Гори які простягаються через Гаї Ро= зтоцькі - ТОВТРИ - Гори Товтри - Каталог �= �татей

Главная= » Статьи » Гори Тов= три » ТОВ�= �РИ

Гори які пр= остягаються через Гаї Розтоцькі

Проаналізовано прип�= �щення різних дослідників щодо умов та �= �асу виникнення основних форм ре= льєфу Подільських Товтр – Головного па= сма та бічних товтр. На підставі аналіз�= � даних геологічного буріння з’�= �совано особливості формування сучасно= го рельєфу Товтр протягом міоце�= �-четвертинного періоду. Ключові слова: Подільські Товтри, Медобори, Головн�= � пасмо, бічні товтри, викопна органоген= на побудова, бар’єрний риф, атол, Східн�= �й Паратетис.

Товтри – це яскраво вир�= �жений орографічний елемент у сучасном�= � рельєфі Подільської височини. Вони пр�= �стягаються з північного заходу на півд= енний схід уздовж лінії Підкамінь (Льві= вська обл.)–Гаї-Розтоцькі–Збараж–Ска�= �ат–Красне–Личківці (Тернопільська об= л.)–Іванківці–Вишнівчик–Кам’янець-П�= �дільський (Хмельницька обл.)–Ліпками (�= �олдова)–Штефанешти (Румунія) майже на <= ?xml:namespace prefix =3D st1 ns =3D "urn:schemas-microsoft-com:office:s= marttags" />250 = км. За походженням це викоп�= �і органогенні споруди, які сформувалис= ь у мілководних прибережних водах міоц�= �нового Паратетису, що існував на територ= ії України 13–18 млн років тому.

У геологічній та геогра�= �ічній літературі Подільськими Товтрам= и прийнято називати увесь комплекс вик�= �пних органогенних побудов – Головне п�= �смо та бічні товтри, які сформувались п= ротягом верхнього баденію та нижнього �= �армату, а сьогодні зазнають комплексно= ї денудації. Проте рифові побудови баде= нію та сармату суттєво відрізняються, о= скільки вони формувалися в абсолютно в�= �дмінних палеогеографічних умовах. Гол�= �вне пасмо Подільських Товтр утворює ві= дпрепарований денудацією бар’єрний ри= ф, складений верхньобаденськими органо= генними та органогенно-детритовими вап= няками, які локально перекриті серпулі�= �овими вапняками нижнього сармату. Бічн= і товтри – це рифові споруди нижнього с= армату, які в сучасному рельєфі виявляю= ться у вигляді відокремлених скелястих= , часто конусоподібних пагорбів чи груп= пагорбів, які, зазвичай, розташовані на= північний захід від Головного пасма По= дільських Товтр.

Для формування складних= органогенних побудов необхідний компл= екс умов. Передусім утворення органоге�= �них побудов пов’язане з інтенсивним л�= �кальним розвитком організмів рифового= біоценозу, життєдіяльність яких відбу�= �ається в особливих екологічних умовах.= Для формування складних диференційова= них рифових побудов потрібно, щоб рифобу�= �івники розселялись не рівномірно по дн= у басейну, а окремими групами з високою щ�= �льністю. Такими локальними ділянками с= лугують додатні форми рельєфу морського = дна. Отже, друга умова для розвитку рифі= в – відповідний рельєф дна морського басе= йну. Приуроченість органогенних побудо= в до припіднятих ділянок дна зафіксовано= як для дрібних побудов невеликої потуж= ності, так і для великих бар’єрних рифів = [6].

Основою для росту баден�= �ьких рифових побудов Поділля була обмі= лина, виражена у рельєфі морського дна як= додатний елемент, що визначений наявні= стю давнього силурійського підняття [5, = 6]. Формування обмілини зумовлене седим�= �нтаційними причинами – значною швидкі= стю осадонакопичення. Молодші органоге= нні утворення нижнього сармату приуроч= ені до шлейфоподібних обмілин, які прос= тягались від Головного рифового пасма �= � утворились унаслідок його руйнування = [5].

Виникнення додатних фор= м рельєфу дна, головно, зумовлене текто�= �ічними підняттями. Для тривалого росту= рифів також потрібне збереження швидк�= �сті прогинання на одній ділянці, тому ла�= �цюги рифів зазвичай бувають приурочен�= � до великих довготривалих розломів, по�= �оження яких фіксоване у просторі. Отже,= розвиток органогенних побудов пов’заний= з тектонічним режимом території.

Подільські Товтри форму= вались у тектонічно активній зоні Воли�= �о-Подільської плити. Тектонічна активні�= �ть Товтрової зони простежена на різних= етапах історії розвитку Волино-Поділл�= �. Диференційовані й різнонапрямлені ру= хи блоків у межах цієї зони зумовили, зо= крема, розподіл фацій міоценових відкл�= �дів і створили сприятливі умови для ри�= �оутворення. Протягом пізнього баденію = зона контролювала положеннясхідного б�= �рега басейну, а в ранньому сарматі – за= хідного [1].

У пізньокрейдовий час (с= еноман) у районі Товтрового пасма був в�= �тягнутий у північно-західному напрямі = острів, який не покривало море. Про цей �= �акт свідчить відсутність крейдових ві�= �кладів у смузі шириною до 18 км, що ви�= �ягнута у північно-західному напрямі ві= д м. Кам’янця-Подільського до смт Грима= йлів (уздовж лінії Красне–Закупне–Гум= енці–Кам’янець-Подільський–Летава–�= �усятин–Толстеньки). В епоху перед баден�= �ької трансгресії зазначена територія �= �иділялась у рельєфі у вигляді пологого= п= ідняття [5].

Морські умови на терито�= �ії Поділля усталились у пізньому баден= ії. У цей час на піднятих ділянках морсь= кого дна (валах, біогермних банках) за 15�= ��30 км від східного берега Центрального = Паратетису по лінії Ратищі–Збараж–Са�= �анів–Гримайлів–Кам’я-нець-Подільськ= ий почав формуватися бар’єрний риф (ри�= �. 1). Риф утворили організми-рифобудівни= ки – літотамнії, які належать до червон= их (багрянкових) ниткових багатоклітин�= �их водоростей [7]. У Товтрах місцями тра�= �ляються корали, що відрізняє Товтри від �= �налогічних утворень на Розточчі [14]. Сп�= �радично трапляються ділянки рифу,

збудовані моховатками (наприклад, = поблизу с. Гуменці). Таксономічний скла�= � коралів у Товтрах засвідчує їхню значну= подібність до інших рифів міоцену з мо�= �ських середземноморських басейнів та Це= нтрального Паратетису [5, 14].

Територія морського бас= ейну в передкарпатській западині у піз�= �ьому баденії досягала значних розмірі�= � порівняно з басейнами раннього та сер�= �днього баденію – море поширилось далеко = на платформу. На північний схід від риф�= �вих побудов формувались лагунні відкл�= �ди, головно літотамнієві вапняки, які д= алі на південний схід фаціально заміще�= �і прибережними пісками з багатою фауно= ю молюсків [2, 4]. На південний захід від Т= овтр поширені верхньобаденські карбон�= �тні глибоководні фації [10].

&nbs= p; Рифові споруди верхн�= �ого баденію в сучасному рельєфі утворю= ють ланцюг лінійно = витягнутих пагорбів.= Т.А. Знаменська (1985) з’ясувала, що відно= сна прямолінійність простягання Товтр�= �вого пасма зумовлена Теребовлянським �= �озломом, який розділяв блоки земної ко�= �и з різним режимом тектонічного розвит= ку. Зміщення блоків по розлому привели �= �о утворення структурних виступів на дн= і міоценового моря і створили сприятливі = умови для їхнього заселення організмам= и-рифобудівниками.

Рис. 1. Гіпсометрія підошви верхньо�= �о баденію, за [9]: 1 – межі Подільськи= х Товтр у сучас-

ному рельєфі; 2 – ізолінії підо�= �ви відкладів верхнього баденію, м; 3 – абсолютні відмітки підошви відкладі= в верхнього баденію, м; 4 – локальні = розривні порушення у верхньому баденії= , добре (а) та погано (б) виражені = зміщенням підошви відкладів верхнього = баденію.

На підставі аналізу гіп�= �ометрії підошв верхньобаденських та н�= �жньосарматських рифових відкладів мож= на зазначити про низку особливостей ре�= �ьєфу Головного пасма, які були протяго�= � нижнього баденію [9]. У цей час сформува= лись лінійно витягнуті пасма з вирівня�= �ою вершинною поверхнею. До сучасної до�= �ини р. Збруч баденський рифовий масив у= творювали дугоподібно витягнуті пасма,= розділені незначними зниженнями (рис. 2= ). За даними Михайлова В.А. (1971), абсолютн�= � висоти вершинних поверхонь Головного = рифового пасма на цій ділянці становил�= � 360–390м. Від долини р. Збруч абсолютні в�= �соти баденського рифу знижувалися до 33= 0–320 м унаслідок загального нахилу тери= торії Подільської плити на південь. На �= �кремих ділянках рифові пасма не формув= ались. К.І. Геренчук уважав [2], що Товтро�= �е пасмо було розділене на окремі масив�= � внаслідок формування епігенетичних (н= акладених) річкових долин. Інші дослідн= ики [4], проводячи аналогію будові сучас�= �их рифів, переконують, що Головне рифов= е пасмо початково було утворене у вигля= ді відокремлених пасом. Рифові пасма ро= зділяють так звані річкові проходи, роз= ташовані навпроти гирл річок, які текли= з материка. Води річок, які впадали в мо= ре, змінювали солоність і температуру м= орських вод, вносили мулистий матеріал = і цим створювали несприятливі умови дл�= � життя організмів-рифобудівників.

На межі баденію і сармат= у, у зв’язку з перебудовою регіонально�= �о структурного плану Поділля, палеогео= графічна ситуація Паратетису в районі �= �ифового пасма помітно змінилась. Перед= карпатська западина, яка в баденії була= частиною Середнього Паратетису, у сарм= аті стала де-факто фрагментом Східного = Паратетису (тобто басейнуевксинсько-ка= спійського), утворивши витягнуту далек�= � на північний захід Галицьку затоку, як= а не мала безпосереднього сполучення з = панонським басейном.

У ранньому сарматі рифо�= �творення поновилось і було приурочене = до західного берега морського басейну. = Умови рифоутворення в цей час суттєво з= мінилися – формування рифів уже не бул�= � чітко приурочене до певної лінії, хоч �= � відбувалось у районі пізньобаденсько�= �о літотамнієвого рифу. Основою для фор�= �ування порівняно великих сарматських �= �рганогенних споруд слугували баденськ= і рифові масиви, внаслідок чого утворил= ись складні двоярусні побудови. Дрібні�= �і сарматські органогенні споруди част�= �ше формували окремі невеликі пасма взд= овж західного схилу літотамнієвого риф= у, орієнтовані відповідно до нової півн= ічно-східної структурно-фаціальної зон= альності під прямим кутом до літотамні�= �вого рифу [5].

Формування Подільськ�= �х Товтр протягом верхнього баденію–ни= жнього сармату було визначене розломам= и північно-західного і північно-східно�= �о простягання. У пізньому баденії рифо�= �творення контролювали розломи північн= о-західного напряму, у ранньому сарматі= – північно-східного. З зазначеними нап= рямами збігаються витримані на всій до�= �жині Товтр головні системи тріщин у ри�= �ових масивах – поздовжні та поперечні = [12]. Отже, на формування Товтрових орган�= �генних споруд, крім регіонального Тере= бовлянського розлому, який зумовив ген�= �ральний північно-західний напрям прос�= �ягання Товтр та їхню лінійну конфігура= цію, значно впливали розломи північно-с= хід-ного напряму. За результатами геоло= гознімальних робіт, виконаних В.А. Миха�= �ловим (1967–1971), розломи північно-східно�= �о простягання належать до трьох груп: р= озломи, що були активні у міоцен-четвер�= �инний час (дислокації фіксовані у гіпс�= �метрії сучасної поверхні, підошві верх= ньобаденських відкладів, зміною потужн= ості та літологічного складу рифових в�= �дкладів); розломи, активні переважно у �= �ізньобаденський–ранньо-сарматський ч= ас із загасанням тектонічної активност= і у четвертинний час (порушенняфіксова�= �і зміщенням підошви верхньобаденських= відкладів, зміною потужності рифових в= ідкладів, однак не виявлені у сучасному= рельєфі) та розломи, активні переважно = у пліоцен-четвертинний час (уздовж розр= ивних порушень фіксовані виразні гіпсо= метричні зміщення в сучасному рельєфі �= �ез закономірної зміни відміток підошв�= � верхньобаденських відкладів, їхньої п= отужності та літологічного складу в ме�= �ах різних блоків).

=
Рис. 2. Гіпсометрія підошви нижньог�= � сармату, за [9].

Позначення ті ж, що й на рис. 1; 5 �= �� імовірні локальні порушення у нижньо�= �у сарматі.

Отже, на підставі аналіз= у гіпсометрії сучасної поверхні Головн= ого пасма Поділь-ських Товтр, гіпсометр= ії підошви верхньобаденських рифових в= ідкладів, розподілу зміни потужностей �= �а літологічного складу міоценових від�= �ладів, відповідну ділянку земної кори �= �ожна розділити на низку блоків, розділ�= �них розломами північно-східного прост�= �гання (А.Г. Андрєєв, В.І. Гук, 1970; В.А Миха�= �лов, 1971; Й.М. Свинко, 1998). З огляду на це, м= орфологічні особливості рельєфу Голов�= �ого пасма та бічних товтр треба розглядати з у= рахуванням існування тектонічних розл�= �мів. Риф зростав у прибережній смузі мо= ря, де були сприятливі умови для існува�= �ня організмів-рифобудівників, але особ= ливості зростання, переривчатість суці= льності пасма часто були визначені вла�= �не блоковими тектонічними зміщеннями. =

Розлом по лінії сіл До�= �риводи–Дубівці, що виявив А.Г. Андрє�= �в (1970), успадкований річкою Гніздечна і = розмежовує ділянки Товтр з різними від�= �ітками сучасної поверхні Головного па�= �ма. За даними буріння (Михайлов В.А., 1969),= у південно-західному блоці відмітки пі= дошви верхньобаденських відкладів у св= ердловинах 156, 46, 42, відповідно, дорівнюю= ть 324,0, 321,1 та 322,0 м. У північно-східно�= �у блоці в свердловинах 53, 51 та 83 – відпо= відно, 309,8, 305,1 та 305,0 м. Отже, тектоніч= не зміщення підтверджене перепадом абс= олютних відміток у різних блоках у сере= дньому на 15,8 м. Поблизу села Добривод= и розташоване велике родовище детритов= их вапняків. Оскільки детритові вапняк�= � формуються внаслідок руйнування рифо�= �их і мають шлейфову природу накопиченн= я, то значні їхні потужності є ще одним �= �оказом блокових зміщень на цій ділянці= .

За даними А.Г. Андрєєва, �= �.І. Гука (1970) і нашими спостереженнями, б= локове зміщення по розлому Добриводи–�= �убівці відбувається і тепер. Про це сві= дчать відмінності у розвитку ярково-ба�= �кової мережі на протилежних берегах рі= чки Гніздечної. Направому березі глибо�= �і балки з прогресованими вторинними вр= ізами розташовані на захід та північни�= � захід від с. Доброводи, на північний за= хід від с. Чумалі, на південний захід ві�= � с. Дубівці. На лівому березі р. Гніздеч�= �ої, незважаючи на аналогічні умови рел�= �єфу та геологічну будову, слідів сучас�= �их ерозійних процесів практично нема. �= �олина допливу річки Гнізна Гнила, у при= гирловій частині якого розташоване &nb= sp; с. Оприлівці, має значну ширину, поло�= �і схили та сильно заболочену заплаву. Ц= і ознаки свідчать про розташування дол�= �ни притоки в межах блока, який опускаєт= ься.

Наступний розлом, намічений А.Г. Ан= дрєєвим (1970), проходить в околицях с. С�= �риївка. На цій ділянці Головне пасмо = перерване. Подільські Товтри виражені �= � рельєфі окремими невеликими пасмами н= ижньосарматського часу. У північно-зах�= �дному блоці (цього зміщення) відмітки п= ідошви верхньобаденських відкладів у с= вердловинах 412 і 413, відповідно, дорівню�= �ть 268,0 і 2= 62,0 м; у південно-східному бл= оці за свердло винами 410 і 411, відповідно= , 279,0 і 272,0= м. Тектонічне зміщення під�= �верджене перепадом абсолютних відміто= к підошви верхньотортонських відкладі�= � у суміжних блоках у середньому на 10,5 м [9].

Розлом по лінії сіл Ст�= �рий Скалат–Хмелиска розмежовує діл�= �нки Товтр, які відрізняються відміткам= и абсолютних висот вершинної поверхні �= �оловного пасма. Північнозахідний блок = Головного пасма Товтр припіднятий щодо= південно-східного у граничному пункті = с. Полупанівка на 18,3 м.

Тектонічне зміщення по �= �аміченій лінії підтверджене також різ�= �ицею у відмітках підошви верхнього бад= енію у свердловинах 25, 24, яка становить <= st1:metricconverter w:st=3D"on" ProductID=3D"17 м">17 м. В опущеному блоці потужність рифо�= �их вапняків верхнього баденію станови�= �ь 88 м (св. 21), а в піднятому блоці – 52 м (св. 25) [9].

Дугоподібне відхилення = Головного пасма Товтр від загального п�= �внічно-західного напряму його простяг�= �ння, яке простежують поблизу с. Остап�= ��є, може бути зумовлене існуванням ву= зької зони тектонічного опускання між �= �вома порівняно стабільними блоками [9]. = На цій ділянці відмітки підошви верхнь�= �баденських вапняків у північно-східно�= �у блоці за даними свердловин 403, 407, 421 ст= ановлять, відповідно, 268, 268 та 264 м, у п�= �вденно-західному за даними свердловин = 406, 445 – відповідно, 265 та 264 м.

У вузькому опущеному бл�= �ці сумарна потужність відкладів нижнь�= �го баденію та верхнього сармату за дан�= �ми свердловин 404, 51 дорівнює, відповідн�= �, 54 та 56 м. Існування розломів уздовж д= олини річки Збруч результатами бур�= �ння не підтверджене. Проте в районі смт= Сатанів помітна значна зміна нахилу ру= сла. Наявністю розлому можна пояснити р= ізку зміну напряму течії ріки з меридіо= нального на широтний з наступним повор�= �том у смузі рифів на південь уздовж суб= меридіонального розлому.

Формування Іванківсько�= �о родовища детритових вапняків також п= ояснюють блоковими зміщеннями уздовж д= олини р. Збруч (А.Г. Андрєєв, В.І. Гук, 1970). = Ширина Товтрового пасма в районі його п= еретину р. Збруч максимальна і досягає 1= 0–12 км. На цій ділянці пасмо значно розш= ирюється внаслідок припіднятого блока = з низки великих викопних рифових масив�= �в. Напрям простягання окремих пасом То�= �ар збігається з напрямами намічених ге= ологами розломів.

Головне пасмо на правоб�= �режжі р. Жванчик утворює низка паралел�= �них пасом північно-західного простяга�= �ня. На цій ділянці А. Андрєєв і В. Гук [1] �= �иділили розлом по лінії сіл Закупне–= Кутківці, що збігається з долиною р. Ж= ванчик. Проте за даними геологічного бу= ріння [1, 9] перепаду абсолютних відміток= підошви верхньобаденських відкладів у= суміжних блоках практично нема (станов= ить у середньому 1,3 м). Цей факт поясню= ють тектонічною інверсією (зміною знак�= � вертикальних рухів уздовж розлому) пі�= � час формування органогенних побудов і= після завершення формування рифу в міо= цені. У процесі утворення рифу північно= -західний блок опускався щодо південно-= східного. У час завершення рифоутворен�= �я плоскі вирівняні вершинні поверхні Г= оловного пасма Товтр перебували на одн�= �му гіпсометричному рівні, а відмітки п�= �дошви верхньобаденських відкладів у п�= �внічно-західному блоці були нижчими. У = верхньому сарматі північно-західний бл= ок почав підніматися, а південно-східни= й – опускатися, внаслідок чого гіпсоме�= �ричні рівні поверхонь Головного пасма = практично вирівнялись.

Тектонічне порушення по= цій лінії підтверджене коліноподібним= вигином долини р. Жванчик і різким викл= инюванням рифових фацій верхньобаденс�= �кого під’ярусу вздовж північного краю= простягання Товтрового пасма від стан�= �ії Закупне до р. Смотрич, а також збільш= енням потужності верхньобаденських ри�= �ових вапняків у північно-західному бло= ці (зокрема, у родовищі вапняків Лисогі�= �ка). Тектонічний розлом намічений В. Гу�= �ом, А. Андреєвим [1] по долині річки Мук= ша в околицях с. Привороття. За даними= свердловин перевищення суміжних блокі= в становить у середньому 25 м. Підтвердж= ує наявність розлому глибоко врізана д�= �лина р. Мукші, на захід від якої простеж= ено потужний розвиток рифових фацій ве�= �хнього ба-денію і нижнього сармату, а н�= � схід рифових фацій зовсім нема. Потужн= ість рифових вапняків верхнього бадені= ю–нижнього сармату в опущеному північ�= �о-західному блоці становить понад 100 м.

У середньому сарматі в м= ежах Товтрової зони блокові переміщенн= я вздовж розломів північно-східного на�= �ряму тривали, що зумовило ступінчастіс= ть зміни гіпсометрії поверхні рифових �= �асивів. Абсолютні висоти вершинної пов= ерхні Головного пасма Товтр змінюються= з північного заходу на південний схід �= �ід 430 м поблизу с. Підкамінь до 350 м �= � долині р. Дністер. Зниження висот відб�= �вається не плавно, а окремими сходинка�= �и з практично одновисотним горизонтал�= �ним положенням вершинних поверхонь Го�= �овного пасма [1].

Отже, геоморфологічна б�= �дова викопного бар’єрного рифу Поділь= ських Товтр пов’язана з умовами тектон= ічного розвитку Подільської плити.

Наприкінці раннього сар= мату почалася нова фаза піднять північ�= �о-західної частини Поділля, яка зумови�= �а регресію моря на схід. Морський режим= зберігся до раннього сармату лише в за�= �ідній частині Поділля. Море регресувал= о внаслідок інтенсивнішого підняття пі= внічно-західної частини області Товтро= вого пасма щодо південно-східної. Напри= кінці раннього сармату заклалась, відп�= �відно до загального нахилу місцевості,= тогочасна річкова мережа південно-схі�= �ного напряму. Це підтверджують напрями= приток річок Серету, Гнізни, Жванчику, �= �мотричу та Мукші. Притоки сучасних річ�= �к Поділля успадкували напрям давнішої = гідромережі [2, 8].

Локальна рухомість Товт= рової зони зумовила низку особливостей= гідрографії Поділля. Протягом четверт�= �нного періоду Товтри піднімались і над= алі, з інтенсивнішим підняттям їхньої п= івнічної частини. Результатом нового р�= �зподілу висот стала докорінна перебуд�= �ва річкової мережі Поділля – річки змі= нили напрям руху з південно-східного ді= агонального на меридіональний [3].

З Товтровою зоною пов’я= зані найскладніші врізані меандри Дніс= тра (Студеницький вузол). У місці перети= ну Товтрового пасма лівими притоками Д�= �істра простежено закономірне зміщення= їхніх русел зі сходу на захід з підмива= нням правих берегів (рис. 3). На північно-= східному схилі Товтрового пасма річки �= �ечуть паралельно до напряму Товтр з пі�= �нічного заходу на південний схід, а в м�= �жах Товтрового пасма змінюють напрям н= а південно-західний, перетинаючи пасмо = по найкоротших відрізках. Після перети�= �у Товтр річки знову змінюють напрям на = меридіональний відповідно до загально�= �о нахилу Подільської плити. Зазначені �= �собливості гідромережі Подільських То= втр підтвердж= ують локальну тектонічну рухомість Тов= трової зони та існування поперечних по�= �ушень північно-східного напряму. Долин= и річок Серет Лівий, Гнізна, Збруч, Смот�= �ич, Мукша, які перетинають Товтри у поп�= �речному напрямі, одночасно є межами, як= і поділяють пасмо на низку блоків з різ�= �ою висотою вододільних поверхонь [12].

Як випливає з зазначено�= �о, загальне підняття південно-західної= окраїни Східно-європейської платформи= , а відповідно, Подільської плити та Под= ільських Товтр, що почалося наприкінці = раннього сармату і тривало протягом пл�= �оцену і плейстоцену, відбувається і в г= олоцені. Про підняття цієї території св= ідчать молоді ерозійні врізи в межах Го= ловного пасма Товтр.

Отже, Головне пасмо Поді= льських Товтр почало формуватись у вер�= �ньому баденії.

За даними геологознімал= ьних робіт можна зазначити низку особл�= �востей рельєфу, на якому утворювався л�= �тотамнієвий бар’єрний риф. Територія �= �ула полого нахилена з північного заход= у на південний схід. Абсолютні відмітки= території на північному заході станов�= �ли 360–380 м, на південному сході – 170–200 �= � (див. рис. 1). Рельєф цієї ділянки був сл�= �бкорозчленованим, за винятком північн�= �-західної частини, де простежено локал�= �ні підняття відносною висотою 25–40 м. І�= �овірно, що зазначені пагорби стали осн�= �вою для формування рифових пасом. У суч= асному рельєфі на цій ділянці Головне п= асмо Подільських Товтр не утворює суці�= �ьного масиву, а представлене низкою по�= �лідовно розташованих пасом. <= /P>У центральній частині (= сучасна долина р. Збруч) середні значен�= �я підошви відкладів верхнього баденію = становлять 260–270 м. Рельєф ділянки був с= лабкорозчленований, у верхньому бадені= ї тут зафіксоване незначне (до 20–30 м) по= логосхилове підняття. Саме на цій ділян= ці ширина сучасного Головного пасма То�= �тр максимальна і становить 15–20 м (див. �= �ис. 3). Головне пасмо тут представлене н�= �зкою паралельно розташованих масивних= пасом.

Рис. 3. Гіпсометрія сучасного рельє�= �у Подільських Товтр: 1 – межі Поділ�= �ських Товтр;

2 – ізолінії сучасного рельєфу, м; 3 = – абсолютні відмітки рельєфу, м; 4 –= погано виражені локальні розривні пор�= �шення у верхньому баденії; 5 – імов�= �рні локальні порушення у нижньому сарм= аті.

На південному сході тер�= �торії поширення Товтр абсолютні відмі�= �ки підошви відкладів верхнього бадені�= � мінімальні й становлять 210–170 м. У рель= єфі підошви верхньобаденських відклад�= �в є незначні підняття (до 20–30 м) та зниж= ення (до 40 �= �). Як і на північному заході= території Товтр, тут бар’єрний риф не �= �творював суцільного пасма, а розбитий �= �а окремі послідовно розташовані масив�= �.

Незважаючи на значне зн�= �ження абсолютних висот Головного пасм�= �, потужність рифових відкладів на різн�= �х ділянках практично не змінюється. На = сучасному межи річчі Серету та Збруча б= аденський риф утворює вигнуту в діагон�= �льному напрямі дугу (випуклу на схід), я= ка складається з потужних (до 60–80 м) окр= емих пасом. Абсолютна висота зазначени�= � пасом коливається в межах 380–360 м. Півд= енніше, на межиріччі Збруча та Дністра, = напрям простягання баденських рифових = пасом змінюється з діагонального на су�= �меридіональний. У долині Збруча зареєс= тровано перепад абсолютних висот пасма= з 360 до 320–340 м. Такі абсолютні висоти ха= рактерні для всіх рифових пасом межирі�= �чя Збруча та Дністра. Потужність рифов�= �х пасом цієї ділянки змінюється від 40–= 60 м до 60–80 м.

Рифове пасмо верхнього �= �аденію за напрямом простягання, абсолю= тними висотами та потужністю відкладів= можна розділити на дві частини, розмеж�= �вані сучасною долиною р. Збруч (див. рис= . 3).

Характер формування орг= аногенних утворень нижнього сармату зн= ачно відрізнявся. Серед причин, які впл�= �нули на формування і розвиток рифових �= �творень нижнього сармату, важливе знач= ення мав бар’єрний риф верхнього баден= ію. Внаслідок руйнування літотамнієвог= о рифу утворились обмілини, які були ос�= �овою для формування окремих рифових по= будов нижнього сармату (сучасні бічні т= овтри). Утворення окремих сарматських н= евисоких пасом, зазвичай, приурочене до= розчленованіших ділянок Головного пас= ма, у центральній частині Подільських Т= овтр бічних товтр немає.

Відклади нижнього сарма= ту також формувались на рифових пасмах,= унаслідок чого абсолютні висоти Голов�= �ого пасма на окремих ділянках зросли. Р= ізниця абсолютних висот підошви відкла= дів нижнього сармату та сучасної повер�= �ні Головного пасма Товтр становить 15–2= 5 м.

Отже, незважаючи на по= рівняно значну кількість праць, присвя�= �ених вивченню геологічної та геоморфо�= �огічної будови Подільських Товтр, є ще = багато питань, які потребують вирішенн�= � та уточнення, а саме: вивчення залежно�= �ті різноманітних груп бічних товтр від= палеорельєфу; модифікація рельєфу вик�= �пних рифових побудов Подільських Товт�= � четвертинними утвореннями та особлив�= �сті геоморфологічної будови річкових �= �олин, які перетинають Головне пасмо То�= �тр.

Категория: ТОВТРИ | Добавил: <= a href=3D"javascript://" onclick=3D"window.open('http://gai-roztotski.at= .ua/index/8-1','up1','scrollbars=3D1,top=3D0,left=3D0,resizable=3D1,widt= h=3D680,height=3D350');return false;">gai-roztotski (29.01.2009) = =

Просмотров: 46 = | Рейтинг: 5.0/1 |

Добавлять коммен�= �арии могут только зарегистрированные �= �ользователи.
[ Регистрация | Вхо�= � ]

Г�= �ї Розтоцькі

Меню сайта

Категории каталога

Форма входа

Поиск

Друзья сайта

Мини-чат

Наш опрос

Статистика