повернутись в головне меню | на загальну інформацію

ГЕОЛОГІЧНА БУДОВА ТЕРИТОРІЇ НАЦІОНАЛЬНОГО ПРИРОДНОГО ПАРКУ “ПОДІЛЬСЬКІ ТОВТРИ”

ТЕКТОНІКА І СТРАТИГРАФІЯ

У тектонічному відношенні територія парку знаходиться у південно-західній частині Східно-Європейської платформи, в межах Волино-Подільської плити. У фундаменті цієї плити залягають магматичні та метаморфічні породи архею та нижнього протерозою віком 2,6-3,5 млрд. років, які в межах парку на поверхню не виходять. Тут вони перекриті осадовими породами пізньопротерозойського та палеозойського віку. На розмитій поверхні моноклінально залягаючих порід верхнього протерозою і палеозою розміщена невелика товща мезозою і кайнозою.

ВЕРХНІЙ ПРОТЕРОЗОЙ

На розмитій поверхні кристалічних порід архею і нижнього протерозою залягає товща слабо метаморфізованих верствуватих осадків волинської та валдайської серій вендського комплексу. Волинська серія представлена гравелітами, пісковиками. Валдайська серія представлена переважно сіроколірними аргілітами, алевролітами, червоноколірними та яскравоколірними пісковиками, аргілітами та алевролітами. У Придністров’ї ці відклади добре віслонені і утворюють майже неперервний розріз вздовж берегів Дністра та його приток від східної границі парку до долини р. Тарнави. Характериними особливостями верхньопротерозойських відкладів на цій території є майже виключно теригенний склад і чітке літологічне відособлення значних за потужністю товщ.

ПАЛЕОЗОЙ

Палеозойські відклади досить поширені і представлені утвореннями кембрійської, ордовицької та силурійської систем. Як і підстелюючі їх верхньопротерозойські породи, вони моноклінально залягають з дуже незначним падінням на захід-південний захід. На розмиту майже горизонтальну підкрейдову поверхню стратиграфічні підрозділи палеозойських вікладів виходять у вигляді субмеридіональних смуг, змінюючись зі сходу на захід щораз молодшими утвореннями до верхньосилурійських включно.

Кембрійська система

Кембрійські відклади представлені лише нижнім відділом системи у складі балтійської і низів бережківської серій.

Велике поширення кембрійські відклади мають у південній частині Волино-Поділля і прилеглих районах Молдови. У межах Подільської плити поверхня кембрійських відкладів знижується з північного заходу на південний схід. Тут кембрійські верстви в долинах річок перекриті лише четвертинними відкладами. В інших місцях на їх поверхні залягає сеноман. Як на Подільській плиті, так, особливо, поза її межами, кембрійські відклади дислоковані.

Нижній кембрій більшістю складений (знизу вгору) верствами пісковиків, часом глауконітових, середньозернистих, сірозеленого забарвлення. Вище залягають сині глини, верстви пісковиків і, рідше, алевролітів. Ще вище залягають глауконітові пісковики і яскраво забарвлені алевроліти. Корінні фосфорити зосереджені в товщі глинистих сланців ушицької світи, серед яких понад 10 верств фосфоритоносних.

Кембрійські фосфорити Поділля належать до глинистого типу і мають криптокристалічну будову. В частинах, де фосфат більш грубокристалічний, він представлений зцементованими сферолітами. Добре оформлені гексагональні кристали фосфату мають буре забарвлення і значний вміст глинистої або органічної маси. Вздовж волокон фосфату у фосфоритових конкреціях є численні порожнечі. Вони виповнені кварцом, кальцитом, каоліном або гідроокисами заліза, гематитом, сфалеритом, халькопіритом тощо. Відклади, в яких залягають конкреції фосфоритів, також містять деякі сульфіди. Це свідчить про загальний привнос у басейн, в якому утворювались фосфорити, сульфідних розчинів.

При дослідженні мінералогічного складу подільських фосфоритів виявлено новий мінерал - подоліт. За хімічним складом він належить до типового фторапатиту: 3Ca3(PO4)2·CaF2+nCa3(PO4)2; перекристалізовані фосфорити - подоліти - мають частку CaF2, цілком заміщену на CaCO3. Відповідно хімічна формула подоліту: 3Ca3(PO4)2·CaCO3. Вміст P2O5 у подільських фосфоритах становить 31, 61-37,86%.

В межах парку на поверхню пісковики балтійської серії виходять в околицях сіл Китайгорода і Субічі. (Зараз ці відслонення затоплені водами водосховища).

Ордовицька система

На берегах Дністра, між сс. Дністрівка і Молодовим відслонюється характерна для ордовику верства молодівського пісковика, потужністю 3,5 м. Далі до р. Студениці товщина його зменшується до 20-80 см. Пісковик сірого або жовтувато-бурого забарвлення, у нижній частині більш крихкий, а у верхній іноді вміщає проверстки конгломерату до 5 см. В інших місцях пісковик поступово переходить у вапняк, на якому без помітної перерви залягають верстви вапняків китайгородського горизонту верхнього силуру.

У нижній і середній частинах пісковикової верстви Молодова зустрічаються численні рештки брахіопод, гастропод, пелеципод, цефалопод, моховаток і трилобітів. На поверхні пісковиків виявлені численні ходи червів.

Ордовицькі відклади дуже розмиті. Відслонення цих порід спостерігаються у долині Дністра від с. Гораївка до с. Демшин і по лівих його притоках Русці, Студениці та Тарнаві.

Силурійська система

Силурійські відклади на Волино-Поділлі займають велику площу і на всю потужність відслонюються у межах Подільської плити. Вони відслонені у берегових схилах Дністра, а також у долинах його приток - Студениці, Тернави, Мукші, Смотрича, Жванчика та Збруча.

У складі силурійської системи виділяють два відділи: нижній і верхній. Нижній представлений відкладами венлокського (китайгородська світа) і фрагментами ландоверського ярусів. Верхній відділ складається з лудловського та скальського ярусів. У межах цих ярусів виділяються ряд горизонтів, для яких вжито місцеві назви, за тими населеними пунктами, де та чи інша верства була виявлена.

Силурійські відклади поширені в Україні тільки на західній окраїні Східно-Європейської платформи — на території Волино-Поділля та в Західному Причорномор’ї. Вони є складовою частиною нижнього (палеозойського) структурного поверху осадочного чохла західних областей України. Палеозойські відклади поступово занурюються на захід і південний захід. Потужність їх в цьому напрямку збільшується. Вони утворюють величезну нахилену на захід і південний захід монокліналь північно-західного простягання, яка ускладнюється місцевими плікативними порушеннями, флексурними перегинами та підняттями незамкнутого контуру. На майже горизонтальну підкрейдову поверхню стратиграфічні підрозділи палеозойського структурного поверху, в тому числі й силурійські, виходять у вигляді субмеридіональних смуг (рис. 1). На захід вони послідовно змінюються молодшими відкладами до середньокам’яновугільних включно.

У смузі неглибокого залягання кристалічного фундаменту західного схилу Українського щита (50—3000 м) силурійські відклади представлені товщею морських і лагунних вапнякових (вапняки, мергелі) порід загальною потужністю 360—470 м. На захід (вхрест простягання) карбонатні утворення поступово заміщуються граптолітовими сланцями, потужність яких досягає 1000 м. Кути падіння силурійських порід не перевищують 5°. Долиною Дністра вони відслонюються майже вхрест простягання, що сприяє безперервному простеженню всіх силурійських відкладів, починаючи від їх межі з ордовиком на сході (села Молодове, Наддністрянське)до межі з девоном на заході (с. Дністрове). У схилах лівих і правих приток Дністра — річок Тернави, Рестево, Мукши, Смотрича, Жванчика та Збруча — силурійські породи відслонюються майже по простяганню. На решті території Волино-Поділля їх розкрито в післявоєнні роки численними свердловинами.


Рис.1. Схематична геологічна карта домезозойських відкладів Поділля (за П.Д. Цегельнюком, 1974).

Нижній девон: 1 - дністровська серія;
горизонти: 2 - іванівський; 3 - чортківський; 4 - борщівський. Силур. Підсвіти: 5 - дзвенигорродська; 6 - рашківська та пригородоцька; 7 - малиновецька світа; 8 - устівська підсвіта баговицької світи; 9 - мукшинська підсвіта  баговицької світи; 10 - китайгородська світа. Ордовик: 11 - молодовський горизонт. Верхній протерозой (венд): 12 - канилівська світа; 13 - відслонення; 14 - свердловини.

Силурійські утворення містять численні рештки різних груп фауни, за допомогою яких встановлюють обидва відділи системи: нижній і верхній.

Нижній силур.

Нижньосилурійські відклади представлені в основному карбонатними та менше теригенними глинистими породами загальною потужністю 95—110 м. Відповідно до МСШ нижній відділ системи поділяють на ландоверський і венлокський яруси.

Ландоверський ярус.

Ландоверські відклади залягають трансгресивно на верхньоордовицьких, нижньокембрійських і вендських (верхній протерозой) відкладах і представлені мергельно-вапняковими породами та аргілітами.

Теремцівська світа

Теремцівська світа залягає трансгресивно на субіцькій світі верхнього ордовику (рис. 2, відсл. 19,8). В підошві світи трапляється дрібногальковий конгломерат потужністю 5—10 см, у мергельному цементі якого встановлено поодинокі брахіоподи Ferganella borealis (Schlotli.) (відсл. 8). Останні свідчать про силурійський час утворення базального конгломерату. Нижню межу світи проводять по підошві цього конгломерату. Фауністичне вона чітко фіксується за зміною ордовицького брахіоподового комплексу типово силурійськими.


Рис. 2. Зіставлення ландоверських відкладів дністровського опорного розрізу і Північної Молдавії:
1 - чергування вапняків з мергелями; 2 - вапняки; 3 - грудкуваті вапняки; 4 - метабентоніти.

Стратотипове відслонення теремцівської світи, в якому спостерігаються також її співвідношення з підстелюючими і перекриваючими стратиграфічними підрозділами, можна спостерігати в с. Теремцях (рис. 2). Тут залягають (знизу вгору):

1. Субіцька світа (врехньокарадокський під’ярус, верхній ордовик). Вапняки темно-сірі, грубоверствуваті. глинисті, з тонкими лінзоподібними мергельними проверстками, з брахіоподами. Потужність вапняків 1,7 м. Поверхня їх нерівна, з чіткими ознаками, розмиву.

2. Теремцівська світа (нижньоландоверський під’ярус, нижній силур):

А. Базальні верстви. Конгломерат дрібногальковий, строкатий, міцно зцементований вохристо-жовтою мергельною масою. Гальки ізометричні, до 1,5 см у діаметрі, добре відшліфовані. Потужність конгломерату 0,1—0,2 м.

Базальні верстви краще представлені, в с. Студениці (відсл. 8), де вони залягають також на субіцькій світі верхнього ордовику.

Б. Мергель темно-сірий,. жовтувато-зеленуватий, масивний, піщанистий, з поодинокими крупними зернами кварцу, по простяганню з окремими жовнами афанітового вапняку. Верхня частина мергельного проверстку забарвлена в темний коричневий і червоний кольори. В мергелі встановлено численні брахіоподи. Потужність мергелю 5—15 см.

В. Вапняки ясно-жовті і зеленувато-жовті, масивні, щільні, .у верхній частині афанітові. У вапняках досить часто трапляються брахіоподи, остракоди, табуляти. Вапняки місцями переповнені безліччю ругоз. Потужність вапняків у с. Теремцях 0,1—0,25 м, в с. Студениці — 0,2 м. Поверхня їх нерівна. У невеликих заглибленнях — кишенях — часто трапляються скупчення чорних жовен фосфориту, галечного та піщаного матеріалу. Верхні 2—5 см вапняку — це строката кора вивітрювання.

3. Рестівська підсвіта китайгородськоі світи (ландовері — венлок, нижній силур). Часте чергування мергелів темно-сірих і плитчастих вапняків з брахіоподами. Видима потужність 6 м.

Верхню межу теремцівської світи проводять за зміною зеленувато-жовтуватих вапняків ритмічним чергуванням мергелів і вапняків рестівської підсвіти. Вона збігається, як показує палеонтологічна характеристика, з біостратиграфічною межею. Про ерозійний характер верхньої межі світи свідчать також умови її залягання — вона збереглася на Поділлі у вигляді окремих ерозійних останців, які залишилися від розмиву, що був у передрестівський час раннього силуру.

Венлокський ярус

Венлокські відклади на Волино-Поділлі представлені в нижній частині чергуванням мергелів з вапняками, у верхній — потужною товщею грудкуватих вапняків. Ці утворення відслонюються вхрест простягання долиною Дністра від сіл Канилівки, Молодового на сході до гирла р. Мукши на заході. В схилах річок Руски, Студениці, Мукши і Смотрича (ліві притоки Дністра) їх простежують майже за простяганням.

Відклади венлокського віку залягають згідно на ландоверських. Межу між ними проводять в низах китайгородської світи (1,8—2 м вище від її підошви). Верхня межа венлокського ярусу збігається з покрівлею китайгородської світи, що має важливе біостратиграфічне значення.

Загальна потужність венлокського ярусу на Поділлі 66—78 м. Він охоплює майже всю китайгородську світу місцевої стратиграфічної схеми, за винятком самої нижньої частини її (потужністю до 2 м), яку ми відносимо до верхів ландоверського ярусу.

Китайгородська світа

Китайгородська світа дністровського розрізу представлена в нижній частині чергуванням вапняків з мергелями, а у верхній — потужною монотонною товщею вапняків. Тому вона поділяється на рестівську і грушовецьку товщі.

Загальна потужність китайгородської світи 66—78 м.

Китайгородські відклади широко розвинуті на Волино-Поділлі. Вони відслонюються долиною Дністра майже вхрест простягання від сіл Молодового, Канилівкп на сході до гирла р. Мукши на заході, а також в схилах річок Студениці і Тернави, де їх можна простежити за простяганням. Китайгородська світа залягає чітко трансгресивне на розмитій, поверхні давніших порід нижнього силуру (теремцівська світа); верхнього ордовику (молодівський горизонт), нижнього кембрію (бережківська серія) та венду (канилівська-світа). В підошві китайгородської світи іноді трапляються лінзоподібні проверстки пісковиків і конгломератів. Вона згідно перекривається товстоплитчастими вапняками мукшинської підсвіти. За літофаціальнимй особливостями розрізу китайгородська світа поділяється на рестівську і грушовецьку підсвіти. Перша з них охоплює рестівські і демшинські верстви в обсязі О. І. Никифорової і М. М. Предтеченського (1968), друга - мар’янівські і черченські верстви в обсязі тих самих авторів.

Рестівська підсвіта

Рестівська підсвіта відслонюється на Дністрі від сіл Молодового, Канилівки на сході до с. Мар’янівки на заході, а також в нижній течії рік Руски, Студениці, Тернави і Рестево. Вона залягає трансгресивне на розмитій поверхні аргіліто-алевролітової товщі вендського комплексу верхнього протерозою (с. Студениця та інші відслонення, на темно-сірих алевролітах з хіолітами нижнього кембрію (низи бережківської серії, с. Котильове, св. 13753; В. В. Кир'янов і О. В. Крашенін мінова, 1972), на кварцових гораївських пісковиках молодівського горизонту верхнього ордовику (с. Молодове, відсл. 3; с. Наддністрянське, відсл. 283; с. Суржинці, відсл. 28; м. Кам'янець-Подільський, св. 561; с. Гуситин, св. 11673; с. Верхняківці, св. 1), на субіцьких вапняках молодівського горизонту верхнього ордовику (с. Молодове, відсл. 1, 2; с. Наддністрянське, відсл. 280; с. Субіч, відсл. 25; с; Шидлівці, св; 16902), на вапняках теремцівської світи нижнього силуру (с. Теремці, відсл. 19; с. Студениця, відсл. 8).

В підошві рестівської підсвіти трапляються проверстки білих кварцитоподібних пісковиків потужністю 0,2—0,5 м (села Комарів, Студениця) та конгломератів потужністю 0,1—0,5 м (села Наддністрянське, Студениця, Комарів). Гальки кварцові та пісковикові, довгасті, сплющені, добре обкатані та відполіровані. Серед них є кутасті уламки аргілітів та глинистого вапняку.

Нижню межу рестівської підсвіти встановити досить легко у зв’язку з її чітко трансгресивним заляганням на давніших осадках венду, кембрію, ордовику та силуру. В стратотиповому розрізі рестівської підсвіти (рис. 3, відсл. 236) на темно-сірих плитчастих субіцьких вапняках молодівського горизонт) можна спостерігати ритмічне чергування мергелів темно-сірих з жовтуватим і зеленуватим відтінком, полідетритових, масивних, з проверстками вапняків темно-сірих, глинистих, з нерівними поверхнями наверствування. В мергелях і вапняках по всьому розрізу трапляються брахіоподи, трилобіти, остракоди і членики криноідей. Потужність 7,8 м.

Подібні, але краще відслонені геологічні розрізи нижньої частини рестівської підсвіти можна спостерігати на лівому схилі Дністра в районі сіл Наддністрянського, Студениці, Субочі, Демшина і на р. Тернаві в с. Китайгороді.

У східній частині смуги виходів рестівських відкладів на денну поверхню (села Наддністрянське, Молодове, Комарів) розріз низів нижньої частини їх дещо відрізняється від описаного вище. Тут переважають мергелі, вони мають більш зеленуватий, землистий відтінок, підвищену піщанистість і майже не мають органічних решток. Потужність цієї пачки змінюється від 0,8 (с. Наддністрянське) до 1,8 м (с. Молодове). Далі на захід мергельної пачки низів рестівської підсвіти ніде не встановлено.

Мергелі нижньої частини рестівської підсвіти зеленувато-сірі, жовтуваті, темно-сірі до чорних. Інтенсивність забарвлення до чорного — типу граптолітових сланців — зростає паралельно зануренню силурійських відкладів із сходу на захід від Українського щита до смуги східноєвропейських каледонід, які обмежують Східно-Європейську платформу із заходу. Мергелі полідетритові, місцями, особливо в нижній частині розрізу, піщанисті, з поодинокими гравійними зернами і гальками кварцу діаметром 1—3 мм. Потужність мергельних проверстків становить звичайно 0,1—0,3 м, іноді 3—5 см та 0,5—0,6 м. Найпотужніші проверстки мергелю приурочені до низів нижньої частини рестівської підсвіти. Потужність окремих проверстків мергелю на площі, як правило, непостійна на досить коротких відстанях. Межі мергельних і вапнякових проверстків звичайно нечіткі. Проверстки мергелю поступово переходять у проверстки вапняків і навпаки. Нерідко проверстки мергелю латерально заміщуються вапняками через відповідні перехідні відміни. Мергелі часто містять окремі караваєподібні включення глинистого вапняку, щільність якого зростає до центра включення. Іноді вони згущуються по проверстку, внаслідок чого останній має чоткоподібну будову. Проверстки чоткоподібних глинистих вапняків найхарактерніші для верхів нижньої частині розрізу рестівської підсвіти.


Рис. 3. Зіставлення розрізів відслонень і свердловини китайгородської світи по Дністру, Смотричу, Мукші і Тернаві.

Вапняки нижньої частини рестівської підсвіти органогенно-детритові, плитчасті, темно-сірі до чорних, звичайно з нерівними горбистими поверхнями, різною мірою глинисті, іноді грудкуваті. Останні трапляються переважно у верхній половині нижньої частини рестівської підсвіти. Потужність вапнякових проверстків звичайно 5—10 см, але бувають вапняки потужністю 3—20 см.

Геологічний розріз нижньої частини рестівської підсвіти простежується скрізь на Волино-Поділлі, хоч обсяги його у свердловинах і у відслоненнях зіставляються умовно.

Верхню межу нижньої частини рестівської підсвіти у відслоненнях по Дністру та його притоках встановлюють досить легко, її проводять по підошві першої знизу пачки грудкуватих вапняків потужністю 1,5— 2 м, що містить численні рештки певних видів брахіопод та інших, які, проте, не характерні для зазначеного стратиграфічного рівня («транзитні» форми). За межами району виходів нижньої частини рестівської підсвіти на денну поверхню верхню межу її встановлюють умовно. За даними вивчення розрізів численних свердловин на західному схилі Українського щита можна зробити висновок про те, що нижня частина рестівської підсвіти є складовою частиною китайгородської світи, яка залягає вище, — її теригенно-карбонатними базальними верствами. Вона також представлена тут чергуванням темно-сірих глинистих вапняків та мергелів. Проверстки мергелю поступово змінюються, як і у відслоненнях у цій частині розрізу, проверстками глинистих вапняків. Теригенний піщаний та глинистий компонент розрізу поступово заміщується (знизу вгору), як і у відслоненнях, карбонатним. Повна заміна мергельних проверстків вапняковими відбувається — поступово в значних за потужністю інтервалах і на різних стратиграфічних рівнях, але без чіткого розмежування. Через це верхню межу нижньої частини рестівської підсвіти, фіксовану літологічно чи палеонтологічно, за межами дністровських розрізів, де вона рельєфно виділяється завдяки місцевим умовам вивітрювання, об’єктивно встановити неможливо.

Потужність нижньої частини рестівської підсвіти у відслоненнях непостійна: Однією з причин цього є, мабуть, трансгресивне залягання її на нерівній денудаційній поверхні старших порід. В с. Патринцях потужність підсвіти — 4,2 м, в с. Демшині — 6, в селах Студениці і Китайгороді — 8-10 м Мабуть різкі зміни потужності нижньої час-чини рестівської підсвіти на незначній площі відслонень пов’язані також із фаціальними заміщеннями верхньої частини її чергуванням грудкуватих вапняків з мергельно-вапняковими пачками, яке характерне для верхньої частини рестівської підсвіти.

Верхня частина рестівської підсвіти (=так звані демшинські верстви) краще відслонена в лівому стрімкому схилі Дністра в районі сіл Субочі, Демшина, Мар’янівки (див. рис. 3, відсл. 26). На мергельно-вапняковій товщі, яка аналогічна описаній вище, тут залягають (знизу вгору):

1. Вапняки темно-сірі, при вивітрюванні жовтуваті, грудкуваті, з брахіоподами: 1,5 м

2. Чергування мергелів темно-сірих, зеленуватих, масивних з вапняками темно-сірими. плитчастими, глинистими, міцними 1,3 м

3. Вапняки темно-сірі, грудкуваті 1,9 м

4. Чергування вапняків темно-сірих, плитчастих, з мергелями темно-сірими з зеленуватим відтінком 0,5 м

5. Вапняки темно-сірі, жовтуваті, грудкуваті 2,9 м

6. Чергування мергелів темно-сірих з вапняками такого самого кольору, плитчастими 0,5 м

7. Вапняки темно-сірі, грудкуваті 3 м

8 Чергування мергелів темно-сірих, зеленуватих, з вапняками темно-сірими, плитчастими 1.5 м

Отже, верхня частина рестівської підсвіти представлена чергуванням пачок грудкуватих, полідетритових вапняків з пачками мергелів, які містять окремі проверстки плитчастих вапняків. Біля с. Демшина чергування чотирикратне, тобто в розрізі кожна з чотирьох пачок грудкуватих вапняків (потужністю знизу вгору 1,5; 1,9; 2,9; 3,0 м) змінюється пачкою мергелю з окремими плитчастими вапняками (потужністю відповідно 1,3; 0,5; 0,5; 1,0 м). По розрізу чітко спостерігається поступове збільшення знизу вгору потужності пачок грудкуватих вапняків і зменшення в цьому напрямку потужності пачок мергелю. Біля с. Атаки (навпроти с. Студениці, правий схил Дністра) чергування також чотирикратне, але по простяганню верхньої частини рестівської підсвіти на північний захід верхні пачки мергелю заміщуються грудкуватими вапняками. В результаті біля с. Студениці (див. рис. 3, відсл. 8) в цій частині розрізу встановлено лише нижні дві пачки грудкуватих вапняків та дві пачки мергелю, а біля с. Патринців (рис. 3, відсл. 23) — тільки одна пачка вапняків і одна пачка мергелю. Потужність верхньої частини рестівської підсвіти зменшується у цьому напрямку від 10,3 (біля с. Атаки) до 3,5 м (біля с. Патринців). Ще далі на північний захід (с. Гусятин, св. 16908, 16902, 16906; с. Дарахів, св. 1) і на заході (с. Верхняківці, св. 1) верхня частина рестівської підсвіти представлена грудкуватими вапняками з окремими мергельними проверстками. Лише із зникненням мергельних проверстків по розрізу і за появою одноманітної товщі грудкуватих вапняків можна ділити китайгородську світу на рестівську і грушовецьку товщі.

На закінчення слід відзначити, що для нижньої і верхньої частин рестівської підсвіти характерні одні й ті самі компоненти розрізу—мергелі, плитчасті й грудкуваті вапняки. Відмінним є лише характер чергування і потужність пачок, які повторюються по розрізу. При цьому чітко витримується закономірне зменшення глинистого теригенного компонента від підошви до покрівлі підсвіти і збільшення у цьому напрямку карбонатності порід. Така закономірність має певний геологічний зміст. Тому недоцільно поділяти однотипну рестівську базальну товщу китайгородськоі світи на два окремих стратиграфічних підрозділи місцевої схеми — рестівські і демшинські верстви.

Мергелі і вапняки рестівської підсвіти містять численні рештки різних груп фауни. За сучасними даними для рестівської підсвіти характерні брахіоподи, конодонти, трилобіти, криноідеї, рослинні рештки.

Характерних рестівських комплексів серед інших груп фауни не встановлено, бо рестівську підсвіту звичайно розглядали разом з китайгородською світою, а не як окремий стратиграфічний підрозділ.

Грушовецька підсвіта

Грушовецькі відклади відслонюються на схилах Дністра від с. Студениці на сході до с. Великої Слобідки на заході, а також у долинах лівих і правих приток Дністра — Студениці, Тернави, Мукши, Рестево і в середній течії Смотрича — від с. Купина до с: Черчі. Вони залягають згідно на рестівській підсвіті. Нижню межу грушовецької підсвіти проводять по підошві потужної монотонної товщі грудкуватих вапняків. В інших районах, крім дністровських відслонень, нижню межу грушовецької підсвіти встановити важко, оскільки мергельні проверстки рестівської підсвіти витісняються грудкуватими вапняками грушовецької підсвіти без чіткого розмежування.

Грушовецькі утворення представлені потужною одноманітною товщею грудкуватих вапняків. Вони розділяються на мар’янівський і черченський підгоризонти. Обидва підгоризонти представлені сірими та голубими грудкуватими вапняками, тобто за літологічними ознаками вони не відрізняються один від одного. Ці підгоризонти встановлено за стратиграфічним поширенням остракод, брахіопод, строматопороідей і коралів. Фауністичне обґрунтування мар’янівського і черченського підгоризонтів не досить точне. Так, всі брахіоподи, які наведено для мар'янівського підгоризонту, характерні і для черченського. Черченський остракодовий комплекс нечисленний і дуже близький до мукшинського. Але незалежно від ретельності фауністичного обґрунтування цих «підгоризонтів», йдеться про стратиграфічні одиниці, які встановлюються за палеонтологічними даними.

Мар’янівські відповідають найпотужнішій частині грушовецької підсвіти. Вони становлять не менше 90% обсягу останньої. Мар’янівські грудкуваті вапняки залягають згідно на рестівській підсвіті.

В стратотиповому розрізі (див. рис. 3, відсл. 26), розташованому на лівому схилі Дністра в районі с. Мар'янівки (гирло р. Тернави), на демшинських верствах (верхня частина рестівської підсвіти) залягають:

Вапняки темно-сірі, при вивітрюванні жовтуваті, грудкуваті, органогенно-детритові, глинисті. У верхній частині розрізу трапляються поодинокі проверсткн плитчастих вапняків темно-сірих до чорних, дуже міцних. По всьому розрізу грудкуваті вапняки містять брахіоподи, трилобіти, остракоди, членики криноїдей, табулятн. ругози 44 м

В описаному розрізі відслонюється лише нижня частина мар’янівських верств.

Верхня частина мар’янівських верств відслонюється на лівому схилі Дністра далі на схід від с. Великої Слобідки. Вище дзеркала води в Дністрі відслонюються (див. рис. 3, відсл. 32):

Вапняки темно-сірі, грудкуваті, глинисті, з брахіоподами, хітинозоями 22 м

Верхню межу мар’янівських верств неможливо встановити як у відслоненнях, так і в свердловинах, оскільки вона не має ні літологічних, ні палеонтологічних діагностичних ознак.

Самим верхам грушовецької підсвіти відповідають так звані черченські верстви. У стратотиповому розрізі (див. рис. 3, відсл. 105), розташованому в с. Черчі трохи нижче греблі на правому схилі Смотрича, вище дзеркала води відслонюються (знизу вгору):

1. Вапняки жовтувато-сірі, грудкуваті, з брахіоподами 6,7 м

2. Вапняки жовтувато-сірі, грудкуваті. Від підстелюючнх грудкуватих вапняків вони відрізняються більшим розміром грудок вапняку і чіткіше вираженими тріщинами окремості. У верхній третині розрізу описуваної пачки з'являються тонкі лінзоподібні проверстки нечітковерствуватих крупногрудкуватих вапняків (рис. 19). По всій пачці рідко трапляються брахіоподи 4,5 м

Межу між першою і другою пачками встановити не можна, бо вони поступово переходять одна в одну.

3. Мукшинські вапняки темно-сірі до чорних, грубоверствуваті, з брахіоподами: 6 м

Межу між китайгородськими і мукшинськими відкладами проводять за чіткою заміною грудкуватих вапняків плитчастими.

На лівому схилі Смотрича навпроти описаного вище відслонення також добре можна спостерігати виходи порід верхньої частини грушовецької підсвіти. Тут відслонюються:

Вапняки жовтувато-сірі, грудкуваті. Видима потужність цієї одноманітної товщі 9 м. На 1,5-2,0 м нижче від покрівлі грушовецької підсвіти простежується малопотужний проверсток, переповнений окремими стулками і цілими черепашками брахіопод.

Поділити цю монотонну товщу грудкуватих вапняків навіть умовно на пачки, як на протилежному схилі Смотрича, за розміром грудок вапняку або за наявністю своєрідних тріщин окремості неможливо. Не встановлено у верхній частині розрізу тут також пачки крупногрудкуватих вапняків, як у попередньому відслоненні. Це пояснюється неоднаковими умовами вивітрювання грудкуватих вапняків на південних і північних схилах. В стратотипі черченські верстви представлені грудкуватими вапняками, які в цілому майже аналогічні вапнякам нижчих стратиграфічних рівнів грушовецької підсвіти. Нижньої літологічної межі черченських верств у стратотиповому розрізі немає. Це пояснюється тим, що грушовецька підсвіта представлена тут однорідною товщею грудкуватих вапняків потужністю до 11,2 м. Розріз черченських верств, подібний до стратотипового (лівого схилу Смотрича), чудово представлений далі на захід від с. Луки-Врублівецької (лівий схил Дністра). Тут на протязі кількох сотень метрів відслонюються грудкуваті вапняки верхньої частини грушовецької підсвіти, утворюючи уступи з екзотичними формами вивітрювання. Контакт їх з мукшинськими відкладами досить чіткий як за зміною порід, так і за зміною брахіоподових комплексів.

У гирлі р. Мукши, в районі с. Яруги (лівий схил Дністра) і в с. Нагорянах (правий схил Дністра) верхня частина грушовецької підсвіти також представлена однорідними грудкуватими вапняками, які в результаті вивітрювання розбиті субгоризонтальними тріщинами окремості, через що грудкуваті вапняки здаються нерівноплитчастими.

Грудкуваті вапняки грушовецької підсвіти темно-сірі, часто жовтуваті, органогенно-детритові. Грудкувата структура вапняків зумовлена, мабуть, діагенетичним перерозподілом карбонатного матеріалу, внаслідок чого утворились окремі глинисто-карбонатні стяжіння на фоні збіднілої карбонатами більш глинистої навколишньої маси. Вапнякові стяжіння різноманітної форми, з численнями виступами, горбистою поверхнею. Розміри окремих стяжінь змінюються від 1—2 до 10—15 см. Щільність їх швидко зростає від периферії до центра, а глинистість — навпаки. Невивітрілі вапняки відносно легко розбиваються тільки на окремі стяжіння. Грудкувата структура вапняків особливо чітко проявляється при їх вивітрюванні. За даними О. Є. Шевченко (1965), вапняки складаються з кальциту (70%), доломіту (10%) та глинистих мінералів (20%); кварцу і піриту незначна кількість. Під мікроскопом вапняки мікрозернисті. Кальцит представлений у вигляді зерен неправильної форми діаметром 0,01 мм. Ромбічні зерна доломіту розподілені в породі нерівномірно. Зерна кварцу зовсім необкатані. В легкій фракції виявлено поодинокі зерна глауконіту, циркону, ангідриту. Важка фракція представлена піритом.

Розріз грушовецької підсвіти, подібний до описаного, можна спостерігати скрізь на Волино-Поділлі (м. Кам’янець-Подільський, св. 561; с. Верхняківці, св. 1; с. Кузьминчик, св. 16908; с. Закупне, св. 16906; с. Шидлівці, св. 16902; с. Дарахів, св. 1; с. Берестечко, св. 1; м. Володимир-Волинський, св. 1).

Верхню межу грушовецької підсвіти встановлюють за зміною грудкуватих вапняків плитчастими грубоверствуватими вапняками мукшинської підсвіти. На Поділлі з нею пов’язана біостратиграфічна межа.

Потужність грушовецькоі підсвіти у відслоненнях становить 50— 55 м. Далі на північний захід від Середнього Придністров’я вона дорівнює 54,6 (с. Закупне, св. 16906) і 57 м(с. Дарахів, св. 1). Вхрест простягання потужність світи зафіксовано лише в с. Верхняківцях (св. 1) — 63 м.

Грудкуваті вапняки і мергелі грушовецької підсвіти дністровського опорного розрізу містять брахіоподи, хітинозої, конодонти, остракоди. За даними Никифорової і Предтеченського (1968), тут встановлено строматопороідеї, табуляти, ругози, пелециподи, моховатки, трилобіти, криноідеї, фавозитиди, конодонти.

Верхній силур

Верхньосилурійські відклади Волино-Поділля представлені лагунними і нормально-морськими теригенно-карбонатними породами загальною потужністю 290—435 м. Згідно з сучасними біостратиграфічними даними, верхній відділ системи поділяється на два яруси: лудловський і скальський.

Лудловський ярус

Лудловські карбонатні відклади Волино-Поділля — це потужна товща плитчастих і грудкуватих вапняків з поодинокими проверстками мергелів і метабентонітових глин. У східній смузі силурійських карбонатних порід західного схилу Українського щита в нижній частині їх розвинуті переважно лагунні, здебільшого карбонатні відклади. Із сходу на захід (вхрест простягання) останні заміщуються плитчастими доломітизованими вапняками, які в свою чергу поступово переходять у грудкуваті вапняки.

В Середньому Придністров’ї лудловські відклади відслонюються вхрест простягання в долині Дністра від с. Мар’янівки на сході до гирла Збруча на заході. За простяганням вони простежуються на берегах річок Мукши, Смотрича, Жванця і Збруча (ліві притоки Дністра), на решті території Волино-Поділля розкриваються численними свердловинами.

Лудловські відклади залягають згідно на венлокських. Нижня межа їх на Поділлі збігається з межею китайгородської і баговицької світ, верхня — з розмежуванням малиновецьких і скальських утворень.

Загальна потужність лудловських відкладів у дністровському розрізі 155 м. У карбонатних фаціях Волино-Поділля потужність їх збільшується зі сходу на захід до 175 м (с. Дарахів, св. 1).

За місцевою стратиграфічною схемою лудловські відклади дністровського опорного розрізу поділяються на баговицьку і малиновецьку світи.

Баговицька світа

Баговицька світу як окремий стратиграфічний підрозділ місцевої схеми об’єднує відклади відомі раніше як мукшинський та устівський горизонт.

Назва світи походить від с. Баговиці (лівий схил Дністра, 2—3 км на схід від гирла р. Мукши), де ці відклади відслонюються на повну потужність. силурійських відкладів, відомих до цього часу в дністровському опорному розрізі під назвою мукшинського і устівського «горизонтів». Необхідність в узагальнюючій стратиграфічній одиниці рангу світи зумовлена тим, що мукшинська і устівська товщі, не характеризуються стійкістю основних фаціально-літологічних ознак на значній території.

Баговицька світа відслонюється в долині Дністра від с. Мар’янівки на сході до с. Коновки на заході, а також в пригирловій частині р. Мукши і на р. Смотричу від с. Черчі до с. Великозалісся. Вона залягає згідно на китайгородській світі. Нижню межу світи проводять за зміною грудкуватих вапняків китайгородської світи плитчастими, іноді доломітизованими вапняками.

Баговицька світа представлена у східній смузі свого поширення плитчастими вапняками (внизу) і доломітовими мергелями з окремими проверстками і пачкам доломітів та вапняків, у західній — вапняками плитчастими або нечітко грудкуватими. Загальна потужність світи 40-55 м.

Верхню межу баговицької світи у східній смузі її поширення проводять за чіткою зміною доломітових мергелів грудкуватими вапняками малиновецької світи. Далі на захід цю межу проводять по покрівлі плитчастих або нечіткогрудкуватих вапняків. Останні мало відрізняються від грудкуватих вапняків малиновецької світи. Проте деякі відміни баговицьких вапняків: інтенсивніший темно-сірий колір їх (малиновецькі вапняки звичайно з жовтуватим або голубуватим відтінком), чіткіша зернистість, наявність стилолітових швів і більша, як правило, величина грудок вапняків дають підставу, хоч дещо умовно, фіксувати верхню межу баговицької світи. У прилеглій до Українського щита смузі розглядувану світу поділяють на дві частини (знизу вгору): мукшинську і устівську підсвіти.

Мукшинська підсвіта

Мукшинська підсвіта відслонюється по Дністру від с. Мар’янівки на сході до с. Великої Слобідки на заході, а також у нижній течії Смотрича від с. Черчі до с Киселівки.

Породи мукшинської підсвіти залягають згідно на відкладах китайгородської світи. Нижню межу її проводять по підошві мергелів (с. Велика Слобідка, відсл. 32, 33; с. Кузьминчик, св. 16908, гл. 133 м) або глинистих тонкоплитчастих вапняків (с. Нагоряни, відсл. 94) потужністю 0,2—0,5 м, переповнених брахіоподами. Ніяких ознак розмиву між грушовецькою та мукшинською підсвітами не виявлено. Встановлення межі між китайгородським і баговицьким горизонтами на південно-західній окраїні Східно-Європейськоі платформи, починаючи від Середнього Придністров’я до Брестської западини включно, практично не викликає труднощів.

Мукшинська підсвіта у відслоненнях по Дністру представлена переважно товстоплитчастими вапняками, в деякій мірі доломітизованими, з малопотужними проверстками вапняково-доломітових мергелів і доломітів. У стратотиповому розрізі (рис.4, відсл. 33 і 32 в гирлі р. Мукши і на лівому схилі Дністра на схід від с. Великої Слобідки) на китайгородській світі залягають (знизу вгору):

1. Мергелі сірувато-жовті, масивні, з проверстками глинистих вапняків такого самого кольору, з численними брахіоподами 0,5 м

2. Вапняки темно-сірі, доломітизовані,. масивні, міцні, грубоверствуваті, з поодинокими рештками черепашок. У підошві вапняків є проверсток мергелю потужністю 1-2 м, переповнений члениками криноідей 1,5-1,7 м

3. Мергелі темно-сірі, доломітизовані, з численними лінзочками і проверстками вапняків органогенних, переповнених члениками і стеблами криноідей. Значно рідше трапляються строматопори, корали й брахіоподи. Органічні рештки часто перекристалізовані В підошві товщі є проверсток темно-сірого до чорного вапняку з сильним запахом сірководню 0,8-1 м

4. Вапняки темно-сірі, сірі, чорні, місцями з землистим відтінком, кристалічні, міцні іноді із стилолітовими швами, проверстками, в різній мірі глинисті, із запахом сірководню, іноді із строматопорами. коралами і численними члениками криноідей 2,0-2,6 м

5. Чергування вапняків сірих, темно-сірих, чорних, доломітизованих, подекуди з сильним запахом сірководню, з рештками строматопор, табулят і ругоз, з мергелями жовто-сірими і темно-сірими, масивними, з органічними рештками 5,2-5,7 м

6 Вапняки сірі, темно-сірі, чорні, доломітизовані, кристалічні, дуже міцні, із стилолітовими швами, грубоверствуваті, зі строматопорами і дрібними атиридами 2-2,3 м


Рис. 4. Зіставлення розрізів відслонень і свердловин мукшинської підсвіти по Дністру, Мукші, Смотричу і Жванчику (за П.Д. Цегельнюком, 1974):
1 - вапняки доломітизовані; 2 - мергелі вапняково-доломітові; мергелі доломітові; 4 - мергелі; 5 - вапняки плитчасті; 6 - ститолітові шви; 7 - строматопороїдеї.

Верхню межу мукшинської підсвіти у відслоненнях по Дністру проводять по чіткій зміні темно-сірих або чорних грубоверствуватих вапняків доломітовими мергелями сірувато-жовтого або сірувато-синього кольору, характерними для устівських відкладів.

По простяганню на північний захід проверстки вапняково-доломітових мергелів і доломітів заміщуються вапняками. В розрізах біля сіл Думанова, Черчі, Кутківців (св. 16906), Кузьминчика (св. 16908) та інших мукшинська підсвіта представлена масивними, товстоплитчастими, слабо доломітизованими вапняками з численними стилолітовими швами. Ще далі на північний захід (с. Дарахів, св. 1) і на захід (с. Верхняківці, св. 1) мукшинські вапняки майже не доломітизовані, сірі й темно-сірі, часто дрібно- та крупнозернисті, значно глинисті, з тонкими лінзоподібними проверстками мергелю сірого й темно-сірого. Навпаки, при простеженні мукшинських відкладів на південний схід і на південь спочатку верхня половина їх заміщується доломітовими мергелями і доломітами (рис. 4, правий схил Дністра, с. Нагоряни, відсл. 94). Вони майже зовсім не відрізняються за літологічними особливостями від доломітових порід устівської підсвіти, що залягають вище. Нижня частина мукшинської підсвіти тут також істотно змінюється (рис. 4, відсл. 94). Товстоплитчасті доломітисті вапняки, розвинуті в стратотипі підсвіти, в напрямку на південний схід поступово змінюються тонкоплитчастими і дуже глинистими вапняками. Отже, при простеженні мукшинської підсвіти з північного заходу на південний схід чітко встановлюються фаціальні заміни вапняків і мергелів доломітами і доломітовими мергелями, які не можна відрізняти від відповідних порід устівської підсвіти. Верхню межу мукшинської підсвіти часто встановити неможливо. Не допомагає тут іноді й біостратиграфічи;іи метод. Це стосується тих розрізів, де мукшинська і устівська підсвіти представлені лише доломітовими породами, в яких нема органічних решток у зв’язку з несприятливими фаціальними умовами при їх утворенні, і тих розрізів, де вони представлені вапняками з більш-менш численними викопними рештками. Як показує вивчення брахіопод, мукшинський і устівський комплекси мало відрізняються один від одного. Іноді ці невеликі відміни в розрізах свердловин виявити не вдається.

Вапняки мукшинської підсвіти сірі, темно-сірі, чорні, дрібно- та крупнозернисті, товстоплитчасті, дуже щільні і міцні, часто доломітизовані, звичайно з сильним запахом сірководню та з численними сти-лолітовими швами. По простяганню масивні вапняки нерідко переходять у тонкоплитчасті, дуже глинисті й доломітизовані. Трапляються також проверстки досить пористих вапняків.

Мергелі сірі й жовтувато-сірі, тонковерствуваті, звичайно з органічними рештками доброї, збереженості. Доломітові мсргелі й доломіти не містять органічних решток, за винятком рідкісних знахідок черепашок остракод: По всьому розрізу мукшинської підсвіти у вапняках знаходяться невеликі коралово-строматопорові біогерми, в яких є також криноідеї, меховатки і брахіоподи.

Потужність мукшинської підсвіти на Поділлі змінюється від 10 (с. Нагоряни, відсл. 94) до 13 (с. Велика Слобідка, відсл. 32 і 33; с. Кузьминчик, св. 16908; с. Верхняківці, св. 1; с. Дарахів, св. 1) і навіть до 23—27 м (с. Шидлівці, св. 16902).

В мергелях і вапняках мукшинської підсвіти досить часто трапляються рештки різних груп фауни. Однією з найчисленніших є брахіоподи, вертикальне поширення яких вивчено краще, ніж інших груп.

Устівська підсвіта

Устівська підсвіта відслонюється по Дністру від с. Нагорян на сході до с. Коновки на заході, а також у пригирловій частині Мукши і в середній течії Смотрича від с. Думанова до с. Великозалісся. Вона згідно залягає тут на породах мукшинської підсвіти. Нижня межа підсвіти чітка, її можна легко встановити за зміною товстоплитчастих темно-сірих вапняків мукшинської підсвіти ясно-жовтими або темно-сірими доломітовими мергелями чи доломітами устівської підсвіти. На південний схід від Дністра і на південь, де мукшинські відклади представлені доломітами і доломітовими мергелями, межу між устівською і мукшинською підсвітами за літологічними особливостями порід провести неможливо (с. Нагоряни, відсл. 94). Встановити цю межу за палеонтологічними даними також не можна, бо доломітові відклади устівської і мукшинської підсвіт не мають органічних решток. Далі на захід від смуги розвитку лагунних порід устівської підсвіти цей стратиграфічний інтервал розрізу заміщується нормально-морськими плитчастими (с. Верхняківці, св. 1, інт. 340,2—373 м) або грудкуватими вапняками (с. Дарахів, св. 1, інт. 822—852,5 м).

Таким чином, устівська підсвіта поширена лише у вузькій смузі вздовж західного схилу Українського щита. На решті території Волине-Поділля, де розвинутий карбонатний тип розрізу силурійських відкладів, як окремий стратиграфічний підрозділ місцевої схеми вона не виділяється.

Стратотиповий розріз устівської підсвіти знаходиться в с. Устя на лівому схилі Дністра. Тут відслонюються лише самі верхні частини підсвіти. На повну потужність підсвіти відслонюється на лівому і правому схилах пригирлової частини р. Мукши в с. Великій Слобідці (рис. 5, відсл. 33, 34), На темно-сірих товстоплитчастих вапняках мукшинської підсвіти залягають (знизу вгору):

1. Доломіти жовтувато-сірі, грубоверствуваті. з поодинокими проверстками мер-гелів доломітових такого самого кольору. По простяганню в одному з відслонень верхня частина описуваної пачки представлена вапняками сірими, афанітовими, з проверстками мергелю з брахіоподами 3,6 м

2. Мергелі сірі, з жовтуватим або синюватим відтінком, доломітові, тонковерствуваті 1,8—1,9 м

3. Доломіти жовтувато-сірі, з землистим відтінком, іноді вапнисті, з поодинокими проверстками доломітових мергелів. Вапнисті проверстки доломітів іноді містять строматопороідеї 2,4 м

4. Мергелі доломітові, сірі, в нижній частині з жовтуватим відтінком, у верхній — з синюватим. По простяганню окремі проверстки доломітових мергелів переходять у доломіти 1,5 м

5. Доломіти сірі, жовтувато-сірі, грубоверствуваті, вапнисті, з лінзоподібними проверстками доломітових мергелів 1,5 м

6. Мергелі доломітові, сірі, з синюватим відтінком, тонковерствуваті 1,2 м

7. Доломіти жовтувато-сірі, грубоверствуваті, по простяганню вапнисті, іноді зі строматопорами 2,1—2,4 м

8. Аргіліт сірий, з синюватим відтінком, тонкосланцюватий. По простяганню він поступово заміщується доломітовим мергелем жовтуватого кольору 0,3 м

9. Доломіти ясно-сірі й жовтувато-сірі, з проверстками доломітових мергелів сірих з синюватим відтінком. В нижній частині цієї товщі є два проверстки доломітизованих кавернозних вапняків потужністю по 0,4 м кожний В проверстках синюватих доломітових мергелів виявлено уламки Eurypterus remipes tetragonophlhalmus F і s h е r. Розріз пачки закінчується проверстком вапняку доломітизованого, кавернозного. Поверхня вапняку нерівна, з залізистою кірочкою. Вапняк містить ядра брахіопод, остракод, зрідка трапляються табуляти, строматопори. Цей проверсток простежується у всіх вивчених нами відслоненнях і в багатьох свердловинах (див. рис. 5). Він, можливо. фіксує внутрішньоформаційний перерив в осадконагромадженні 2—2.3 м

10. Мергелі доломітові жовтувато-сірі, синюваті, тонковерствуваті, з проверстками  доломітів 1,8 м

11. Вапняки темно-сірі, сірі і ясно-сірі, по простяганню в різній мірі доломітизовані, міцні, в середній частині кавернозні, грубо- і тонковерствуваті, з брахіоподами, трилобітами, дендроідеями, остракодами 1,5 м

12. Мергелі доломітові, темно-сірі і жовтувато-сірі, з синюватим відтінком, тонковерствуваті, з Eurypterus remipes tetragonophthalmus Fіsch 5,4 м


Рис. 5. Зіставлення розрізів відслонень і свердловини устівської підсвіти по Дністру, Мукші, Смотричу і Жванчику (за П.Д. Цегельнюком, 1974):
1 - вапняки плитчасті; 2 - доломіти вапнисті; 3 - мергелі доломітові; 4 - доломіти; 5 - строматопороідеї; 6 - кавернозні проверстки.

Таким чином, устівська підсвіта у стратотиповому районі представлена лагунними карбонатними відкладами — доломітами і доломітовими мергелями з підпорядкованими їм проверстками вапняків і доломітових вапняків. Останні трапляються окремими проверстками або пачками (потужністю 1,0—1,5 м) в нижній, середній і верхній частинах розрізу підсвіти. Деякі з таких пачок приурочені до окремих ділянок розрізу і простежуються на значній площі. Доломіти і доломітові мергелі чергуються як по розрізу, так і по площі. Іноді в одному відслоненні можна встановити при простеженні заміну доломітів доломітовими мергелями і навпаки. Фаціальні заміщення поступові.

Доломіти устівської підсвіти сірі й жовтувато-сірі, здебільшого з землистим відтінком, різною мірою глинисті, товсто- і тонкоплнтчасті, зрідка по простяганню кавернозні та із стилолітовнми швами. У верхній частині розрізу підсвіти (21,3—22,5 м вище від підошви) на значній площі простежується кавернозний проверсток доломітизованого вапняку потужністю 10—20 см (див. рис. 5). Потужність окремих проверстків і доломітових пачок по розрізу змінюється від 0,2—0,3 до 3—3,5 м. Доломіти складаються з доломіту (60— 85%), кальциту (10—20%) та глинистих мінералів (5—35%). У доломітах і доломітизованих вапняках встановлено високий вміст Fe2О3 (3—5%) і SiO2 (12—14%). У доломітах виявлено поодинокі зерна кварцу і піриту. Під мікроскопом структура їх мікрозерниста. Доломітові зерна в шліфах неправильної, рідше ромбічної форми. Розмір зерен 0,05 мм.

Доломітові мергелі жовтувато-сірі і синювато-сірі, тонкогоризонтальноверствуваті, іноді масивні, з тріщинами висихання і слідами хвильових брижів, що свідчить про мілководні умови нагромадження осадків і про вихід їх час від часу на денну поверхню. Потужність окремих проверстків і пачок мергелів змінюється від 0,3—0,5 до 3—3,5 м.

Вапняки сірі й темно-сірі, іноді афанітові, дуже міцні, строматопорові. Вони складаються з кальциту (50— 55%), доломіту (до 15%) та глинистих мінералів (до 30%). Структура їх мікрозерниста.

Подібний до описаного лагунно-карбонатний тип розрізу устівської підсвіти, як зазначено вище, простежується у вузькій східній смузі її розвитку вздовж Українського, щита. Верхню межу устівської підсвіти в цій смузі встановлюють досить легко за чіткою зміною тонковерст-вувагид: доломітових мергелів з Eurypterus remipes fetragonophthalmus Fischer темно-сірими грудкуватими вапняками малиновецької світи з численними брахіоподами.

Зі сходу на захід (вхрест простягання) лагунні доломітові породи устівської підсвіти заміщуються нормально-морськими масивними (с. Верхняківці. св. 1, інт. 340,2—373 лі) або грудкуватими (с. Дарахів, св. 1, інт. 822—852,5 м) темно-сірими вапняками з нормально-морськими органічними рештками. За літологічним» особливостями і фауністичною характеристикою за брахіоподами вони мало відрізняються від грудкуватих вапняків малиновецької світи, які залягають вище.

Потужність устівської підсвіти у парастратотиповому розрізі становить 29—30 м (с. Велика Слобідка, відсл. 33, 34) та 38 м (с. Кутківці,св. 16906).

У нижній частині устівської-підсвіти дністровського опорного розрізу (с. Велика Слобідка) виявлено брахіоподи, трилобіти, дендроідеї, брахіоподи і остракоди.

Малиновецька світа

Малиновецька світа представлена потужною товщею грудкуватих вапняків, які завершуються товстоплитчастими доломітами (рис. 6). У вузькій смузі північно-західного простягання, яка збігається з лінією Коновка — Кам’янець-Подільський — Пудлівці — Кутківці, грудкуваті вапняки нижньої частини малиновецької світи містять окремі проверстки і пачки доломітових мергелів, доломітів і доломітизованих плитчастих вапняків. Вхрест простягання (на захід і на схід) доломітові породи швидко заміщуються грудкуватими і плитчастими вапняками, звичайними для малиновецької світи, з численними нормально-морськими органічними рештками.


Рис. 6. Зіставлення розрізів відслонень і свердловин малиновецької світи по Дністру, Жванчику, Смотричу і Мукші (за П.Д. Цегельнюком, 1974): 1 - вапняки плитчасті; 2 - вапняки грудкуваті; 3 - доломіти; 4 - мергелі; 5 - мергелі доломітові; 6 - метабентоніти; 7 - червоноколірні проверстки; 8 - біогерми.

Загальна потужність світи 110—120 м.

Малиновецькі відклади досить широко розвинуті на Волино-Поділлі. Вони відслонюються вхрест простягання в долині Дністра від р. Мукши на сході до р. Збруча на заході, а також (майже по простяганню) на схилах річок Мукши, Смотрича, Жванця і Збруча. Малиновецька світа згідно залягає (зі сходу на захід) на доломітових мергелях устівської підсвіти або на її стратиграфічних еквівалентах — на масивних Плитчастих (с. Верхняківці, св. 1) і грудкуватих (с. Дарахів, св. 1) вапняках. Перекриваються Малиновецькі відклади також згідно доломітовими і доломітизованими породами їкальської світи.

За літолого-фаціальними особливостями дністровського розрізу ми поділяємо малиновецьку світу на конівську, сокільську та Ісаковецьку підсвіти.

Конівська підсвіта

Конівська підсвіта відслонюється в долині Дністра від с. Великої Слобідки на сході (гирло Мукши) до с. Мошанця на заході, а також в нижній течії Мукши і Смотрича. Вона залягає згідно на доломітових мергелях устівської підсвіти. Нижню межу конівської підсвіти проводять по підошві пачки грудкуватих вапняків потужністю 2,5—3,5 м, які містять численні брахіоподи. Ця пачка («малиновецький карниз») простежується у всіх вивчених нами відслоненнях і свердловинах Волино-Поділля. Звичайно до неї приурочені невеликі строматопорово-коралові біогерми.

У стратотиповому відслоненні (рис. 6, с. Коновка, правий схил Дністра, відсл. 91) вище дзеркала води залягають (знизу вгору):

1. Вапняки темно-сірі до чорних, грудкуваті, монолітні, дуже міцні, з брахіоподами 2 м

Тут виявлено біогерм, довжина якого досягає 8 м, а висота 1 м. Він складається з члеників криноідей, строматопор і коралів. Окремі невеликі лінзи переповнені брахіоподами. Розріз малиновецької світи скрізь починається аналогічними грудкуватими вапняками майже чорного кольору з сильним запахом сірководню.

2. Вапняки грудкуваті, темно-сірі, з синюватим або голубуватим відтінком, дуже глинисті, з поодинокими мергельними проверстками, з брахіоподами

3. Мергелі доломітові, тонковерствуваті, ясно- або жовтувато-сірі, часто з синюватим відтінком, з тріщинами висихання. Візуально вони тотожні доломітовим мергелям верхньої частини устівської підсвіти 3 м

4. Вапняки темно-сірі, тонковерствуваті. масивні, з безліччю табулят доброї збереженості 1,3 м

5. Доломіти жовтувато-сірі, нерідко з землистим відтінком, грубоверствуваті, з нерівними поверхнями наверствування 3 м

6. Мергелі доломітові, тонковерствуваті. жовтувате сірі. з синюватим відтінком 1 м

Вище залягають грудкуваті вапняки сокільської підсвіти. Нижня частина конівської підсвіти представлена грудкуватими вапняками. Вапняки темно-сірі, з жовтуватим або синюватим відтінком, сильно глинисті, органогенно-детритові, з грудкуватою окремістю. Величина окремих грудок вапняку становить 5-6 см. В нижній частині конівської підсвіти трапляються криноїдно-коралові біогерми караваєподібної форми.

Верхня частина конівської підсвіти фаціально мінлива. За простяганням порід по лінії Коновка — Камінець-Подільський — Пудлівці — Кутківці вона представлена доломітовими мергелями з підпорядкованими їм проверстками доломітів. Потужність доломітової пачки 8,5-12 м. Іноді в середній частині її є один (с. Кутківці, св. 16906) або два (с. Пудлівці, відсл. 92) темно-червоних проверстки доломітових мергелів потужністю 0,5—2,0 м. Доломітові мергелі й доломіти сірі та жовтувато-сірі, нерідко з синюватим або з голубуватим відтінком, тонко- і товстоверствуваті, візуально аналогічні доломітовим породам устівської підсвіти.

На схід і на захід від зазначеної лінії (тобто вхрест простягання порід) доломітові мергелі і доломіти заміщуються частим чергуванням тонкоплитчастих вапняків і мергелів або грудкуватими вапняками з численною і різноманітною-морською фауною. Фаціальні заміни простежуються і у відслоненнях із заходу на схід по лінії Коновка — Сокіл—Велика Слобідка: Так, в районі с. Сокола (правий схил Дністра) доломітові породи верхньої частини конівської підсвіти майже повністю витіснені чергуванням мергелів з вапняками, звичайними для малиновецької світи. В с. Великій Слобідці цей інтервал розрізу представлений глинистими грудкуватими вапняками з тонкими лінзоподібними проверстками мергелів, які переповнені брахіоподами, ругозами і члениками криноідей.

Потужність конівської підсвіти в Середньому Придністров’ї 20— 22 м. Верхню межу її у вузенькій смузі північно-західного простягання проводять за чіткою зміною доломітових порід грудкуватими вапняками сокільської підсвіти. В розрізах, розташованих на схід і захід від лінії Коновка — Кам’янець-Подільський — Пудлівці — Кутківці (вхрест простягання силурійських відкладів), верхню межу і обсяг цього стратиграфічного підрозділу встановити неможливо, бо доломітові породи зникають з розрізу.

Сокільська підсвіта

Сокільські відклади відслонюються в долині Дністра (від с. Устя на сході до с. Ісаківців на заході), а також Смотрича (від с. Великозалісся на півночі до її гирла). Вони залягають згідно на доломітових мергелях (села Коновка, Пудлівці) або на плитчастих вапняках (с. Сокіл) конівської підсвіти. Нижню межу сокільської підсвіти проводять по підошві грудкуватих вапняків. Біля с. Сокола (відсл. 42) на цьому рівні спостерігається малопотужний (до 10 см) проверсток метабентонітової глини (М1), який простежується по простяганню в деяких свердловинах. В більшості свердловин на Волино-Поділлі, в розрізах яких конівська і сокільськз підсвіти представлені одноманітними грудкуватими вапняками, розмежування їх неможливе.

У стратотиповому відслоненні (див. рис. 6, правий схил Дністра навпроти с. Сокола, відсл. 42) представлена нижня частина сокільської підсвіти. На конівській підсвіті тут залягають (знизу вгору):

1. Вапняки грудкуваті, темно-сірі, з жовтуватим відтінком, дуже глинисті, іноді з строматопорово-кораловими біогермами, з брахіоподами 5 м

2. Вапняки грудкуваті, темно-сірі, глинисті, з поодинокими проверстками вапняків плитчастих, темно-сірих до чорних, дуже міцних, з брахіоподами 15 м

3. Вапняки грудкуваті, темно-сірі, з жовтуватим відтінком, з лінзоподібними проверстками мергелів, з брахіоподами 12,5 м

4. Чергування вапняків грудкуватих, жовтувато-сірих, з мергелями синювато-сірими, з брахіоподами 1,5 м

Середня частина сокільської підсвіти відслонюється в стратотипі малиновецької світи біля сіл Малинівців та Слобїдки-Малиновецької (див. рис. 6; лівий схил Дністра, відсл, 41). Вище-дзеркала води тут залягають (знизу вгору):

1. Вапняки грудкуваті, темно-сірі, з поодинокими проверстками вапняків плитчастих, з брахіоподами. У верхній частині грудкуватих вапняків є два проверстки метабентонітових глин — жовто-сірнх, з численними лусочками слюди. Відстань між ними 6 м 37 м

2. Вапняки грудкуваті, з поодинокими проверстками мергелю, з брахіоподами 10 м

Верхня частина сокільської підсвіти відслонюється на Дністрі від с. Гринчука на сході до с. Жванця на заході. Вище рівня води (див. рис. 6, відсл. 40, 43) залягають (знизу вгору):

1. Вапняки жовтувато-сірі, темно-сірі, дрібногрудкуваті, з тонкими лінзоподібними проверстками мергелю жовтувато-сірого, з поодинокими проверстками дрібнозернистих плитчастих вапняків, з брахіоподами 3 м

2. Мергелі темно-сірі, жовтуваті, масивні, з поодинокими лінзочками вапняку. В підошві мергелів простежується проверсток метабентонітової глини (М3) потужністю 0,1—0,2 м. Мергелі містять брахіоподи і хітинозії 0,8 м

3. Вапняки грудкуваті, темно-сірі, глинисті, з поодинокими лінзоподібними проверстками мергелів жовтувато-сірих, масивних. Трапляються брахіоподи, хітинозії 15,5 м

4. Вапняки дрібногрудкуваті, темно-сірі, жовтуваті, сильно глинисті, з численними малопотужними проверстками і лінзочками мергелів жовтувато-сірих, синюватих. Місцями мергелі переважають у розрізі. Іноді зустрічаються проверстки плитчастих вапняків. Породи містять брахіоподи, хітинозої, остракоди 6,5 м

Верхню межу сокільської підсвіти проводять за зміною дрібногрудкуватих вапняків плитчастими доломітами ісаковецької підсвіти. Цей перехід дуже поступовий. Потужність перехідної пачки 3—4 м. У карбонатних фаціях Волино-Поділля її встановлюють досить легко (с. Верхняківці, св. 1; с. Шидлівці, св. 16902; с. Дарахів, св. 1).

Сокільська підсвіта, як свідчать описані вище розрізи дністровських відслонень, представлена потужною монотонною товщею грудкуватих вапняків. У нижній частині її, в районі м. Кам’янця-Подільського (рис. 6, відсл. 59) і с. Пудлівців (рис. 6, відсл. 92), грудкуваті вапняки витіснені товстоплитчастими, дуже міцними, іноді афонітовими строматопорово-кораловими вапняками з підпорядкованими їм проверстками доломітів потужністю 1—2 м.

У підошві сокільської підсвіти і у верхній її частині трапляються .малопотужні проверстки метабентонітових глин (рис. 6). Всього тут встановлено три проверстки. Позначимо їх індексами (знизу вгору):

М1, М2, М3. Потужність метабентонітових проверстків звичайно не перевищує 0,05—0,10 м. У відслоненнях вони пухкі, легко розтираються в пальцях, жовті і ясно-жовті, з численними лусочками слюди. В керні свердловин метабентонітові глини зеленувато-сірі або жовтувато-сірі, значно ущільнені, також з численними лусочками слюди. Характерна особливість цих глин полягає в тому, що їх важка фракція майже повністю представлена біотитом, а легка — цеолітом (30%) і польовими шпатами (70%).

Грудкуваті вапняки сокільської підсвіти темно-сірі, глинисті, орга-ногенно-детритові, з грудкуватою окремістю, з нерівною горбистою поверхнею. Розміри окремих грудок змінюються від 2—3 до 5—6 см.

Потужність сокільської підсвіти 79—85 м.

Ісаковецька підсвіта

Описувана підсвіта відслонюється в долині Дністра від с. Гринчука на сході до с. Ісаківців на заході, а також у нижній течії річок Жванця і Збруча. Відклади її утворюють, як правило, стрімкі стінки на відміну від пологих схилів, які розвиваються на грудкуватих вапняках сокільської підсвіти. Ісаковецькі доломіти є хорошим маркіруючим горизонтом для цієї частини силурійського розрізу Поділля. Вони залягають згідно на дрібногрудкуватих або тонкоплитчастих доломітизованих вапняках сокільської підсвіти. Нижню межу ісаковецької підсвіти проводять за появою в розрізі жовтувато-сірих або синювато-сірих товстоплитчастих доломітів. Перехід від дрібногрудкуватих вапняків сокільської підсвіти до ісаковецьких доломітів поступовий. Потужність перехідної пачки порід становить 3—4 м. Вона представлена доломітизованими тонкоплитчастими і грудкуватими вапняками внизу і товсто-плитчастими масивними доломітами вгорі. Нижню межу ісаковецьких відкладів встановлюють досить чітко скрізь на Поділлі, де розвинуті карбонатні фації (с. Шидлівці, св. 16902, гл. 70 м; с. Верхняківці, св. 1, гл. 227,5 м).

У стратотиповому відслоненні (рис. 6, с. Ісаківці, відсл. 45) у схилах пригирлової Збруча на дрібногрудкуватих вапняках сокільської підсвіти залягають (знизу вгору):

1. Доломіти темно-сірі, з землистим відтінком, при вивітрюванні синюваті, тонкоплитчасті, з нерівними поверхнями наверствування, з табулятами, ругозами, стромато-пороідеями та ядрам; брахіопод 2 м

В розрізі під м. Хотином (правий берег Дністра, біля старої фортеці) ця пачка представлена зовсім неверствуватими, монолітними синювато-сірими доломітами з брахіоподами.

2. Доломіти землисто-сірі, монолітні, не верствуваті, з поодинокими субгоризонтальними тріщинами окремості, із стилолітовнми швами, дуже щільні й міцні 3,8 м

В середній і верхній частинах доломітів окремими проверстками трапляються численні гастроподи, паіецнподи, моховатки, остракоди та ядра брахіопод.

В кар’єрі с. Рнхти (лівий схил р. Жванчика) ця пачка представлена доломітами гслубувато-сірими, масивними, з табулятамп, ругозами, трилобітами, остракодами, моховатками, гастроподами та брахіоподами.

3. Доломітові мергелі чорні, тонковерствуваті 0,5 м

Їх встановлено у всіх дністровських відслоненнях.

4. Доломіти тонкоплитчасті, темно-сірі, жовтуваті, з нерівними поверхнями наверствування, на яких можна бачити тріщини висихання. У верхній частині розрізу виявлено проверсток потужністю до 40 см, переповнений стулками остракод 5 м

В кар’єрі с. Рихти ці доломіти монолітні, неверствуваті, масивні, жовтувато-сірі.

Верхня частина ісаковецьких доломітів та їх контакт з пригородоцькою підсвітою добре простежуються у правому схилі Дністра на захід від м. Хотина.

Таким чином, ісаковецька підсвіта представлена доломітами товсто- і тонкоплитчастими залежно від ступеня вивітрювання, жовтувато-сірими і синювато-сірими, щільними, з черепашковим зломом. Трапляються лінзоподібні проверстки кавернозних доломітів і доломітизованих вапняків з органічними рештками. У верхній частині розрізу підсвіти простежуються проверстки доломітового мергелю майже чорного кольору, тонкогоризонтальноверствуватого, з численними рослинними рештками. Потужність окремих проверстків мергелю змінюється від 0,2— 0,3 до 0,6— 0,8 м.

Структура доломітів мікрозерниста. Вони складаються з доломіту (60-80%), кальциту (35—45%) та поодиноких зерен кварцу. В значних кількостях іноді є глинисті мінерали.

Подібний до описаного розріз ісаковецької підсвіти простежується і на Поділлі (с. Шидлівці, св. 16902; с. Верхняківці, св. 1).

Верхню межу ісаковецької підсвіти проводять за зміною доломітів доломітовими мергелями пригородоцької підсвіти, тобто за зміною карбонатних порід глинисто-теригенною фацією. Ця межа розділяє два седиментаційних цикли на Волино-Поділлі: малиновецький і скальський. Потужність ісаковецької підсвіти 12—13 м.

В ісаковецьких доломітах органічні рештки трапляються рідко. В нижній і середній їх частинах встановлено брахіоподи, остракоди, моховатки, які перейшли в ісаковецьку підсвіту із сокільської підсвіти.

Скальський ярус

Скальські відклади Волино-Поділля представлені товщею лагунних і морських теригенно-карбонатних порід загальною потужністю 135 м. Із сходу на захід (вхрест— простягання) вони—поступово заміщуються темно-сірими і чорними граптолітовими сланцями з окремими проверстками вапняків.

Стратотипом скальського ярусу є скальська світа дністровського розрізу.

Скальська світа

Скальська світа представлена потужною товщею доломітових мергелів, доломітів, плитчастих та грудкуватих вапняків, яка завершується ритмічним чергуванням малопотужних проверстків мергелів і вапняків (рис.7).

Потужність скальської світи 135 м.

Скальські відклади відслонюються вхрест простягання долиною Дністра від гирла Збруча на сході до с. Дністрового на заході.

Ми приймаємо скальську світу в обсязі пригородоцької, рашківської та дзвенигородської підсвіт.

Пригородоцька підсвіта

Пригородоцька підсвіта відслонюється на Дністрі від м. Хотина на сході до с. Пригородка на заході. Вона залягає згідно на товсто-плитчастих доломітах ісаковецької підсвіти. Нижню межу пригородоцької підсвіти проводять за зміною доломітів доломітовими мергелями.

У стрімких берегах ярів, які прорізують правий схил Дністра навпроти гирла Збруча (рис. 7, відсл. 107), на товстоплитчастих доломітах ісаковецької підсвіти залягають (знизу вгору):

1. Мергелі доломітові, жовтувато-сірі, з тонкими проверстками доломітів 3 м

2. Мергелі доломітові, землисто-сірі, з нерівними поверхнями наверствування масивні 0,8 м

3. Глина метабентонітова (С1), оранжевого кольору, пластична, масна на дотик, добре розтирається в пальцях 5-10 см

4. Мергелі доломітові, сірі, з темно-зеленуватим відтінком, неверствуваті, з субгоризонтальними тріщинами окремості 2,5 м

5. Доломіти жовтувато-сірі, глинисті, з тонкими проверстками чорних аргілітів з рослинними рештками 1 м

6. Мергелі доломітові, зеленувато-сірі, масивні, тонковерствуваті. з поодинокими малопотужними проверстками жовтувато-сірих доломітів 6,5 м

7. Глина метабентонітова (С2), жовта, масна на дотик, дуже пластична 0,2 м

8. Чергування доломітів жовтувато-сірих, тонкоплитчастих, з нерівними поверхнями наверствування, з доломітовими жовтувато-сірими мергелями 1,8 м

9. Мергелі доломітові, зеленувато-сірі, грубоверствуваті 3 м

10. Глина метабентонітова (Сз), ясно-жовта, масна на дотик, пластична масивна 2 м

11. Мергелі доломітові, жовтувато-сірі, нерівноплитчасті 0,7 м


Рис. 7. Зіставлення розрізів віслонень скальської світи по Дністру, Збручу і Тайні (за П.Д. Цегельнюком, 1974):
1 - вапняки плитчасті; 2 - вапняки грудкуваті; 3 - доломіти; 4 - мергелі; 5 - аргіліти; 6 - глини вапнисті; 7 - метабентоніти; 8 - стилолітові шви; - строматопороідеї.

Вище залягають: проверсток метабентонітової глини (С4) потужністю 0,35 м, по підошві якого ми розмежовуємо пригородоцьку і рашківську підсвіти, та пачка темно-сірих плитчастих вапняків потужністю до 8 м.

Таким чином, пригородоцька підсвіта в районі дністровських відслонень представлена жовтувато-сірими або зеленувато-сірими доломітовими мергелями. Вони містять окремі проверстки сірих або темно-сірих, іноді жовтуватих доломітів та три проверстки метабентонітових глин. Загальна потужність пригородоцькоі підсвіти не перевищує 20 м.

Подібний до дністровського розріз пригородоцької підсвіти простежується на Поділлі по простяганню на північний захід (с. Шидлівці св. 16902). Далі на захід (16-20 км) від лінії Хотин — Шидлівці (вхрест простягання товщі силурійських відкладів) вони представлені аналогічними доломітовими мергелями, але з численними проверстками сірих та ясно-сірих гіпсоангідритів потужністю 1-2 см (с. Верхняківці, св. 1). Потужність окремих проверстків гіпсоангідритів досягає 4-6 см. У верхній частині розрізу пригородоцької підсвіти тут переважають доломіти над доломітовими мергелями. Ще далі (20-30 км} на захід (с. Дарахів, св. 1) гіпсоангідрити повністю зникають з розрізу пригородоцької підсвіти. Вони. представлені тут майже чорними доломітовими мергелями, сірими та темно-сірими доломітами і темно-сірими та чорними верствуватими доломітизованими в різній мірі вапняками. Деякі з проверстків метабентонітових глин дністровського розрізу простежуються і на Поділлі (с. Шидлівці, св. 16902, гл. 55 та 58 м; с. Верхняківці, св. 1, гл. 197 м).

Рашківська підсвіта

Відклади цієї підсвіти відслонюються в долині Дністра від с. Окопи на сході до с.Дзвенигорода на заході, а також в схилах річок Жванця і Збруча. Вони залягають згідно на пригородоцьких відкладах. Нижню межу рашківськоі підсвіти проводять за зміною тонковерствуватих доломітових мергелів пригородоцької підсвіти плитчастими доломітизованими вапняками або вапнистими доломітами.

У стратотиповому розрізі (правий схил Дністра, с. Рашків) відслонюється верхня частина рашківської підсвіти. На лівому березі (рис. 7, відсл. 65), навпроти с. Рашкова, біля с. Трубчина залягають (знизу вгору):

1. Вапняки темно-сірі, тонкогоризонтальноверствуваті 1 м

2. Вапняки чорні, з сильним запахом сірководню, масивні, монолітні, строматопорові 0,7 м

3. Вапняки темно-сірі, тонкогоризонтальноверствуваті, дуже міцні 2,9 м

4. Вапняки чорні, грудкуваті, з сильним запахом сірководню 0,8 м

5. Вапняки чорні, афанітові, тонковерствуваті і тонкоплитчасті, дуже міцні, з тонкими проверстками (0,5—1,0 см) глини, з остракодами і рослинними решткам 11,8 м

6. Доломіти вапнисті, темно-сірі, міцні 1,2 м

7. Вапняки доломітисті, темно-сірі. У верхній частині пачки доломіти 1,5 м

8. Доломіти жовті, вапнисті, тонковерствуваті, іноді з остракодами 2,5 м

9. Вапняки чорні, доломітизовані, з проверстками доломітів. У верхній частині численні строматопори 4,5 м

10. Глина метабентонітова (С6), масна на дотик, пластична. Внизу глина ясно-жовта, всередині — зеленувато-сіра, а вгорі — сіра. Зверху глина піщаниста, з поодинокими гальками до 2 см, з брахіоподами, остракодами, трилобітами, тентакулітами 0,8 м

11. Доломіти темно-сірі, плитчасті 1,5 м

12. Вапняки темно-сірі і чорні, тонковерствуваті, плитчасті, зі стилолітовими швами, строматопороідеями 4 м

13. Доломіти темно-сірі, тонкоплитчасті 0,7 м

14. Вапняки темно-сірі і чорні із стилолітовими швами, з табулятами, остракодами і строматопороідеями 1,8 м

Як показують розрізи відслонень, рашківська підсвіта представлена потужною товщею неоднорідного фаціального складу. В цій підсвіті встановлено окремі проверстки і пачки плитчастих вапняків потужністю 0,2—12 м, проверстки і пачки доломітових мергелів і доломітів потужністю 0,4—8,5 м, окремі пачки грудкуватих вапняків потужністю 0,3—4,5 м, доломітизовані вапняки потужністю 0,8—2,0 м і три проверстки туфогенних глин потужністю 0,1—0,8 м. Останні встановлено в багатьох відслоненнях і свердловинах, що має велике кореляційне значення. Для нижньої частини рашківської підсвіти характерна така послідовність порід: плитчасті вапняки поступово переходять через доломітизовані вапняки в доломіти, які різко змінюються грудкуватими вапняками з численною і різноманітною нормально-морською фауною. Потужність пачок, які чергуються, значно змінюється. У верхній частині рашківської підсвіти вапняки чергуються з доломітами і доломітовими мергелями. По всьому розрізу рашківської підсвіти виявлено малопотужні (1—5 см) проверстки карбонатних глин і мергелів.

Вапняки рашківської підсвіти сірі і темно-сірі, тонко- і товстоплитчасті, часто строматопорово-коралові, бітумінозні і афанітові, дуже міцні, як правило, доломітизовані, часто із стилолітовими швами. Потужність окремих плит вапняків змінюється від 0,05 до 0,8 м, потужність вапнякових пачок досягає 6—12 м.

Грудкуваті вапняки сірі й жовтувато-сірі, значно глинисті. За літологічними особливостями вони майже тотожні грудкуватим вапнякам малиновецької й китайгородської світ. Потужність пачок грудкуватих вапняків змінюється від 0,3 до 4,5 м.

Доломітові мергелі й доломіти жовтувато-сірі, монолітні або тонкоплитчасті, проверстками кавернозні, нерідко з тріщинами висихання, іноді з органічними рештками. Потужність окремих проверстків і пачок їх по розрізу змінюється від 0.4 до 3,5 м.

Метабентонітові глини у відслоненнях жовті, пухкі, пластичні, легко розтираються в пальцях, масні на дотик. Іноді в них трапляються брахіоподи, трилобіти, остракоди і тентакуліти. Потужність їх звичайно 0,1—0,3, іноді 0,8 м. У керні свердловин метабентонітові глини ясно-жовті або ясно-зелені, щільні, з численними-лусочками біотиту і дрібних зерен піриту.

Загальна потужність рашківськоі підсвіти 95 м.

Розріз рашківської підсвіти, подібний до описаного, простежується тільки по простяганню на північний захід від Середнього Придністров’я. На захід від цієї смуги (вхрест простягання) лагунні доломітові відклади рашківської підсвіти швидко змінюються нормально-морськими породами. В районі с. Верхняківців (св. 1) вапнякові фації значно переважають над доломітовими, хоч іноді тут зустрічаються навіть поодинокі проверстки гіпсоангідритів. Ще далі на захід (с. Дарахів, св. 1) рашківська підсвіта представлена повністю вапняками, проте нерідко ще доломітизованими. Про більш мористі умови осадконагромадження свідчить також широкий розвиток тут грудкуватих вапняків, потужність пачок яких досягає 20-30 м.

Верхню межу рашківської підсвіти проводять за зміною товстоплитчастих афанітових, нерідко доломітизованих вапняків чергуванням жовтувато-сірих мергелів з глинистими вапняками, тобто за зміною типово карбонатних порід теригенно-карбонатними, в яких теригенний компонент переважає.

Мезозойська група

Крейдова система

Відклади крейдової системи відслонюються по річкових долинах та беруть участь у будові рельєфу. Їх підстелюють силурійські відклади. Перекриває крейду неоген.

Розріз крейдових відкладів починається утвореннями альбського ярусу нижньої крейди, які відслонюються на схилах долини Дністра та його приток. Вони представлені (знизу вверх) кварцево-глауконітовими пісками (місцями слабо зцементованими пісковиками) потужністю до 2 м та опоками і опаловими спонгілітами (до18 м).

У складі верхня крейди виділяється сеноманський ярус.

Найповніший розріз цього ярусу на південно-східній окраїні Подільської плити, по долині р. Ушиці. Там відслонюються, зверху вниз: 1) світлі вохристо-жовті мергелі зі слідами губок; 2) верстви чорного кременю і сіруватих роговиків, пересипаних зеленуватобілим мергелем; 3) зелені глауконітові піски з проверстками роговиків і верствами зеленожовтого кременистого пісковика внизу. Нижні горизонти ярусу часто складені яскравозеленим глинистим піском або зеленуватосірим глауконітовим мергелем з численними окатаними конкреціями фосфоритів, галькою пісковиків, гранітів, кварцових порфірів тощо.

У басейнах рр. Смотрича і Збручу сеноман представлений виключно піскуватими відкладами. Між ріками Студеницею і Калюсом на піщано-гезовій товщі залягають глауконітово-кварцеві піски потужністю 1,5-4,0 м, які містять жовна піщаних фосфоритів і бурих залізняків.

Органічні рештки у відкладах сеноманського ярусу зустрічаються часто. На підставі палеонтологічних даних у складі сеноманського ярусу виділяються нижній, середній і верхній горизонти.

Кайнозой

Кайнозойські відклади представлені неогеновою системою, яка представлена, в свою чергу, осадками середнього (баденський ярус) і верхнього (сарматський ярус) міоцену.

Відклади нижнього баденію розвинені в басейнах річок Смотрича, Тернави, Студениці, Збруча. Представлені вони в основному кварцовими пісками, пісковиками та місцями багрянковими вапняками потужністю 2-6 м.

Відклади верхнього баденію представлені значно більше. У південній частині басейну Збруча вони починаються хемогенними осадками тіраських верств, які представлені гіпсо-ангідритовими відкладами з глинисто-карбонатним прошарками, а також ратинськими вапняками, які їх частково заміщують. Над хемогенним осадками залягає товща різноманітних літотамнієвих вапняків (тернопільські верстви). Літотамнієві вапняки даної товщі беруть участь в будові міоценового бар’єрного рифу, який виступає у вигляді горбистого пасма, відомого під назвою Товтр або Медобор.

Сарматський ярус представлений відкладами нижнього і середнього підярусів. У складі нижнього сармату виділяють горизонти буглівський і волинський. Буглівський представлений ясно-сірими плитчастими мергельними глинами або мергелями (в басейні Смотрича, Ушиці). Відклади волинського горизонту представлені органогенними (черепашковими, черепашково-детритовими, серпуло-моховатковими, серпуловими) та хемогенними (оолітовими) вапняками. Оолітові вапняки поширені на схід від товтрового пасма (басейн Смотрича, Ушиці). На південний захід від рифового пасма нагромаджувалися піщано-глинисті утворення. Потужність відкладів волинського горизонту у Подністров’ї до 30-35 м.

Товтри

Товтрове пасмо складене вапняками міоценового віку і розташоване на крайньому південному заході Східно-Європейської платформи, на західному схилі Українського щита. Загальне простягання та обриси рифогенної зони (але не єдиного рифу) добре відоме. Вона простягається, починаючись в районі м. Броди, через Збараж, Сатанів, до Смотрича та Кам’янця-Подільського, переходить Дністер і відходить у Молдову через Липкани до Штефанешт, де переходить у Румунію.

На території парку, до широти Гусятина, рифова зона виглядає як декілька великих, переривчастих пасм, паралельних одне до одного, що різко виділяються посеред пологохвилястої місцевості та облямовані меншими, нижчими пасмами або окремими масивами. Південніше, до Кам’янця-Подільського, іде єдине чітко окреслене пасмо з великою кількістю супутніх дрібних горбів.

Рифова зона утворена масивами різного віку - верхньобаденського та сарматського. Дещо спрощуючи картину, можна стверджувати, що існує основне баденське рифове пасмо та додаткові сарматські пасма. Часто відклади основного рифового пасма перекриваються сарматськими вапняками, але, як правило, не біогермними. Усі ж основні морфологічні форми головного пасма визначаються рифовим характером біогермних баденських вапняків, що їх складають, так само як сарматські онкоідні вапняки, у свою чергу, визначають морфологію бічних пасм.

Геологічна будова району відносно проста. Онкоідні масиви підіймаються посеред поля покійно залягаючих міоценових відкладів, представлених горизонтами баденським і сарматським.

Товтри складені рифами (онкоідами) середнього та верхнього міоцену. І.Королюк під онкоідоми розуміє масивоподібне тіло різної форми, утворене головним чином скелетними залишками організмів, похованих у прижиттєвому положенні й включене у різко відмінні породи. За його ж визначенням риф є по суті онкоідним масивом, що досягав протягом майже всього часу росту поверхні води.

Для південної частини товтрової смуги характерні витягнуті пасма горбів, частіше перпендикулярні, іноді паралельні до головного пасма. Найбільш відомими з них є Нігинські та Вербівські товтри, опис яких подано нижче.

Нігинські товтри. Загальне простягання цього єдиного і дуже добре вираженого в рельєфі пасма у південній половині північно-східне, що змінюється північніше на мерідіональне (рис. 8). У місці зміни простягання пасма розташований перевал, що досягає лише половини висоти пасма. Весь хребет розчленований на ряд окремих вершинок. Загалом у південному відгалуженні хребта нараховується більше десятка різних за величиною вершинок. Їх верхівки - круті скелясті виступи, складені біогермними вапняками. Окремі виходи цих вапняків спостерігаються й нижче. Південні схили у цих скелястих вершинок похиліші, а північні крутіші, іноді навіть вертикальні. Вапняки сильно вивітрені та розбиті на окремі великі брили. Ця увінчаність пасма рядом скелястих стрімчаків є характерною рисою усіх сарматських онкоідних пасм, що легко відрізняють їх від плосковершинних баденських рифових останців.

Вербівські товтри. Дещо південніше Нігинського пасма розташовані відомі в літературі Вербівські товтри. Чіткіше виражене у рельєфі північне з цих пасм (рис.___). Висота його декілька метрів; розбите воно на 4, далеко розташовані, схожі між собою вершини. Розташовані вони західніше головного пасма й, приблизно, перпендикулярні до нього.

Досить подібного типу, також різко виражене у рельєфі, пасмо сарматських онкоідів зустрічається дещо південніше, а окремі масиви зустрічаються скрізь вздовж західного схилу головного пасма.

Взаємовідношення баденських і сарматських пасм зрозуміле з вищенаведеного опису та схеми. Скрізь, за виключенням південного закінчення головного пасма, сарматські масиви розташовані західніше баденських, і ніде сарматські онкоідні масиви (саме онкоідні масиви, а не сарматські вапняки взагалі) не підіймаються з рифових вапняків бадену.

Таким чином, у будові товтр існують наступні закономірності:

1. Морфологія сарматських і баденських онкоідних масивів різко відмінна. Вони мають різну величину, різну форму, орієнтованість, відслоненість.

2. Якщо баденські масиви мають не лише певне простягання, але й пов’язані переважно з однією лінією, то сарматські масиви зустрічаються спорадично в межах значної площі.

3. Роль біогермних порід різко відрізняється у Медоборах та товтрах. У медоборовій (основній) смузі вони складають лише верхівки, шапки масивів, в той час як товтрові пасма майже цілком складані онкоідними масивами. Звідси випливає висновок про різну форму самих онкоідних тіл: пластоподібну або майже пластоподібну у баденських та неправильно лінзоподібну у сарматських.

4. Необхідно розрізняти поняття про рифову зону, що дійсно простягається далеко на південь, і про головне рифове пасмо.


Рис. 8. Схема поширення онкоідних масивів баденської смуги (за І.К. Королюком, 1952). 1 - контури баденських рифових масивів; 2 - сарматські онкоідні масиви.


Рис. 9. Схема співвідношення Нігинських товтр і Черчинського пасма з головним рифовим хребтом (Медоборами) (за І.К. Королюком, 1952).


Рис. 10. Схема будови міоценових відкладів рифової зони Поділля (за І.К. Королюком, 1952).

ЧЕТВЕРТИННІ (АНТРОПОГЕНОВІ) ВІДКЛАДИ

Четвертинні відклади утворюють на території Хмельницької області майже суцільний покрив потужністю до 30 м і більше; Відсутні вони лише на крутих схилах каньйону Дністра та каньйоноподібних долин його лівих приток, а також на скельних вершинах Товтр і виходах кристалічних докембрійських порід у північній частині області.

На території парку поширені відклади алювіального, еолово-делювіального, елювіального, делювіального, еолового та інших генетичних типів, формування яких відбувалося протягом нижнього, середнього, верхнього плейстоцену, а також голоцену.

Нижній плейстоцен. У нижньому плейстоцені формувались алювіальні відклади VI і V терас Дністра а на вододілах нагромаджувався лес.

Шоста тераса Дністра висотою 145-150 м відіграє, за даними І. К. Іванової (1977), роль «надканьйонної» поверхні, оскільки усі більш низькі тераси збереглися переважно окремими клаптиками уже в каньйоні. Тераса ерозійно-акумулятнвна. У будові алювію розрізняються руслові гравійно-галечникові нагромадження, здебільшого з валунами та прошарками різнозернистих косоверствуватих пісків, дуже озалізнених, ущільнених, ділянками зцементованих гідроокислами заліза до стану пухких пісковиків. Загальна потужність руслового алювію тераси до 6-8 м.

Заплавний алювій складений інтенсивно вивітрілими супісками та суглинками, голубувато-сірими, щільними, озалізненими, дуже зміненими грунтоутворюючими процесами. Потужність заплавного алювію становить 1-2 м, досягаючи максимально 6-7 м. М.О. Куниця (1974) знаходить у ньому сліди нижньоплейстоценового грунтотворення.

П’ята тераса Дністра розвинена окремими ділянками у каньйоні на висоті 105-120 м від рівня річки. За даними І. К. Іванової (1977), тераса найбільш повно представлена у західній частині області до перетину Дністром Товтрової гряди. Тераса ерозійно-акумулятивна. У руслових відкладах алювію переважає гравійно-галечникови» матеріал і горизонтально- та косоверствуваті піски, у яких виявлена багата фауна уніонід. У гравійно-галечниковому матеріалі зібрані рештки фауни крупних ссавців, зокрема етруський носоріг. Палеонтологічні матеріали свідчать про міндельський вік тераси.

Заплавний алювій V тераси Дністра складений суглинками і супісками, забарвленими на окремих ділянках у червонуватий колір, потужність його 2-3 м, зрідка більше.

Середній плейстоцен представлений на території парку алювіальними відкладами IV і III терас Дністра, потужними лесами вододілів і приво-додільних схилів з розвиненим у них коршівським викопним ґрунтом. Сюди слід віднести також воднольодовикові піщані відклади, відомі у північній частині області, й відклади давніх прохідних долин.

Четверта тераса Дністра висотою 70-80 м більш характерна для ділянок розширення долини. Складена вона русловим й заплавним алювієм загальною потужністю до 10 м, часто перекритими делювіальними відкладами. Русловий алювій потужністю до 7 м представлений гравійно-галечним матеріалом з прошарками та лінзами пісків. Породи щільні, інтенсивно озалізнені, горизонтально- і косоверствуваті.

Заплавний алювій складений переважно супісками та суглинками, часто з прошарками та лінзами пісків загальною потужністю до 2 м, зрідка більше. Дрібнозем постійно має сліди давнього ґрунтотворення.

Третя тераса Дністра висотою 45-55 м ерозійно-акумулятивна, трапляється клаптиками у вузькій внутріканьйонній частині долини. Хороші відслонення цієї тераси на лівому березі Дністра між селами Жванець і Брага (І. К. Іванова, 1977). Там на цоколі з силурійських вапняків залягає алювій III тераси. У нижній частині алювію — гравійно-галечникові відклади, у верхній — піски. Перекриті алювіальні відклади потужною (до 15 м) товщею делювіальних лесовидних порід.

У середньоплейстоценових лесах Поділля розвинений коршівський викопний ґрунт (комплекс?), що складається з добре вираженого чорноземовидного ґрунту у верхній частині та інтенсивно оструктуреного грудкуватого шару з сірим малопотужним гумусовим горизонтом у його нижній частині. Потужність комплексу близько 2,5 м, зрідка більше. Коршівський комплекс відповідає одному із додніпровських середньо-антропогенових потеплінь. Комплекс інтенсивно порушений у верхній частині соліфлюкцією.

У середньоплейстоценових лесах, між коршівським та горохівським комплексами, чітко виражений викопний середньоплейстоценовий діючий шар потужністю 0,7 м, з яким пов'язані крупні (по вертикалі до З м) псевдоморфози по повторно-жильних льодах — свідки максимуму середньоплейстоценового похолодання.

Верхній плейстоцен представлений алювіальними відкладами II і І терас Дністра, горохівським викопним ґрунтовим комплексом, нижнім і верхнім горизонтами верхньоплейстоценових лесів, розділених дубнівським викопним грунтом, травертинами тощо. У верхньому плейстоцені відбувалося інтенсивне нагромадження делювіальних шлейфів схилів. Кліматичні умови протягом верхнього плейстоцену були суворими, з максимумом похолодання на відрізку 17-20 тис. років тому.

Друга тераса Дністра ерозійно-акумулятивна, її висота 25-40 м, при максимальній висоті цоколя до 15 м (І. К. Іванова, 1977). Для цієї тераси Дністра характерні найбільш потужні (до 25 м) делювіальні лесові покриви, з якими пов’язані широко відомі палеолітичні поселення Подністров’я (Молодове І, Молодове V, Кормань IV тощо).

Русловий алювій тераси складений гравійно-галечниковим матеріалом потужністю 4 м і більше, що поступово змінюється піщано-супіщано-суглинистим матеріалом заплавних фацій алювію потужністю до 6 м.

Перша тераса Дністра часто виявлена тільки у піщаній фації. На відміну від інших терас вона позбавлена лесового покриву. Цоколь тераси значно нижче меженного рівня річки, підіймається максимально на 1-1,5 м над водою. Висота тераси 10-15 м.

В алювіальних відкладах описаної тераси знайдено багату фауну молюсків, серед яких переважає Vallonia pulchella Miill. Важливо, що у верхній частині алювію І тераси, зміненого голоценовим ґрунтоутворенням, відкриті мезолітичні поселення.

Понад 80% території Хмельницької області покривають верхньо-плейстоценові леси загальною потужністю до 10 м, які є материнською породою сучасних ґрунтів і широко використовуються при господарській діяльності (основи споруд, негельно-черепична сировина та ін.). Починається верхньо-плейстоценова покривна товща горохівським викопним ґрунтовим комплексом з максимальною потужністю 3 м, який формувався протягом рис-вюрмського міжльодовиків’я і одного з ранніх інтерстадіалів верхнього плейстоцену.

Горохівський викопний ґрунтовий комплекс досить поширений, має добре виражені морфологічні ознаки та є надійним маркуючим горизонтом. Його вивчення по меридіану Хмельницького (розрізи Ізяслав, Старокостянтинів, Красилів, Хмельницький, Ружична, Ярмолинці, Дунаєвці, Кам'янець-Подільський) виявили, що розвиток ґрунтів горохівського комплексу проходив у два етапи. У першу фазу (відповідає микулинському міжльодовиків’ю) кліматичний фактор сприяв розвитку ґрунтів лісового типу, а в другу, що тривала під час одного із ранніх інтерстадіалів верхнього плейстоцену, ґрунтотворення змінилось дерновим і сформувались потужні гумусові горизонти.

Більша частина території Подільської височини під час микулинського ґрунтотворення знаходилась у степовій зоні, коли формувались потужні чорноземовидні ґрунти. Ґрунти чорноземного типу формувались і під час одного з ранніх інтерстадіалів верхнього плейстоцену. Тому для території Поділля (особливо південніше широти Хмельницького) горохівський викопний ґрунтовий комплекс побудований головним чином із накладених один на одного двох чорноземних ґрунтів. Лише іноді, у мікрозападинах давнього рельєфу, виділяються різко диференційовані на генетичні горизонти профілі, у яких розрізняються гумусовий, вилуговування та ілювіальний горизонти.

Стратиграфічно вище залягає нижній горизонт верхньоплейстоценових лесів потужністю до 2 м. Він представлений суглинками, іноді супісками жовтувато-сірими, у верхній частині з червонуватим відтінком. Суглинки карбонатні, відносно однорідні, у нижній частині розрізів оглеєні, з чіткою посткріогенною структурою, неповносітчастою (висота сітки близько 1 см, ширина 2см і більше).

Завершує розріз лесових товщ верхнього плейстоцену похований діяльний шар (красилівський горизонт) фінально-плейстоценового кріогенного етапу потужністю до 1 м. Складений шар супісками і суглинками сірими, голубувато-сірими, часто з коричневим або -зеленуватим відтінком, щільними, оглеєними, збагаченими залізисто-марганцевистими новоутвореннями. Для красилівського горизонту характерна неповносітчаста посткріогенна текстура (висота сітки близько 3 см, ширина до 10 см) з плівками бурого озалізнення по текстурних відокремленостях. Красилівський горизонт досить поширений. Щільний та оглеєний, він слабо пропускає воду, що сприяє заболочуванню вододілів і привододільних схилів.

Голоценові (сучасні) відклади представлені утвореннями заплав і русел річок, еоловими (перевіяними)-пісками, автохтонними торфами, травертинами тощо. Протягом голоцену відбувалося формування сучасних ґрунтів.

У Середньому Придністров’ї серед голоценових слід виділяти відклади високої заплави Дністра (5-7 м), а також два рівні сучасної заплави (3,5-4 і 1,5 м), складені піщано-супіщаним матеріалом, а також гравієм і галькою (І. К. Іванова, 1977).

На території Хмельницької області досить поширені відклади, які формувались протягом усього континентального етапу її розвитку і тому віднесені до нерозчленованих. Серед нерозчленованих відкладів найбільшу роль відіграють делювіальні утворення та елювіальні нагромадження.

Делювіальні відклади пов’язані з районами інтенсивно розчленованого рельєфу: схили долини Дністра та нижніх течій його лівих приток (Збруча, Жванчика, Смотрича, Студениці, Ушиці та ін.). Делювіальні шлейфи схилів мають неоднорідну будову і за характером осадконагромадження поділяються на три частини з властивими їм різновидностями делювію: привершинну, центральну та периферійну. Характер делювію при цьому значною мірою зумовлюється крутизною схилів, геологічною будовою, кліматичними умовами тощо.

Найбільш повно основні риси делювієутворення проявляються у долині Дністра Розглянемо конкретні приклади.

На крутих схилах (до 60-70°, місцями більше), характерних для прямих ділянок каньйоноподібних долин і побудованих палеозойськими піщано-глинистими породами, майже дві третини схилу припадає на частку денудаційної частини і лише нижня частина є акумулятивним шлейфом, що складений жорств’яно-щебінчасто-уламковим матеріалом. Ширина таких шлейфів 10-30 м, потужність алювію 1-2 м, зрідка більше.

Інакше побудовані делювіальні шлейфи на відносно пологих схилах вигнутих меандрів, а також районів розвитку внутріканьйонних терас. В основі розрізів залягають тут жорств’яно-щебінчасто-уламкові відклади, погано відсортовані, з піщаним або супіщано-суглинистим заповнювачем, які відповідають привершинній фації делювію, мають мінливу потужність, що рідко перебільшує 3 м.

Середня частина розрізів пологих схилів представлена більш дрібнозернистими відкладами. Це переважно піски, збагачені грубоуламковим і глинистим матеріалом, з супіщаними, суглинистими та глинистими прошарками й лінзами. Кількість останніх зростає до верхньої частини розрізів, де вони нерідко переважають, набираючи при цьому лесовидного вигляду. Потужність відкладів середньої частини делювіальних шлейфів схилів становить 3-4 м і більше.

І, нарешті, верхня частина делювіальних шлейфів схилів (периферійна зона делювію) представлена лесовидними супісками та суглинками, макропористими, шаруватими у напрямку схилів, з вмістом прошарків і лінз грубозернистого матеріалу тощо. їхня потужність 15 м і більше.

Верхня частина розрізів делювію найбільш однорідна і складена лесовидними породами (А.Б. Богуцький, 1967, 1968). Доведено, що їх джерелами були в основному еолово-делювіальні леси вододілів і пологих привододільних схилів. Обширний палеонтологічний матеріал, археологічні дані (І. І. Іванова, 1959, 1977), повсюдний розвиток у делювіальних відкладах сингенетичних палеокріогенних деформацій — все це свідчить про холодні кліматичні умови часу формування шлейфів. Що стосується делювіальних лесовидних порід, то основна маса сформувалась у перигляціальних умовах верхнього плейстоцену.

Елювіальні нагромадження на Хмельниччині пов’язані з вапняковими вершинами Товтрової гряди, оолітовими вапняками північної частини області. а також докембрійськими гранітами ряду ділянок Шепетівського Полісся.

Елювій на вапняках товтрових масивів Поділля складений в основному уламковим матеріалом різного розміру та форми. Максимальні розміри уламків властиві елювію, утвореному на найбільш міцних, переважно перекристалізованих відмінах вапняків. Матеріал пухкий, без заповнювача, потужність елювію незначна.

Інакше побудовані елювіальні нагромадження на оолітових вапняках. Тут елювій представлений двома зонами. В уламковій потужністю близько 3 м переважають різноманітні плитчасті уламки, розмір яких зменшується до покрівлі зони; Матеріал пухкий, здебільшого без заповнювача, особливо у нижній половині зони.

Зона залишкових нагромаджень на оолітових вапняках складена в основному різнозернистими кварцовими пісками з окремими уламками вапняків. Піски неоднорідні, погано обкатані, інтенсивно озалізнені, майже-повністю позбавлені пилуватих і глинистих частинок, вимитих, очевидно, у підстелюючі горизонти. Потужність пісків рідко перевищує 0,4 м.

КАРСТ

Карстові явища в межах парку пов’язані виключно з карбонатними і сульфатними відкладами.

Найбільше піддані закарстуванню, як і скрізь на Поділлі, гіпсоангідрити тираської світи, які простягаються вузькою смугою у басейні нижньої течії Збруча.

Незважаючи на незначне поширення цих відкладів у межах парку, тут часто зустрічаються не лише поверхневі, але й підземні форми карсту, зокрема печери. Деякі з них досягають значних розмірів.

Печера Атлантида має довжину 2200 м. Вхід до неї був розкритий кар’єрною розробкою гіпсу. Відкрита у 1969 р. спелеологами Київського Палацу піонерів (кер. В.Я.Рогожніков). Розташована на правому березі долини р. Збруч, біля с. Завалля. Порожнина є системою невеликих залів, поєднаних мережею ходів, та має три поверхи. Нижній поверх складається з низьких ходів переважно прямокутного перетину. Сифонними каналами та тріщинами вони з’єднуються з середнім поверхом, де знаходяться основні зали печери, що часто мають готичний поперечний розтин. Середній поверх розташований на 1,0-1,5 м вище нижнього і на 5-7 м нижче верхнього. Верхній поверх є лабіринтом високих (до 5,0 м) та вузьких ходів. Покрівля порожнини ускладнена сліпими куполами.

На деяких ділянках печера Атлантида розкриває давні вертикальні порожнини в гіпсах (колодязі), заповнені карбонатною глиною, що свідчить про наявність перериву в осадонакопиченні після формування гіпсоангідритової товщі перед відкладенням ратинських вапняків. У печері спостерігаються залишкові, обвальні та дуже багаті субаеральні та водно-хемогенні відклади - карбонатні кори та різномантіні гіпсові утвори.

Старий кар’р біля печери розкриває більшу частину товщі баденію. Нижній уступ призначався для розробки бутового каменю - вапняків та мергелів з пропластками глин (загальною потужністю до 20 м). Верхній уступ розкриває гіпси та вапняково-мергелисті відклади, що їх розкривають. У стінках верхнього уступу чітко видні давні карстові лійки та колодязі, цілком заповнені глинистим матеріалом з уламками гіпсів. Ратинських вапняків тут немає. Поверхня гіпсів біля лійок та колодязів, а також далеко від них, є типовою карстовою поверхнею з дрібними лійками, заглбленнями та борознами. Колодязі-труби виходять на неї знизу. Перекриваючі відклади у основі мають мають гіпсовий гравій та уламки. У південній частині уступа кар’ру велика стародавня лійка розкрита так, що понору-колодязя не видно. Шари заповнювача нахилені закономірно до центру.

Аналогічний заповнювач зустрінутий у печері Атлантида. Спорово-пилковий аналіз відкладів у гроті Снігової Королеви в печері дав міндель-риський - міндельський спектр (Ломаев, 1979, с. 73).

Поблизу печери Атлантиди розташовані менші печери у гіпсах - Киянка (73 м), Цапова Дюра (40 м), Новосілка (20 м). Можливі знахідки у сульфатній товщі нових великих печер.


Карст у карбонатних породах пов’язаний виключно з відкладами силурійського, крейдового та неогенового ярусів. Карстові форми у вапняках силурійського віку представлені переважно карстовими каналами та невеликими печерами і гротами. Останні фіксуються переважно в каньйоні р. Смотрич.

Печери біля Нігина були відомі досить давно. Ще 1841 р. А. Пшездзієцький описував їх у своєму краєзнавчому нарисі: «Неподалік Смотрича є містечко Черче, під Черчем скелястий яр, у глибині яру у половині скелі є печера. Вхід до неї з каплички витесаної у скалі, але такий низький, такий тісний, що входити до печери треба на руках і ногах. Печера невелика, не висока, однак чоловік двадцять стоячи у ній поміститись можуть. У декількох місцях у стінах отвори до нових печер ведуть, усі подібні між собою і всі вистелені людським кістьми». Далі він наводить місцеву легенду про задушення у печері людей татарами димом, яку пізніше переповів В. Антонович.

1883 р. ці печери вперше археологічно досліджувались В. Антоновичем та К. Мельник. Було складено план основної із трьох печер, та встановлено що вона має лабіринтовий характер; зібрано археологічний матеріал усередині печери та поблизу неї.

В самій печері було виявлено лише три місця, де дно було не скельним, а наносним і складалось з «суміші глини, щебеню та чорнозему». У цьому культурному шарі потужністю 35-57 см було виявлено людські та звірині кості. Окрім того велика кількість людських костей лежала безпосередньо на поверхні дна коридорів та камер у цілковитому безпорядку. Повну відсутність черепів серед кістяних решток В. Антонович пояснював тим, що численні відвідувачі печери, «керовані благочестивими мотивами», збирали черепи, виносили їх із печери та ховали. Останнє поховання усіх черепів, що ще залишались відбулось за 3-4 роки до відвідування печери В. Антоновичем. При розгляді інших костей, дослідник відмітив на декотрих із них ознаки, які властиві для скелетів первісної людини. Зокрема, це стегнові кості з досить розвиненою шорсткою лінією на задній поверхні кістки (femurs a colonne), деякі гомілки мали ясно мечоподібну форму (tibia platycnemica), малі гомілкові кості відрізнялись досить глибокими поздовжніми борознами (fibules cannele es), а багато які плечові кості мали наскрізний отвір вище ліктьової з’єднувальної головки.

У самій печері кам’яних знарядь не знайдено, і лише в околицях печер були знайдені нечисленні кам’яні знаряддя, які, на жаль, не були описані. На підставі лише згадки про них пізніше це місцезнаходження без конкретного визначення було вміщене у перелік пізньопалеолітичних та мезолітичних місцезнаходжень.

Друга і третя печера, на відміну від найбільшої, мали свої власні назви: «Кінська» та «Жидівська». «Кінська» печера була описана як окрема порожнина, довжиною 10,2 м, шириною 2,0-3,2 м та висотою від 2-3 м, що має перетин неправильного трикутника. Дно її суцільно скелясте і ніяких знахідок там зроблено не було. «Жидівська» печера згадується як коридор без розгалужень, висотою від 2-3 аршин та довжиною 13,5 м. Обидва кінці печери виходять назовні та є зручними входами. Дно печери складене дрібними кам’яними уламками, серед яких було зауважено велику кількість черепашок Unio pictorium.

До XVI ст. відноситься досі єдине документальне свідчення щодо оборонного використання Нігинських печер. Володимиром Антоновичем у кам’янецьких актових книгах був знайдений акт, складений 1543 р. (Книга Київського центрального архіву, Кам’янецька земська записова 1544 року (liber inscriptiounum et aliarum transactionum) fol.334-338/ № документа 719). За цим документом підкоморій Подільської землі Ян Гербург провів розмежування між маєтком Анни Домаратовічевни Радецької селом Лучникович, alias Залуччя, та маєтками кам’янецького католицького єпископа селом Нічином [зараз с. Нігин. - Б.Р.] і містечком Черчем. При розмежуванні печера виявилась у пограничній смузі обох маєтків. Очевидно, що обидві сторони дуже дорожили правом користуватись нею, бо підкоморій визначає це право двічі у тексті складеного ним документу. Довівши пограничну смугу до печери, він каже: «Во істину печера повинна залишатись на завжди і на віки у спільному користуванні людей як із Залуччя так і з Черча; ні одна сторона не повинна її вважати своєю виключною власністю, але вона повинна слугувати місцем спільного сховища від поганих та від усякого іншого ворога під час набігів на країну. Вільно в ній шукати притулку всякому чоловікові та всякій жінці і всякому жителю до найменшої дитини так із Залуччя, alias Лучникович, як із єпископського Черчинського маєтку». Потім, закінчивши акт розмежування, підкоморій ще раз повертається до питання про право користування печерою: “Відносно печери - вона, як вище було сказано, повинна бути у загальній та неподільній власності. Один одному не повинні перешкоджати входу до неї під час ворожого набігу. Якби чоловік або жінка із Залуччя не допускали входу до печери чоловікові, жінці або дитині єпископського Черчинського маєтку і якби це було доведене присяжним свідченням однієї або двох осіб, то власник Залуччя повинен буде покарати винного під загрозою штрафу у 3 гривні. Те ж стосується зворотно до жителів Черча по відношенню до залучан. Але якби сам поміщик одного села не допустив користуватись печерою поміщикові іншого села або його людям, або слугам, або служанкам під час ворожого нашестя, то він буде підлягати штрафові в 100 гривен <…> Драбини ж до печер повинні будувати спільно жителі Залуччя та Черча, а хто, одержавши повістку, не виконає цієї повинності, заплатить два золотих штрафу, а понад те поміщик повинен вчинити справедливість над винним під загрозою штрафу в 3 золоті за земським позовом» [7].

Численні знахідки людських костей у печері пов’язувались з переказом про задушення татарами димом людей, що сховались в ній. Очевидно через цей переказ грот при вході до печери був перетворений на каплицю. Його стіни були дещо підтесані, а вхід закривався дверима. Селяни позносили туди кілька старих ікон та щорічно на день св. Онуфрія тут відправлявся молебень, на який сходились жителі навколишніх сіл. Як зазначає К. Мельник, вже на той час до печери часто приїздили туристи з Кам’янця.

1940 р. розвідки у Нігинський (Залучанській) печері проводив С. Н. Бібіков. На глибині 0,65 м у суглинках ним були знайдені трапеція та уламки костей тварин, на підставі чого місцезнаходження було класифіковане як мезолітичне.

Нігинські печери (також Залучанські або Черчинські) знаходяться за 1,5 км на північний захід від Нігин, на лівому березі р. Смотрич. Входи до печер відкриваються у 10-метровому прямовисному відслоненні силурійських вапняків, які утворюють борт каньйону р. Смотрич. Вапняк сірий, грудкуватий, плитчастий, розбитий тріщинами як вертикальними, так і за площинами наверствування. У товщі вапняків спостерігається закарстованість у вигляді ніш, печерок, навісів та вертикальних колон. Найбільша з печер відкривається гротом, оберненим на південь. Його довжина 4,9 м, ширина 2,5 м і висота 3,0 м. Печера виглядає як вузький звивистий хід, з численними непройденими відгалуженнями. З вхідного гроту вузький лаз веде до вузького коридору 2 м завдовжки, що переходить у невелику камеру довжиною 4,0 м. шириною 2,5 м, висотою 2,0 м. З цієї камери хід розгалужується на лівий, 5 м завдовжки, і правий, 3,0 м, що має вигляд горизонтального каналу. По закінченні цих двох коридорів печера розширюється у камеру 2,5 м завдовжки, шириною 1,5 м при висоті 2,0 м. Східна частина камери розділена карнизом на два поверхи. У верхній частині є хід в “органну трубу”, що закінчується непрохідною щілиною. У нижній частині - 2-метровий коридор, що також закінчується непрохідною щілиною. Загальна довжина печери, позначеної як Нігинська-1, за зйомкою одеських спелеологів складає 110 м.

Карст Товтр. Карстові явища у товтровому пасмі досить багаті невеликими поверхневими (карри, ніші, блюдця, лійки, понори.) та підземними (печери, канали) формами, але великі форми в них на сьогодні ще не виявлені. Втім, карстові процеси навряд чи могли мати помітний вплив на формування поверхневого рельєфу, хоча гідрогеологічна роль їх досить відчутна.

Поверхневі форми представлені понорами, каррами, блюдцями, лійками, що утворюються в результаті хімічного та механічного впливу поверхневих вод на вапняки, що карстуються. Ці форми часто пов’язані з підземними формами карсту.

Карри пов’язані переважно з відслоненнями вапняків. Глибина каррових борозен не перевищує 1 м. Під лесовим покривом також іноді спостерігаються поховані карри.

Лійки, блюдця та понори зустрічаються найчастіше на поверхні великих горизонтальних майданчиків та на похилих схилах головного пасма та бічних товтр, де потужність вапняків, що карстуються велика, а поверхневий стік дощових і талих вод незначний.

Особливо поширені ці форми між с. Хроповата та м. Чемеринці, сс. Гуменці та Цапівка. Лійки особливо характерні для району с. Карачківці. Їхній діаметр по довшій вісі досягає 20 м, глибина 7 м, схили круті - 30-45°. У схилах відслонються вапняк. На дні блюдець та лійок, як правило, знаходяться понори, які або затампоновані рихлими відкладами, або діючі й поглинають поверхневі води.

Найбільша кількість печер та підземних каналів відмічено на території товтр поблизу сіл Залуччя, Нігин, Черче, Хропотова, Кривчик, Студениця та ін. Більшість з них досі детально не обстежені, їхні плани у більшості відсутні. Найбільш перспективними ареалами поширення активних підземних форм, за деякими ознаками, слід вважати ділянки Товтр біля сіл Боришківці та Колубаївці.

Підземні карстові форми невеликі, закладені переважно потріщинах бортового відпору. Одна з них - печера Кармалюка біля с. Привороття, закладена у сірих та кремових грубозернистих вапняках. В багатьох місцях органогенні вапняки закарстовані по всій товщі, при цьому у сотових каналах звичайними є вторинно-натічні кальцитові кори, що свідчить про достатню інтенсивність корозійно-акумулятивних процесів.

А.Д. Кучерук згадує групу з 3 печер в районі с. Студениця. Вхід до цих печер знаходиться на висоті 30 м від підніжжя товтри. За вузьким та невисоким входом розташовані широкі об’ємні зали з двома-трьома виходами з них. На стінах та склепінні спостерігаються натічні та кристалічні утворення.

На північний захід від с. Хропотова описані природні колодязі діаметром від 1 до 1,5 м, які на глибині 11-14 м переходять у підземний канал, заповнений водою протягом всього року.

Поблизу колишнього с. Бакота в ур. Монастир, у стінці каньйону Дністра знаходиться об’ємна карстова порожнина, в якій колись знаходився верхній ярус Бакотського печерного монастиря. Печера має два входи: вертикальний, у вигляді колодязя з поверхні плато, та горизонтальний, що відкривається великим отвором у борту каньйону. Топографічна зйомка не проводилась, але амплітуда цієї порожнини по вертикалі складає близько десяти метрів.

В районі колишнього с. Теремці знаходиться невеликий карстовий міст. Ряд печер згадується також в нижній течії р. Студениця.

До карстових печер у Товтрах іноді помилково відносять Нігинські печери, що над Смотричем (див. вище), хоча насправді вони закладені у силурійських вапняках і лише стратиграфічно залягають знано глибше товтрових вапняків. Проте поблизу с. Нігин відомі порожнини і в товтрових вапняках. Одна з них розташована за 200 м від с. Нігин, майже у підошві схилу. Закладена у неверствуватому вапняку жовтяво-сірого кольору, сильно тріщинуватому, кавернозному. Це грот, що відкривається на північний захід, 8,0 м завдовжки, 3,0 м завширшки біля входу та 1,5 м у глибині. Висота гроту 7 м біля входу та 1 м у глибині. Він є розширеною тріщиною, що звужується із глибиною.

Карсту Подільських Товтр присвячена лише одна спеціальна стаття (Кучерук, 1954) та ряд коротких згадок у літературі, присвяченій карсту Поділля загалом (Ломаєв, 1979; Дублянський, Ломаєв, 1980; та ін.). В цілому ж карстові явища, зокрема печери, на території парку потребують прискіпливішого і детальнішого вивчення як цінні природні утворення і перспективні об’єкти екотуризму.

РЕЛЬЄФ

Територія національного природного парку розміщена у південно-східній частині Подільського плато – морфоструктури першого порядку, в межах якого по системі глибинних тектонічних розломів і характеру рельєфу виділяється Товтрове пасмо. Це досить унікальний кряж, що простягнувся з північного-заходу на південний схід, і який визначає знаменні риси території, що увійшла до складу національного парку.

За генезисом придністровська частина плато є підвищеною структурно-ерозійною рівниною з загальним нахилом поверхні на південний схід від 380 м на крайній півночі регіону до 78 м в руслі Дністра поблизу с.Стара Ушиця. Глибокий вріз каньйону р.Дністер та його численних приток (100-150 м) визначає активність денудаційних процесів, передусім водно-ерозійних та схилових, та основні риси рельєфу. Практично, вся територія національного парку, за виключенням північної частини товтрового пасма, є терасами прадавньої долини Дністра та реліктових долин паралельного стоку (нині в районі селищ Городок – Дунаївці, Сатанів - Закупне). Відчленування нинішніх терас Дністра від решти плато здійснюється лише за відносними висотними рівнями та станом їх морфологічної збереженості в цій якості.

Для регіону визначальним чинником морфогенезу є успадкована та новітня тектоніка. Практично всі лінеаменти рельєфу – напрямки закладання долин основних приток Дністра та бічних приток другого-третього порядку, балок і великих ярів – приурочені до субмеридіональних розломів та розломів субкарпатської орієнтації – Пн-Зх – Пд-Сх. З диференційованими рухами цих блоків пов’язана й порегіональна активізація денудаційних процесів – зсувів, ерозії, осипів тощо. Зокрема, формування вузла великих меандр Дністра – Вороновицької, Макарівської та Грушовецької К.І.Геренчук пов’язував з активністю локального тектонічного підняття.

Безперечно, геоморфологічну основу регіону становить долина Дністра з комплексом низьких, середніх, високих та надвисоких терас. Дністер у межах Подільського плато, незважаючи на наявність меандр, зберігає загальний східний напрямок. Різними дослідниками виділяється різна кількість терас – від 7 до 11.

Заплава Дністра вузька, похило-нахилена, добре дренована, складена супіщано-галечниковим та глинисто-пилуватим алювієм в залежності від локальних фаціальних умов. Низька заплава має середньопересічні висоти 1,5-3,5 м, висока сягає 5,5-7,5 м, хоча максимальні історичні паводки фіксували рівень затоплення днища долини до 9-10 м. Нині вона практично затоплена водами Дністровського водосховища, а висока заплава оголюється лише при низькому рівні води.

У формуванні днища долини приймають участь перша та друга пізньоплейстоценові тераси з висотами відповідно 10-15 та 25-35м. Тераси полого нахилені, складені лесовидними суглинками, супісками, супіщано-галечниковим алювієм. Тераси поширені практично усього узбережжя Дністра, проте найкраще виражені на випуклих ділянках меандр. Нижче впадіння р.Мукша вони затоплені водами водосховища і інтенсивно руйнуються абразією. Унікальною геоморфологічною пам'яткою є реліктова меандра Дністра на рівні другої тераси між селами Теремці та Бакотським печерним монастирем. Після затоплення її водами водосховища тут утворилась затока 4 км довжини, яка є найширшим місцем усього водосховища.

Середні тераси III та IV середньоплейстоценові, внутріканьйонні, цокольно-акумулятивні, мають висоти 40-50 та 60-70 м, переважно полого нахилені, складені лесовидними суглинками, суглинково-галечниковим алювієм. Поширені переважно вище впадіння р.Тернава у випуклих ділянках меандр та вздовж прямих відрізків долини, і лише окремим добре вираженим ареалом на мису між устями р.р.Студениця та Руська. Найбільша ширина цих терас між с.с. Жванець та Бабшин сягає 9 км. Тераси розчленовані ярами, балками, тут достатньо активно відбуваються ерозійні процеси. Нижче Бакотського монастиря вони виражені незначними фрагментами і нівелюються стрімкими схилами більш високих надканьйонних терас.

Високі тераси V та VI ранньоплейстоценові, цокольно-акумулятивні, надканьйонні, з відносними висотами відповідно 90-100 та 120-130 м. V тераса зустрічається лише окремими фрагментами. VI тераса добре виражена у межиріччі Жванчика-Смотрича-Мукши, де її ширина місцями сягає 6км. В місці перетину долини товтровим пасмом ці тераси звужені і фрагментарні, з окремими останцевими рифогенними горбами.

Надвисокі тераси Дністра VII – 140-160 м, VIII – 180-190 м, IX – 200-220 м мають пізньопліоценовий вік, акумулятивно-ерозійні, інтенсивно розчленовані, складені лесовидними суглинками, суглинисто-галечниково-гравійним алювієм, що залягає безпосередньо на корінних пісковиках, вапняках, глинах, гіпсо-ангідритах неогену. Найкраще ці тераси виражені у східній частині Подністров’я, де вони підходять безпосередньо до каньйону. В місцях перетину ними товтрового пасма звичними є останцеві горби різного ступеня розкритості.

Каньйоноподібність долини Дністра найкраще виражена у східній частині національного парку, де переважають високі – до 70- 120м – схили різного ступеня стрімкості. В увігнутих ділянках меандр вони перетворюються на скелясті урвища висотою до 80-100м (поблизу с.Китайгород). Типовим профілем схилу є нижня урвищна частина з висотами 30-35м, утворена у силурийських верствах, яка вище переходить у стрімкий схил з кутами нахилу 35-45o. Така ж сама картина спостерігається у схилах нижніх частин приток Дністра – Смотрича, Студениці, Мукши, Тернави. Нині більша частина суто каньйонного профілю затоплена водами водосховища, тому тут активно проявляється хвильова абразія берегів, яка супроводжується карстовими процесами у розчинних верствах вапняків. Для цих схилів, особливо у нижній частині течії Дністра, притаманні численні полігенетичні яри, що досить інтенсивно і глибоко розчленовують поверхню і становлять типову рису ландшафту.

Для всіх лівобережних приток Дністра характерне меандрування русел і каньйонних частин долин, при цьому найбільші за розмірами меандри не виходять за межі 2 – 3 км. Завдяки цьому утворюються численні миси і напівострови, які з успіхом використовувались населенням краю для будівництва укріплень і добре захищених міст, як-от Кам’янець-Подільський.

Ближче до півночі глибина врізання річкових долин у плато зменшується і територія набуває хвилясто-рівнинного вигляду. Тут у геоморфологічній структурі починають переважати плакорні місцевості, плоско-хвилясті, слабо дреновані, з окремими останцями-горбами, витягнутими з Пн-Зх на Пд-Сх; висоти поступово підвищуються до 300 – 350м. У цьому відношенні західна і східна частини території національного природного парку майже аналогічні, тому у геоморфологічному районуванні (13) вони виділяються відповідно у Жванчицький та Ушицький геоморфологічний райони.

Жванчицький геоморфологічний район розташований на захід від товтрового пасма і має риси, характерні для усього Західного Поділля. У південній частині розміщений комплекс Дністровських терас, у середній та північній частинах переважають плоскі та горбисто-хвилясті вододільні поверхні – плакори з окремими денудаційними останцями. Вершинні долини притоків другого порядку виположені, перезволожені. В місцях близького залягання гіпсоангідритів зустрічаються окремі карстові лійки, поширені підземні порожнини. Річкові долини Збруча, Жванчика, Смотрича, Мукши терасовані і є чинникам формування парагенетичних геосистем. Висоти коливаються в межах від 80 м в днищі долини Дністра до 300-320м.

Ушицький геоморфологічний район розташований на схід від товтрового пасма і є певним аналогом Жванчицького. Проте у структурі геокомплексів долини Дністра переважають високі і надвисокі тераси; самі ж долини врізані значно глибше – до 150- 220м, характерні вертикальні стінки висотою до 80-100м, плакорні поверхні більш рівніші. Сучасні геодинамічні процеси (ерозія, зсуви, осипи, обвали) найінтенсивніше проявляються на схилах, де у структурі дрібних геокомплексів типовими є численні полігенетичні яри та промоїни. Все активніше відбувається денудація берегів водосховища, що стимулює подальшу активізацію несприятливих геодинамічних процесів. В останні роки на високих терасах долин річок Студениця, Ушиця виявлені великі карстові лійки, що свідчить про значний розвиток карстових процесів у неогенових органогенних вапняках.

Товтровий район для НПП “Подільські Товтри” є центральним. Розміщений між містами Сатанів та Гусятин на крайньому північному заході регіону і нерівною смугою завширшки 10-20 км тягнеться у південно-східному напрямку до Дністра, де виходить між селами Велика Слобідка та Рогізна. Товтри являють собою низку вапнякових останців різного ступеня препарованості з-під перекриваючих відкладів молодшого віку і делювіальних шлейфів. Зафіксовано 159 ареалів останців різної морфологічної вираженості. Кряж представлений основним пасмом, меншими субпаралельними пасмами та бічними відрогами.у вигляді невеличких пасом. Основне плосковипукле пасмо шириною 100-350м характеризується майже суцільним простяганням з відносними висотами 40-50м над рівнем оточуючих “підгір’їв”. Схили, як правило, крутоскелясті, стрімкі. Найбільші за розмірами ареали розміщені між населеними пунктами Сатанів – Ольхівці, Свершківці – Хропотова, Цикова – Нігин, Цикова – Вербка – Калиня, Супрунківці – Кряжполь. Орігінальність цього рифу полягає в тому, що на відміну від інших бар’єрних рифів він складений не кораллами, а рештками вапнякових водоростей – літотамній, моховаток, молюсків, черв’яків – серпулій.

Бокові гряди і грядки розташовані переважно з південно-західного боку від основної гряди, майже перпендикулярно до неї. За віком вони молодші, сарматського часу, складені переважно моховатками, серпулами і молюсками. Вони невеликі за довжиною – перші сотні метрів, і порівняно невисокі – до 20 – 30 м над поверхнею плато, проте гостроверхі, з конусовидними скелястими вершинами. На окраїнах пасма товтрові останці виражені невеличкими конусами, що мають місцеву назву “могилки”.

Для товтр характерним є розвиток карстових процесів. Порівняно великі підземні порожнини (перші десятки метрів) поки що виявлені лише в місцях прориву кряжу річковими долинами та у вигляді гротів в скельних урвищах товтрових конусів вздовж стінки каньйону Дністра. Карст проявляється по всьому об’єму вапняків, оскільки природна пористість сягає 5- 5.6%, а водопоглинання – до 2%., що робить їх достатньо проникними для вертикально циркулюючих вод.

Аналіз ландшафтної структури товтрового пасма дозволяє дійти висновків, що в межах самого пасма територіально переважають не геосистеми вапнякових останців, гребенів, горбів, а міжгребневі депресії. В таких депресіях річкові долини приток другого -третього порядку мають широкі виположені, часто заболочені чи перезволожені днища (на ландшафтній карті позначка зеленого кольору №3). Найбільші з депресій розміщені у верхів’ях р.Жванчик між Сатановом – Іванківцями – Клинове, Велика Яромирка – Скипче, Маків – Шатава.

Нині в межах Гуменецьких товтр розміщені кар’єри Кам’янець – Подільського цементного заводу, що призводить до порушень і постійних змін ландшафтно-антропогенної структури.

У той же час територія НПП “Подільські Товтри” залишається недостатньо вивченою з геоморфологічної точки зору. Що ж до карсту, то територія східної частини національного парку практично не вивчалась і тому тут необхідні серйозні польові карстово – спелеологічні дослідження.

ЛАНДШАФТНА СТРУКТУРА

Ландшафтні дослідження території Хмельницької області не здійснювались через відсутність спеціалістів – ландшафтознавців. Ландшафтна карта території НПП “Подільські Товтри” розроблена вперше кандидатом географічних наук, доцентом Чернівецького національного університету Ларисою Іванівною Воропай з використанням відкритої топографічної основи масштабу 1:200000. Оскільки в цьому масштабі з причин генералізації топооснови зникає багато цінної інформації, ландшафтна карта є вихідною для подальшого вдосконалення. Для виявлення особливостей ландшафтної структури необхідні крупномасштабні польові ландшафтні зйомки ключових ділянок в межах безпосередньо товтрових утворень, міжпасмових депресій та контактних зон.

Карта ландшафтної структури території НПП “Подільські Товтри” з легендою додається окремо.

Література

1.     Антонович В.Б. О скальных пещерах на берегу Днестра в Подольской губернии // Труды VI-го АС. - Т.1. - Одесса, 1886. - С. 86-102.

2.     Бондарчук В.Г. Геологія України. - К.: Вид-во АН УРСР, 1959.

3.     Бондарчук В.Г. Геологічна будова Української РСР. - К.: Радянська школа, 1963.

4.     Вялов О.С. Волыно-Подольская плита // Стратиграфия СССР. Неогеновая система. Полутом 1. - М.: Недра, 1986. - С. 88-102.

5.     Геренчук К.И. Подольские Толтры (геоморфологический очерк) // Известия Всесоюзного географического общества. - 1949. - № 5. - С. 530-536.

6.     Дублянский В.Н., Ломаев А.А. Карстовые пещеры Украины. - К.: Наук. Думка, 1980. - 180 с.

7.     Коржик В.П. Карст Товтр Чернівецької області//Матер.всеукраїн.наук.-практ.конфер. «Подільський національний природний парк: доцільність і проблеми створення». – Кам’янець-Подільський, 1993. – с.100-103.

8.     Королюк И.К. Подольские товтры и условия их образования / Труды Ин-та геол. наук. - 1952. - Вып. 110. - Геологическая серия (№ 56). - 140 с.

9.     Кучерук А.Д. Карстовые явления на территории Подольских Толтр // Известия Всесоюзного географического общества. - 1954. - Т. 86. - Вып. 1. - С. 95-100.

10.     Кучерук А. Д. Карст Подолья. - К.: Наукова думка, 1976.

11.     Ломаев А.А. Геология карста Волыно-Подолии. - К.: Наук. Думка, 1979. - 132 с.

12.     Цегельнюк П.Д. Дністровський опорний розріз силуру // Стратиграфія УРСР. - Т. IV. - Ч. 1. Силур. - К.: Наук. Думка, 1974. - С. 63-110.

13.     Природа Хмельницької області /За ред. К.І.Геренчука. - Львів: Вища школа, 1980. - 152 с.

14.     Стратиграфічний словник УРСР (російсько-український)/За ред. В.Г. Бондарчука. - К.: Наук. думка, 1985.


Авторський колектив:

1. Доцент Чернівецького національного уініверситету ім.Ю.Федьковича, к.г.н. Воропай Л.І.
2. Ст.викладач Чернівецького факультету Національного університету «Харківський політехнічний університет», к.г.н. Коржик В.П.
3. К.і.н. Рідуш Б.Т.