні процеси загального стиску призводять до підйому окремих блоків кори – кордільєр, внаслідок чого посилюється диференціація седиментаційних умов. Припідняті ділянки були гірсько-острівними (подібно до Мармароської споруди, яка в цей час інтенсивно розмивалась) та підводними пасмами, що постачали значну кількість уламкового матеріалу. Деякі з піднять фіксуються мілководними відкладами, зокрема малопотужними пухівськими мергелями, очевидно відкладеними на схилах Мармароської кордільєри.

Море в кінці верхньої крейди поступово відступає з платформи, де в палеогені встановлюється континентальний режим.

Палеоцен-еоцен. Вважається, що в кінці крейди – на початку палеогену у Внутрішніх Західних Карпатах, відклади цього басейну були зім’яті і повністю зірвані зі своєї основи. В межах території вивчених аркушів ці події фіксуються інтенсивними ларамійськими дислокаціями (з утворенням зон меланжу та насувних структур) в фундаменті Закарпатського прогину та в Пенінській зоні, в якій жорсткі юрські вапняки були вдавлені в пластичну товщу пухівських мергелів, утворивши крупні тектонічні брили та пластини (“кліпи”), які і формують у сучасному рельєфі “Пенінські скелі”. Райони Закарпатської та Пенінської СФЗ в палеоцені стали гірською спорудою, що зазнавала денудації.

В еоцені внутрішню частину ларамійської споруди затопило море, де почав накопичуватись підгальський фліш та теригенні утворення вульхівчицької світи. Проте зовнішня частина цієї споруди залишилась припіднятою, формуючи Північнопенінську кордільєру. Між Північнопенінською та Мармароською кордільєрами в еоцені існував глибо-ководний прогин, де нагромаджувались тонко-середньошаруваті турбідити сушманецької та товстошаруваті проксимальні турбідити драгівської світ. На внутрішньому південно-західному схилі Мармароської кордільєри відкладались мергелисті і уламкові утворення метовської світи. Після еоцену шопурсько-драгівський прогин, вірогідно, “закрився” при стиску і його відклади почали насуватись на Мармароську споруду.

В інших ділянках Зовнішньокарпатського басейну протягом палеоцену-еоцену умови осадконагромадження були подібними до сенонських. Серед переважно турбідитових утворень виділяються два грубих ритми, що починаються піщаними і закінчуються алевро-глинистими фаціями – ямненсько-манявський та вигодсько-бистрицький.

На рубежі еоцену-олігоцену тектонічні рухи призвели до виведення з області морського осадконагромадження південно-західного сегменту Дуклянської зони (Близницької підзони) та Чорногорської зони. Ця подія могла відбутись в результаті зриву зі своєї основи флішових осадів цих структурно-фаціальних одиниць, їх підйому, трансформації в покривні пластини та приєднання до акреційної призми.

В Передкарпатському прогині, в Більче-Волицькій зоні, в цей час формується малопотужна (15-22 м) гіпсоангідритова товща тираської світи з лінзами хемогенних сірконосних вапняків.

В альпійському циклі розвитку, який охопив всю територію досліджень, виділяються:

– стадія деструкції кори континентального типу в умовах пасивного рифтингу та формування строкатого комплексу порід з вулканогенними породами основного складу пізнього тріасу, яка відображувала початок розпаду епігерцинської Пангеї;

– стадія розкриття, коли продовжується формування кори океанічного типу та накопичення лав та туфів основного та ультраосновного складів, кремнистих вапняків, яшм юри-неокому, відокремлення Мармароського масиву від Євразії та трансформацію його в мікроконтинент, зародження Карпатського басейну між цим мікроконтинентом та пасивною Євразійською окраїною;

– стадія поступового скорочення океанічної і субокеанічної кори (крейда-палеоген) з зануренням її під мікроплити Дакія (Мармароський мікроконтинент) та АЛКАПА (Центральні Західні Карпати), яке супроводжувалось періодами складко- і покривоутворення та нагромадженням потужної флішевої формації в залишковому басейні (Зовнішні Карпати);

– стадія закриття Карпатського басейну і завершення формування орогену в олігоцені та неогені. Вона характеризується загальною складчастістю (спочатку ще на фоні седиментаційних процесів) в умовах інтенсивного стиснення, формуванням складчасто-покривних структур, загальною інверсією, становленням вулканогенного комплексу субдукційного типу та нагромадженням потужної соленосної, місцями вугленосної моласи. З проявами ефузивного, екструзивного та гіпабісального вулканізму в кінці цього етапу зв’язано утворення колчеданно-поліметалічного та золотого зруденіння переважно жильного типу.