Карпати є частиною альпійського орогенного поясу, що простягається від Альп до Гімалаїв. Вони простягаються від Відня в Австрії через Словаччину, Україну Румунію до Залізних воріт на Дунаї (рис. 3.1). Вони виникли в результаті процесів, які проходили на території між Африканською та Європейською плитами від тріасу до четвертинного періоду (Golonka 2004).
У тектогенезі Карпат можна виділити два частково видимі етапи, кожен із яких по іншому вплинув на умови пізнішого рельєфу. В результаті зіткнення Євразійської плити з Африканською i пересунення останньої на карпатському відтинку під Панонську мікроплиту відбулося формування карпатських насувів.
Геологічно Карпати поділяються на Зовнішні та Внутрішні. Підставою для такого поділу є вік утворення геологічних структур: Внутрішні Карпати утворились в крейдовий період, а Зовнішні — в неогені. Границею між цими двома елементами є вузька пенінська зона. З зовнішньої частини Карпатська дуга обмежується Передкарпатським прогином, яким виник в результаті підняття та еродування гірського поясу. Породи, що виповнюють прогин мають назву моласа. Прогин перекриває палеозойську (в Польщі) та докембрійську платформи в Україні. (Kulchytsky et al. 1997; Oszczypko 2006; Oszczypko et al. 2012).
Велика тектонічна карта Українських Карпат (1986). Клацніть по зображенню, щоб відкрити у повному розмірі.
Зовнішні Карпати складені флішем – глибоководними утвореннями, що складаються з перешарування пісковиків, алевролітів, аргілітів та, деколи, вапняків.
Початок утворення структур, що будують теперішні Карпати, пов’язаний з рифтоутворенням – розтягом земної кори та виникненням океану Тетис, який розділяв Африканську та Європейську плити. Цей процес супроводжувався підводним вулканізмом, подібним до сучасного в Середньоатлантичному хребті. Значну роль в осадкоутворенні в басейнах відіграли каламутні потоки, що стікали з континенту з характерним зменшенням розміру уламків і відомі під назвою фліш. В результаті тектонічних рухів осадки, нагромаджені на дні океану Тетис, та невеликі об’єми магматичних утворень були деформовані, переміщені на значні (десятки кілометрів) відстані (рис. 3.2) і насунуті одні на одні, утворюючи складчасто-насувний пояс Карпат.
Розвиток складчасто-насувної структури в міоцені проходив одночасно з осадконагромадженням молас в Передкарпатському прогині, де старші утворення також зазнали складчастості. Розірвані та насунуті по розломах складки мають назви скиб (подібні до скиб землі виораної плугом). Ще більше насунуті та полого залягаючі альпійські складки нагадали відомому французькому геологові Марселю Олександру Бертрану зім’ятий у складки обрус – nappe de charriage (nappe – обрус, charriage – насування) (Trümpy & Lemoine, 1998). В польській мові вони називаються плащовинами (від пофалдованого плаща), а в українській мові – покровами (від дієслова покривати). На прикладі Карпат та Альп в минулому столітті була сформована покровна теорія гороутворення.
В сучасній геологічній літературі описувані структури називаються акреційними призмами і вважаються результатом підсуву океанічної плити під континентальну. В зв’язку з довготривалою історією нагромадження осадів в Карпатах виникали різноманітні корисні копалини: поклади нафти та газу, озокериту, солі та багатьох будівельних матеріалів. На протязі двох останніх століть тут проведена велика кількість різноманітних досліджень – геологічне картування, буріння, відкрита велика кількість мінеральних ресурсів (Kulchytsky et al. 1997; Ślączka et al. 2006).
Об’єкти геотуристичного шляху знаходяться на території Передкарпатського прогину та Зовнішніх Карпат (рис. 3.4), тому будову цих елементів розглянемо детальніше.
Передкарпатський прогин складається з двох частин – Зовнішньої та Внутрішньої зон. Основу прогину утворюють докембрійські, палеозойські та мезозойські породи (Oszczypko et al., 2006).
Поділ прогину ґрунтується на історії геологічного розвитку та характері тектонічних деформацій. Зовнішня зона прогину розвивалась на різних елементах докембрійської та палеозойської платформ та складається з верхньоміоценових теригенно-карбонатних утворень, так званої верхньої моласи. Внутрішня складчаста зона складається з нижньоміоценової моласи, частково перекритої насувами флішових утворень. Внутрішня зона прогину ділиться на дві підзони: Бориславсько-Покутську та Самбірську. Вони є покровами. Фронтальна частина Бориславсько-Покутського покрову – це перевернутий насув Карпат, більша частина якого знаходиться на території України за винятком невеликого фрагменту в околицях Перемишля. Ширина Бориславсько-Покутського покрову складає 5-10 км і вона насунута на Самбірський покров в північно-західному напрямі. Бориславсько-Покутський покров ділиться на елементи нижчого порядку: Делятинський та Слобода-Рунгурський покрови. Делятинський покров складається з крейдово-нижньоміоценових відкладів, як і Скибовий (Сколівський) покрив Зовнішніх Карпат. Флішові утворення перекриті відкладами поляницької та воротищенської світ. В деяких місцях воротищенські породи заміщуються конгломератами (в Польщі — конгломерати з Дубніка, в Україні — слобідські конгломерати). (Oszczypko et al. 2012). Покров Слободи-Рунгурської побудований зі слобідських конгломератів, добротовської та стебницької світ.
Самбірський покров відомий в Польщі як Стебницький покров, складається з нижньоміоценових порід, насунутих на зовнішню частину Передкарпатського прогину. Ширина Самбірського покрову досягає 24 км, утворюючи своєрідну депресію перед Бориславско-Покутським покровом, і складається з декількох лусок. Самбірський покров складається зі стебницької, балицької, богородчанської, тираської, косовської та дашавської світ. Балицька світа, потужністю до 600 м, складена з сірих, зелено-сірих піщано-глинистих порід. В нижній частині розрізу знаходиться перешаровування рожевих алевролітів та аргілітів. Нижня частина богородчанської світи складається з мергелів, вапнистих аргілітів та кислих туфів. Верхня частина представлена сірими аргілітами і алевролітами з прошарками пісковиків та мергелів. Тираська світа – це гіпси та ангідрити з прошарками аргілітів та вапняків, в деяких частинах розрізу — з шарами та прошарками кам’яної солі і навіть калійних солей. Потужність та літологія суттєво змінюються. Косівська світа досягає максимальної потужності 200 м в південно-східній частині Передкарпатського прогину. Вона побудована сірими алевролітами з прошарками аргілітів, пісковиків, туфів та туфітів. Породи сарматського віку, які входять до складу дашавської світи знаходяться, головно, в Зовнішній зоні Передкарпатського прогину. Світа має значну потужність (від кількасот до 4 000 м) і складається з сірих алевролітів з прошарками аргілітів, пісковиків та туфогенних утворень (туфів, туфітів, бентонітових глин). В деяких частинах розрізу зростає кількість пісковиків (до 50%). Крім цього появляються конгломерати.
Зовнішні Карпати побудовані з серії насувів. Окремі насуви характеризуються різними тектонічним стилем та стратиграфією. Породи кожного насуву утворювались в окремих басейнах або суббасейнах. В цих басейнах осадконагромадження досягало 6 км. Седиментація продовжувалась від юри до раннього міоцену. Під час складко- та насувоутворення седиментація продовжувалась в окремих басейнах. Сейсмічні дані та дані буріння вказують, що найменше значення переміщення порід в напрямку платформи становить 80 км. Історія флішового басейну складається з декількох етапів. Перший етап (рання юра – кімеридж) – рифтінг та утворення басейнів розтягу. Другий етап (титон – рання крейда) характеризується швидким опусканням з карбонатним флішеутворенням. Третій етап (пізня крейда – ранній міоцен) – тектонічне стиснення, інтенсивна турбідитна седиментація та зменшення опускання дна басейнів. В Карпатах, на території де проходить геотуристичний шлях, в напрямку від зовнішніх до внутрішніх одиниць виділені наступні тектонічні елементи (покрови): Скибовий (Сколівський на території Польщі), Кросненський (Шльонський на території Польщі), Дуклянський, Магурський. Скибовий (Сколівський) займає найбільшу площу Карпат, при ширині 40 км. Характерною особливістю цієї одиниці є скибовий характер тектонічних структур. Ширина окремих скиб досягає 12 км. Фронтальні частини скиб, зазвичай, складаються з верхньокрейдових утворень, деколи — палеогенових. Більш внутрішні частини побудовані з олігоценових і нижньоміоценових порід.
Зміна умов седиментації, викликана глобальними коливаннями рівня світового океану, та локальні горотворчі рухи привели до виникнення різнорідних порід, показаних на стратиграфічних таблицях (рис. 3.5, рис. 3.6).
Автори: Ігор Бубняк, Леонід Скакун, Анджей Солєцкі, вид. "Геотуристичний путівник по шляху ГЕО-КАРПАТИ: Кросно, Борислав, Яремче".
Читайте також інші матеріали:
- Міжнародний тристоронній біосферний заповідник «Східні Карпати»
- ТОП-10 Національних природних парків Українських Карпат
© Портал SPADOK.ORG.UA
