Структури платформного чохла Волино-Поділля

Охарактеризованы основные типы структур осадочного чехла Волыно-Подолии. Приведены сведения об их взаимоотношениях между собой и структурами более высокого ранга (региональными). Максимальная обособленность и контрастность структур осадочного чехла проявляются периодически и увязываются с эпохами те...

Ausführliche Beschreibung

Gespeichert in:

Bibliographische Detailangaben
Datum:	2009
1. Verfasser:	Радзівіл, В.Я.
Format:	Artikel
Sprache:	Ukrainian
Veröffentlicht:	Інститут геологічних наук НАН України 2009
Online Zugang:	http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/12462
Tags:	Tag hinzufügen Keine Tags, Fügen Sie den ersten Tag hinzu!
Назва журналу:	Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
Zitieren:	Структури платформного чохла Волино-Поділля / В.Я. Радзівіл // Геологічний журнал. — 2009. — № 3. — С. 28-40. — Бібліогр.: 20 назв. — укр.

Institution

Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine

id	irk-123456789-12462
record_format	dspace
spelling	irk-123456789-124622010-10-09T12:02:14Z Структури платформного чохла Волино-Поділля Радзівіл, В.Я. Охарактеризованы основные типы структур осадочного чехла Волыно-Подолии. Приведены сведения об их взаимоотношениях между собой и структурами более высокого ранга (региональными). Максимальная обособленность и контрастность структур осадочного чехла проявляются периодически и увязываются с эпохами тектоно-магматической активизации, которые часто совпадают с началом седиментационных циклов. Они концентрируются в пределах зон или узлов, выделяющихся аномальной тектонической активностью. Характерна унаследованность структур различных поколений и разного ранга, в результате чего часто образуются многоэтажные структурные комплексы, соответствующие энергетическим центрам или зонам. The general types of platform mantle structures from the Volyn-Podillia are described. Information of their relationship among themselves and the structures of higher rank (regional) are presented. The maximum isolation and contrast of the platform mantle structures are periodically revealed and may be connected with the tectono-magmatic activity epochs which are often coincided with the beginning of the sedimentary cycles. They are concentrated within the zones or nodes that are distinguished by their anomalous tectonic activity. Heredity of structures for the different generations and ranks is typical and as a result the multistored structural complexes relating to the energetic centers or zones are often formed. 2009 Article Структури платформного чохла Волино-Поділля / В.Я. Радзівіл // Геологічний журнал. — 2009. — № 3. — С. 28-40. — Бібліогр.: 20 назв. — укр. 0367-4290 http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/12462 551.243:551.242.03(477.8) uk Інститут геологічних наук НАН України
institution	Digital Library of Periodicals of National Academy of Sciences of Ukraine
collection	DSpace DC
language	Ukrainian
description	Охарактеризованы основные типы структур осадочного чехла Волыно-Подолии. Приведены сведения об их взаимоотношениях между собой и структурами более высокого ранга (региональными). Максимальная обособленность и контрастность структур осадочного чехла проявляются периодически и увязываются с эпохами тектоно-магматической активизации, которые часто совпадают с началом седиментационных циклов. Они концентрируются в пределах зон или узлов, выделяющихся аномальной тектонической активностью. Характерна унаследованность структур различных поколений и разного ранга, в результате чего часто образуются многоэтажные структурные комплексы, соответствующие энергетическим центрам или зонам.
format	Article
author	Радзівіл, В.Я.
spellingShingle	Радзівіл, В.Я. Структури платформного чохла Волино-Поділля
author_facet	Радзівіл, В.Я.
author_sort	Радзівіл, В.Я.
title	Структури платформного чохла Волино-Поділля
title_short	Структури платформного чохла Волино-Поділля
title_full	Структури платформного чохла Волино-Поділля
title_fullStr	Структури платформного чохла Волино-Поділля
title_full_unstemmed	Структури платформного чохла Волино-Поділля
title_sort	структури платформного чохла волино-поділля
publisher	Інститут геологічних наук НАН України
publishDate	2009
url	http://dspace.nbuv.gov.ua/handle/123456789/12462
citation_txt	Структури платформного чохла Волино-Поділля / В.Я. Радзівіл // Геологічний журнал. — 2009. — № 3. — С. 28-40. — Бібліогр.: 20 назв. — укр.
work_keys_str_mv	AT radzívílvâ strukturiplatformnogočohlavolinopodíllâ
first_indexed	2025-07-02T14:34:21Z
last_indexed	2025-07-02T14:34:21Z
_version_	1836546115958210560
fulltext	28 ISSN 0367–4290. Геол. журн. 2009. № 3 Всебічне вивчення структур платформного чохла різного віку і рангу, їх інвентаризація і класифікація, визначення співвідношень між собою та регіональними структурами є неC обхідною предумовою вирішення фундаC ментальних проблем платформного тектоC генезу, а саме: генезису цих структур, закоC номірностей їх еволюції, реконструкції геодинамічних умов їх формування, а також створення теоретичної бази і методик для прогнозу глибинних геологічних структур на основі особливостей будови приповерхнеC вих частин осадового чохла і сучасного рельєфу. Однак дослідженням у цьому напрямі, хоча вони далекі до завершення, не приділяється належної уваги [2, 3]. При структурних побудовах для окремих териC торій дослідники, як правило, орієнтуються на відомий набір структур (явно далеко не повний), установлених раніше на основі даC них оглядових і дрібномасштабних робіт; при цьому побутує досить стійка думка, що існуючий список тектонічних (структурних) об'єктів не потребує значного поповнення і корегування. Це призводить до того, що часто при тектонічних узагальненнях не враC ховуються або ігноруються окремі різновиди як регіональних, так і (ще більшою мірою) структур низького рангу, для виділення яких є досить фактичного матеріалу, а тектонотиC пи їх бувають доволі повно охарактеризоваC ними в геологічній літературі (наприклад, різного рангу тектоноCмагматичні структури — ТМС). Це зумовлює наперед відому неадекC ватність створюваних моделей структурі конкретної території, їх невиправдану схеC матичність і компілятивність. Нерідко вони зводяться лише до "прив'язки" досліджуваC них територій до певних глобальних або регіональних не завжди вдалих загальнопC рийнятих схем, не поглиблюючи й не деC талізуючи їх. Одним з найбільш сприятливих районів України для всебічного вивчення структур різних стратиграфічних комплексів платфоC рмного чохла є ВолиноCПодільська плита (ВПП). Характеристика основних типів структур осадового чохла Об'єктами вивчення є структури — складові частини структурноCстратиграфічних компC лексів, структурних поверхів і ярусів — осC новних одиниць, які зазвичай виділяються при тектонічному районуванні платформ. Вони за визначенням є структурами високоC УДК 551.243:551.242.03(477.8) В. Я. Радзівіл СТРУКТУРИ ПЛАТФОРМНОГО ЧОХЛА ВОЛИНОPПОДІЛЛЯ (Рекомендовано акад. НАН України І. І. Чебаненком) Охарактеризованы основные типы структур осадочного чехла ВолыноCПодолии. Приведены сведеC ния об их взаимоотношениях между собой и структурами более высокого ранга (региональными). Максимальная обособленность и контрастность структур осадочного чехла проявляются периодиC чески и увязываются с эпохами тектоноCмагматической активизации, которые часто совпадают с наC чалом седиментационных циклов. Они концентрируются в пределах зон или узлов, выделяющихся аномальной тектонической активностью. Характерна унаследованность структур различных поколеC ний и разного ранга, в результате чего часто образуются многоэтажные структурные комплексы, соC ответствующие энергетическим центрам или зонам. The general types of platform mantle structures from the VolynCPodillia are described. Information of their relationship among themselves and the structures of higher rank (regional) are presented. The maximum isolation and contrast of the platform mantle structures are periodically revealed and may be connected with the tectonoCmagmatic activity epochs which are often coincided with the beginning of the sedimentary cycles. They are concentrated within the zones or nodes that are distinguished by their anomalous tectonic activity. Heredity of structures for the different generations and ranks is typical and as a result the multiC stored structural complexes relating to the energetic centers or zones are often formed. © В. Я. Радзівіл, 2009 29ISSN 0367–4290. Геол. журн. 2009. № 3 порядковими (локальними). До них найбільш підходить дифініція тектонічних структур В. Є. Хаїна [19], як "...конкретных, в большей или меньшей степени обособленC ных друг от друга участков земной коры (у нас — частин осадового покриву), отличаюC щихся от смежных участков определенным сочетанием состава и условий залегания слагающих их пород"; при цьому підкреслеC но, що ці відмінності відображають особлиC вості тектонічного режиму в період формуC вання таких структур. Літологічний склад і внутрішню будову вважає основною відмінною ознакою регіональних структур І.І. Чебаненко [20]. Очевидно, це розповC сюджується і на локальні структури. Найбільш поширеними структурами осадового чохла ВолиноCПоділля є локальні підняття і депресії (западини). Вони досить різноманітні за будовою. В плані мають ізоC метричну, овальну, еліпсоподібну, складну "неправильну" форму. Розміри їх зазвичай — перші кілометри, деякі досягають перших десятків кілометрів у поперечнику. АмплітуC да підняттів (опускань) від 10—30 до 80— 100 і навіть 150—170 м. Обмеження цих структур різні — від різких, чітких, градієнтних до плавних, поступових. Різною мірою вони підкреслені і фаціальними відмінностями відкладів чохла Розрізняються локальні підняття двох видів [2]. Перша група представлена струкC турами облямування, закладення яких відбувається на основі ерозійноCтектонічних форм рельєфу фундаменту і які формуються як в процесі пасивного облягання верстваC ми виступів рельєфу дна басейну осадконаC копичення, так і конседиментаційних і постC седиментаційних рухів окремих блоків фунC даменту, тобто обумовлених причинами, які прийнято вважати тектонічними. Другу груC пу складають куполоподібні підняття, що сформовані тектонічними процесами в постседиментаційний час і не проявляC ються в рельєфі основи (фундаменту) і фаціях осадових товщ. В районі ПодільсьC кого і Дубровицького виступів, де ці структуC ри найбільш повно вивчені, переважають підняття першого типу. В якості складових частин локальних підняттів і депрессій виступають [2] прирозC ломні складки, пологі лінійні складки, флекC сури різного розміру, що, як правило, переC ходять з глибиною в розривні порушення, локальні розломи (безамплітудні і зі зміщенC нями верств), зони дроблення, дрібні блоки до 250—300 м у поперечнику, зсувні складC ки, різного походження тріщини. Морфологічні особливості структур, реC човинний склад і взаємовідношення утвоC рюючих їх геологічних тіл несуть інформацію про їх генезис, однак достатній аналіз в цьоC му напрямі зазвичай не проводиться. Всі воC ни апріорі вважаються ерозійноCтектонічниC ми, ерозійними або тектонічними. Однак є підстави вважати, що їх генезис більш різноC манітний. Широке розповсюдження мають осеC редкові тектоноCмагматичні кільцеві струкC тури (КС). Розрізняються [4] структури друC гого (6—35 км) і третього (сотні метрів — 6 км у поперечнику) порядків. Їх основні озC наки зумовлені речовинним складом, форC мою, взаємним положенням магматичних тіл різної глибинності. Ці чинники визначаC ють своєрідний характер фізичних полів, завдяки чому ці структури надійно прогнозуC ються. Більшість із них сформувались в воC линський час внаслідок базальтового вулC канізму. На відміну від структур, складених тільки породами осадового генезису — складових частин лише одного структурноC стратиграфічного комплексу, вони мають глибокі "корні" і проявляються на декількох стратиграфічних рівнях. У волинській серії це переважно вулканічні породи різних фацій і субвулканічні тіла різноманітної форC ми і розміру; у поліській серії та у верхніх частинах кристалічного фундаменту — коC реневі субвулканічні тіла. На цих рівнях, досC тупних для вивчення геологічними методаC ми, обов'язковими складовими КС є кільцеві (полігональні) активні пограничні зони і відносно стабільні центральні блоки. В меC жах кільцевого облямування сконцентровані численні дайки і штоки, що відповідають магмопровідним каналам, конічні і кільцеві розриви, окремі вулкани центрального типу і моногенні вулкани, жерловини, лавові коC нуси і вали, екструзивноC та інтрузивноCкуC польні структури, структури обвалення, лоC кальні відносні підняття поверхні довулC канічних комплексів. Характерна велика різноманітість порід, мінливість залягань шаруватих вулканогенноCосадових товщ, нахилу смугастості і сланцюватості. ЦентC 30 ISSN 0367–4290. Геол. журн. 2009. № 3 ральні частини цих КС по поверхні крисC талічного фундаменту, поліської і волинської серій являють собою загальні пологі депC ресії, рідше — куполоподібні підняття, ускC ладнені численними підняттями і депC ресіями більш високого порядку, що іноді групуються в прямолінійні (радіальні) і дугові зони. Тут переважають вулканічні фації проміжних і віддалених зон, серед яких шаC руваті туфи і вулканогенноCосадові породи. Розчленованість рельєфу доC і поствулC канічних поверхонь центральних частин конкретних КС, ступінь їх переробки магмаC тичними процесами різні, в ряді випадків воC на досить значна. Своєрідна група тектоноCмагматичних КС обрушення виділяється на Волині (Кух ітськоCВольська, Перекалівська, Серхівська, Чорторийська, Бродичівська, Ратищанська, Сірченська та ін.). Вони встаC новлені на ділянках, що зазнали значних постпалеозойських підняттів, де верхньопаC леозойські відклади майже повністю еродоC вані і волинські вулканіти залягають на незC начних глибинах. Розмір їх від сотень метрів до 4—5 км у поперечнику, борти круті, обриC висті. Амплітуда опускання поверхні крисC талічного фундаменту та інших структурноC стратиграфічних підрозділів досягає 300— 400 м. Ці структури чітко виділяються в вигляді реліктових "плям" відносно молоC дих порід серед більш давніх (кембрійських, силурійських і девонських на фоні поліської, волинської та валдайської серій), локальним різким підвищенням (у кілька разів) потужC ностей мезозойських та кайнозойських відкладів. Однією з їх особливостей є наC явність поліміктових експлозивних брекчій, що складають ін'єктивні тіла різноманітної форми; останні приурочені переважно до пограничних частин цих структур, до їх дугоC вих (кільцевих) та радіальних елементів, вузлів їх перетину. Уламки брекчій представC лені різноманітними породами пізньопротеC розойського, кембрійського, силурійського, девонського віку, рідше мончикітами, латиC тами, кімберлітами, зустрічаються поодинокі уламки порід кристалічного фундаменту. На основі цих даних час формування брекчій і відповідно структур обрушення визнаC чається [15] як герцинський (девонський). Значне поширення на ВолиноCПоділлі мають ізометричні локальні депресії і котлоC вини з різкими крутими обмеженнями, які проявляються в поверхні кристалічного фунC даменту та поліської серії і виповнені несорC тованими, нешаруватими, строкатими за складом глинистоCгрубоуламковими відклаC дами горбашівської світи, що залягають в основі волинської серії. Ці своєрідні пороC ди багато дослідників вважають тилітами. Однак подібні ж утворення вендського віку, названі міктитами [6] і широко розповсюдC жені на території СхідноCЄвропейської платC форми, пов'язуються з формуванням субC лужних магматичних комплексів і рифтових структур. У зв'язку з цим доречно нагадати, що існує гіпотеза про вибухове походження подібних утворень [8] і що елементи струкC турного рельєфу, подібні рельєфу догорC башівської поверхні (воронки вибуху, кратеC ри діаметром до 4—5 км, експлозивні рови та улоговини), утворюються при експлозивC ноCфреатичних виверженнях і компенC саційних обрушеннях без значних викидів ювенільного магматичного матеріалу. ОчеC видно, такі умови, що характеризуються слаC бими проявами суто магматичних виверC жень. існують на певних етапах еволюції магC м а т и ч н о г о о с е р е д к а . С т р у к т у р и ж , сформовані за участю процесів, супутніх магматичним, вважаються криптовулC канічними [7]. Наведені припущення про генезис цих утворень підтверджуються деяC кими закономірностями їх формування, встановленими на Мощанській ділянці (праC вобережжя р. Горинь поблизу м. Славута). Тут К. Д. Столяренком та В. А. Єнтіним (дані 1980 р.) виділена однойменна КС до 8 км у поперечнику, що визначена як палеовулкан центрального типу. Намічені основні етапи еволюції та місце міктитів (горбашівської світи) у будові і формуванні цієї структури. Міктити нагромадились на початковому етапі еволюції магматичного осередку в меC жах КС у результаті компесаційних опускань по пограничних кільцевих розломах над куC полом, що здіймався. Пізніше відбулося заC гальне підняття і частковий розмив цих відкладів. Потім, в період максимальної текC тоноCмагматичної активізації (у берестоC вецький час) проявилися повторні компеC саційні осідання внаслідок інтенсивних магC матичних вивержень і нагромадження грубоуламкового осадового і пірокластичноC го матеріалу відносно великої потужності. 31ISSN 0367–4290. Геол. журн. 2009. № 3 Окрему групу складають кільцеві компC лекси областей розповсюдження рифів. Аналіз наявних матеріалів показує, що риC фові побудови являють собою серії відносно невеликих за роміром тіл — складових часC тин полігенних структур більш високого ранC гу, зокрема кільцевих комплексів, конформC них структурам, що вже існували до їх утвоC рення. Так, А. М. Оберемко та інші фахівці (1989 р.) вважають, що складне геоелектC ричне поле басейну середньої течії рік Стохід і Стир обумовлено наявністю в сиC лурійських і девонських відкладах, в яких значну роль відіграють рифові побудови, складних, зокрема ізометричних, структур, можливо конформних КС волинського віку. На наявність ізометричних структур у ТовтC ровій гряді, в будові якої велике значення мають рифові утворення тортонського і сарC матського віку, звертали увагу М. БарботC деCМарні та В. Д. Ласкарєв, які вважали їх атолами. Е. Я. Жовінським (1967 р.) тут опиC сані також міжрифові депресії ізометричної форми розміром до перших кілометрів у поC перечнику, виповнені в центральній частині горючими сланцями та бурими глинами з прошарками бурого вугілля, облямовані гребенями і ланцюжками пагорбів, складеC них рифовими вапняками. Подібні структури групуються в смугу довжиною близько 50 км, що простежується в південноCсхідноC му напрямку вдовж Товтрової гряди від с. Фірмановка до с. Новоселиці. Таким чином, рифові утворення виступаC ють як індикатори структур, що часто конC формні осередковим структурам центральC ного типу. В зв'язку з цим слід звернути увагу на тісну асоціацію біогермів з одC новіковими або іншого віку магматичними породами. Так, багатьма дослідниками ВоC лині відмічений парагенез нижньосеноC манських рифових вапняків з вулканітами волинської серії (переважно з прижерловиC ми і жерловими фаціями). Синхронність й просторова сполученість магматичних процесів і рифоутворення встановлена для різних районів Вірменії, Криму (Карадаг), Карпат та інших регіонів. Подібні асоціації повсюдно відмічаються для силурійських і міоценових відкладів ВолиноCПоділля. Це може свідчити як про одночасне з вуканічниC ми виверженнями надходження в басейн седиментації речовин, що сприяли інтенC сивному розвитку рифоутворюючих орC ганізмів, так і про періодичну зміну магмаC тичної активності флюїдодинамічною при сталому успадкованому положенні енергеC тичних осередків і провідних каналів. Карстові воронки досить часто зустрічаC ються в мезозойCкайнозойських відкладах переважно карбонатного складу і в хемогенC них породах. Розміри їх до десятків, рідше сотень метрів у поперечнику. Глибина — деC сятки метрів. Борти круті, обривисті. ВоронC ки виповнені несортованим, грубоуламкоC вим матеріалом. Існує думка, що утворення значної частини озер Волині також пов'язане з карстовими процесами. За морфологічниC ми особливостями та характером виповнюC ючого їх кластичного матеріалу вони подібні до описаних вище депресій, для яких допусC кається криптовулканічне походження. В осадовому чохлі ВолиноCПоділля, як і багатьох інших платформних районів УкC раїни, виділяються численні вузькі (шириC ною від сотень метрів до перших кілометрів) грабени з амплітудою прогинання до деC сятків, рідше сотень метрів. Вони зазвичай називаються мініграбенами, щільовими граC бенами. Окремі грабени або зони, в яких воC ни концентруються і кулісоподібно заміщуC ють один другого, просліджуються інколи на десятки і навіть сотні кілометрів. Відомі в даний час щільові грабени за особливостями будови та їх співвідношенC ням зі структурами основи можна поділити на дві групи. Тектонотипом першої з них можна вважати ЗаболотівCУстечківську (КоC ломийську) структуру, простежену на відстань понад 90 км. Упродовж тривалого часу її вивчали багато геологів (В. В. ПотаC пова, В. І. Утробін, В. А. Ващенко, М. Р. ЛадиC женський, В. І. Антипов. І. Д. Гофштейн та ін.). Найбільш повно і всебічно, з урахуванC ням всіх наявних на даний час матеріалів, вона охарактеризована В. А. Ващенком (дані 1992 р.) на відрізку між селами БересC ток і Стрільче. Міоценові відклади — опольська, тираська та косівська світи торC тону "вкладені" в нижньодевонські утворенC ня, представлені вапняками, алевролітами й аргілітами іванівської світи та перекриваC ючим їх строкатоколірним теригенним комплексом дністровської серії, що складаC ють смугу шириною до 3—4 км, майже повністю позбавлену крейдових відкладів. 32 ISSN 0367–4290. Геол. журн. 2009. № 3 У цей час вона виділялась в вигляді лінійноC го підняття (архіпелагу) з крутими схилами, про що свідчить наявність вздовж його західної і східної границь крупноуламкових відкладів, складених слабоокатаними уламC ками строкатоколірних пісковиків нижнього девону, серед яких зустрічаються брили довжиною до 3—4 м. Ці відклади утворюють лінзоподібні тіла шириною по фронту 50— 60 м, потужністю від 2,5 до 7—8 м. В.А. ВаC щенко вважає їх конусами виносу сельових потоків, що сформувалися в прибережних умовах, та віковими аналогами іноцерамоC вих шарів верхньої крейди. Ширина міоценового грабена — від 0,5 до 4,0 км. Повсюдно він обмежений розлоC мами, що проявляються градієнтними зонаC ми гравітаційного поля. Дно занурюється ступінчасто, по серії паралельних конседиC ментаційних скидів, падіння площин яких від 40 до 90°, найчастіше 50—60°. Скиди обмеC жують вузькі блокиCпластини, часто розгаC лужуються, кулісоподібно змінюють один одного. Поперечними розломами грабен розчленований на численні сегменти, довC жина яких більша їх ширини, а також на мікроблоки — складові частини сегментів, що характеризуються певною автономією, яка проявляється в відмінності фаціальних особливостей і потужностей складаючих їх одновікових відкладів, напрямку і амплітуд рухів та ін. Мікроблоки іноді мають вигляд КС. Їх диференційовані рухи зумовлюють міграцію ділянок максимального прогинанC ня і осадконакопичення рифту, в результаті чого останні можуть займати як осьове (центральне) положення, так і зміщуватись до одного із його бортів. ЗаболотівCУстечківському грабену відпоC відає чітка зона лінійних гравітаційних мінімумів. На окремих її відрізках, зокрема в місцях зміни простягання, вона різко розC ширюється, в результаті чого утворюються кільцеві аномалії другого порядку (біля с.м.т. Снятин, сіл Корчин та Хлібичин). Ці об'єкти заслуговують спеціальних досліджень: вони можуть відповідати центрам тектоноCмагмаC тичної або газовоCфлюїдальної активності. Породи міоцену, що виповнюють грабен, місцями дислоковані — нахил шарів досягає 10—30°. Дислокації проявляються також в інтенсивній брекчированості девонських порід основи. Таким чином, основними особливостяC ми цієї групи мініграбенів є їх приуроченість до осьових частин склепінних підняттів осC нови та симетрична будова. Для більшості ж відомих мініграбенів, віднесених до другої групи, характерний різко асиметричний поперечний профіль, обмежений час формування, приуроченість до бортів горстових підняттів. Вони є харакC терними структурами різних структурноC стратиграфічних комплексів. Типовим представником цієї групи можна вважати виділений В. Л. Приходьком з співавторами (дані 1988 р.) в районі м. Ратне МалоритсьC кий грабен (систему грабенів) шириною 0,7—0,8 км і протяжністю близько 58 км. Він виділяється за відносно підвищеною поC тужністю відкладів стохідської (балтійська серія) та домінопільської світ (бережківська серія) нижнього кембрію, а також проявC ляється в рельєфі поверхні кристалічного фундаменту. ПівденноCзахідний його борт крутий, різко піднятий, північноCсхідний — пологий. Вісь максимального прогинання зміщена на південний захід від геометричC ного центра. Вірогідно, в даному випадку ми маємо справу з системою накладених різновікових грабенів. У цьому районі відомі також подібні структури північноCсхідного простягання. Характерна чітка приуроC ченість їх до обмежень горстових блоків (Дубровинського, Хотиславського та ін.). До цього типу структур відносяться лінійні депресії, що простягаються в субшиC ротному напрямку від околиць м. Горохів на схід до Повчанських дислокацій і виповнені відкладами юрського віку; ці депресії встаC новлені М. І. Гриценком (1992 р.). Вони врізані в поверхню палеозойських порід на глибину близько 100 м, обмежені крутими бортами. Подібна грабеноподібна депресія північноCзахідного простягання, ускладнена численними ізометричними западинами різного віку, встановлена В. Я. Іванченком (1984 р.) в верхів'ях річок Збруч та ПівденC ний Буг. Щільові грабени особливо широко проявляються в основі альпійського седиC ментаційного циклу, в альбCсеноманський і міоценовий час і, як правило, вважаються похованими долинами. Природа цих структур однозначно не встановлена; найімовірніше, вони полігенні і є результатом взаємодії багатьох факторів. 33ISSN 0367–4290. Геол. журн. 2009. № 3 Про це певною мірою можуть свідчити відмінності в їх будові, які проявляються в наC явності або відсутності симетрії. Б. І. Власов (дані 1972 р.) порівнює їх з авлакогенами, підкреслюючи ряд відмінностей (відсутність вулканізму, малі розміри, стислий час існуC вання). Однак в цих структурах інтенсивно проявляється газовоCгідротермальна діяльC ність зі значним привносом кремнезему, фосC фору, сірки та інших елементів і формуються високопорядкові структури, конформні тектоC ноCмагматичним, тобто в них проявляються і ознаки енергетичної і флюїдної активності. В. Н. Утробін [18] вважав їх пасивними в текC тонічному відношенні долинами, виповнениC ми відкладами підвищеної потужності і знівельованими в процесі певного седименC таційного циклу. Багато дослідників (В. І. АнC типов, І. Д. Гофштейн та ін.) прийшли до висC новку, що ці западини розвивались в конседиC ментаційному режимі і в їх формуванні провідну роль відігравали тектонічні рухи. Обидві точки зору опираються на незаперечні факти. Їх різке протиставлення в світлі ідей тектоорогенії про єдність структури і рельєфу видається безпідставним. Взаємовідношення й еволюція структур З'ясування взаємовідношення структур осаC дового чохла між собою, а також зі структуC рами більш високого ієрархічного рівня є осC новою як для правильного розуміння будови окремих регіонів платформних областей, так і особливостей їх геологічної історії. ТоC му вони характеризуються в двох аспектах: а) співвідношення структур різного типу і ієрархічного рівня, б) співвідношення стуктур різного віку. Детальний аналіз локальних структур нижньої частини осадового чохла (поліської серії) виконано для району м. Дубровиці (Рівненська область), де ці відклади і крисC талічний фундамент залягають на незначних глибинах і розкриті численними свердловиC нами. Тут по поверхні кристалічного фундаC менту виділяється однойменне куполоC подібне підняття (виступ) розміром близько 40х35 км. Аналіз геофізичних полів району з урахуванням емпірично встановлених для ВПП взаємозв'язків між їх особливостями і речовинним складом дорифейських форC мацій, а також особливостей поверхні крисC талічного фундаменту дозволяють виділити в межах виступу ряд КС другого порядку розміром від 10 до 12—25 км у поперечнику, які є основним типом організації структурC ноCречовинних комплексів кристалічного фундаменту. КС фундаменту складаються з відносно активного розломного обмеженC ня, що супроводжується численними різновіковими дорифейськими (вірогідно, і більш молодими) магматичними утворенC нями основного і середнього складу, а також центрального блока, менш переробленого тектоноCмагматичними і гідротермальноC метасоматичними процесами. Першим у поверхні кристалічного фундаменту відповідають ланцюжки підняттів і відносно інтенсивно розчленованого рельєфу, друC гим — пологі мульди. Локальні підняття і депресії цього страC тиграфічного рівня, як правило, просторово тісно спряжені і групуються в зони або вузC ли, які характеризуються аномально розчлеC нованим рельєфом поверхні кристалічного фундаменту та аномальною літологоC фаціальною строкатістю поліської серії, що пов'язується зі своєрідним палеогеодиC намічним режимом підвищеної тектонічної й енергетичної активності. Вони займають заC кономірне положення відносно згаданих виC ще структур фундаменту. Значна кількість сполучених локальних підняттів і депресій сконцентрована по периметру ДубровицьC кого виступу і складаючих його КС; значно рідше зближені підняття і западини зустрічаються в центральних частинах осC танніх і групуються в прямолінійні зони. ТаC ким чином, подібні згущення локальних структур різного знаку успадковують елеC менти КС фундаменту і разом з тим є індикаC торами останніх. Приуроченість локальних структур цього стратиграфічного рівня до зони Подільського глибинного розлому, успадкування ними окC ремих структур кристалічного фундаменту встановлені для басейну річок Дністер [2], ГоC ринь і Вілія в районі м. Рівне. В останньому виC падку "строкаті фації" і груботеригенні породи основи платформного покриву виповнюють вузькі лінійні грабени та локальні депресії, що разом з суміжними підняттями групуються в зони підвищеної активності, що успадковаC но розвивались з дорифейського часу. 34 ISSN 0367–4290. Геол. журн. 2009. № 3 Локальні депресії в поверхні поліської серії або кристалічного фундаменту, виповC нені міктитами горбашівської світи (базальC них шарів волинської серії) в басейні нижніх течій Стоходу і Стиру, за даними В. Ф. СуC довцева (1980 р.), тяжіють до розломних обC лямувань піднятих блоків — ВидертинськоC го, Судченського та ін., що знаходяться в межах Стохідської зони розломів, а також до південноCзахідного обмеження виступу фундаменту в районі с. Половлі. На північ від м. Рівне і на його околицях у вигляді ізольоC ваного з різкими градієнтними границями гравітаційного мінімуму (до –3,5 мГл) виділяється КС до 10—12 км у поперечнику. Вона відповідає депресії, виповненій відклаC дами горбашівської світи підвищеної потужC ності і займає пограничне положення відносно магмоконтролюючої зони глибокоC го закладення. Подібна позиція і згаданої вище Мощанської КС, в межах якої також формувались груботеригенні несортировані відклади цього віку. Серія локальних струкC тур цієї групи облямовує також Славутське підняття. ТМС волинського віку різного ієрарC хічного рівня пов'язані закономірними співвідношеннями. Окремі вулканічні тіла, моногенні палеовулкани, жерловини, серії дайок, лавові вали та інші елементарні форC ми групуються в зони — дугові і кільцеві, що обмежують тектоноCмагматичні КС другого порядку, або прямолінійні — приповерхневі магмоконтролюючі зони (ПМКЗ) [11—13]. Останні просторово (в плані) збігаються або спряжені з серіями ступінчастих розломів, по яких поверхня кристалічного фундаменту зміщується на сотні метрів (до 300—400 м). В межах цих зон локалізовані доволинські щільові грабени; та й в період магматичної діяльності вони самі нерідко в цілому являли собою грабеноподібні структури. Часто воC ни є боковими обмеженнями глибинних магC моконтролюючих зон (ГМКЗ) [11—13]. Щільові грабени постволинського віку займають подібне структурне положення і просторово збігаються або тісно спряжені з більш давніми. Особливо чітко успадкоC ваність цих структур різних поколінь проявC ляється на прикладі Малоритського грабеC на, який в поверхні кристалічного фундаC менту виражений в вигляді серії ступінчастих розломів і лінійної депресії, у волинський час — у вигляді ПМКЗ — зони кореневих фацій вулканітів, у вигляді мініграбенів — у стохідський і домінопільсьC кий час раннього кембрію. Подібні структуC ри, намічені В.Ф. Судовцевим (1980 р.) за підвищеними потужностями нижньочортоC рийської і колківської світ могилівCподільсьC кої серії на межиріччі Стохід — Веселуха в їх нижніх течіях, орієнтовані субпаралельно південноCзахідному обмеженню МаневицьC коCСтепанської КС [14]. Осередкові ТМС волинського віку склаC дають той стійкий каркас (основу), який усC падковують структури наступних поколінь. Вище були відмічені ознаки конформності їм ряду силурійських і девонських структур меC жиріччя середніх течій Стоходу і Стиру. Подібна успадкованість більш надійно підтверджується в районі м. Бучач, де за особливостями рисунка аномального гравітаційного поля і орогідрографічних елементів намічається однойменна КС до 25 км у поперечнику. До її південноCсхідного обмеження приурочене підняття інтенсивно розчленованої поверхні кристалічного фунC даменту, розкритого поблизу с. Яблунівка на позначках –1664 і –1395 м. Утворення нижнього венду представлені грубозернисC тими аркозовими пісковиками горбашівсьC кої світи і залягаючими вище покривами баC зальтів з прошарками пірокластичних порід та аркозових пісковиків загальною поC тужністю до 40 м. Над ними розкриті рифові вапняки скальської серії з великорельєфниC ми стилолітовими швами, насичені фауною, місцями бітумами, нерівномірно перем'яті, дрібнокавернозні. Рифові утворення цього віку відмічаються В. А. Ващенком (1990 р.) і по південному обрамленню цієї КС поблизу с.м.т. Коропець та Пишківці. Таким чином, її погранична зона як у волинський, так і сиC лурійський час відрізнялась підвищеною тектонічною й енергетичною активністю. Подібні співвідношення різновікових структур характерні і для району ПовчансьC ких дислокацій. Тут, в основному за струкC турноCгеоморфологічними даними, виділеC на [10] куполоподібна структура розміром близько 42х35 км. Її загальний куполоC подібний характер підкреслюється також периклінальним заляганням порід крейдоC вого віку і проявляється в рельєфі постпалеC озойської поверхні. Просторово вона 35ISSN 0367–4290. Геол. журн. 2009. № 3 збігається зі складним гравітаційним максиC мумом інтенсивністю до +1,5 мГл, а також з ділянкою неоднорідного магнітного поля, ускладненого численними локальними макC симумами до +150 нТл, більшість з яких розміщується по її периферії і зумовлюється скупченнями на глибині — у дорифейському фундаменті і у нижній частині осадового чохC ла (волинській серії) магматичних порід осC новного складу. Це підтверджується даними по свердловині ПовчаC1, якою в складі крисC талічного фундаменту, розкритого на глиC бині 2074—2145 м, встановлені потужні тіла амфіболітів, які чергуються з біотитовими гнейсами (в інших свердловинах, що розкC рили кристалічний фундамент на прилеглих до даної структури територіях, він складеC ний мігматитами). Велика потужність (близько 302 м) вулканітів волинської серії, коефіцієнт експлозивності яких становить близько 50%, може свідчити про їх формуC вання поблизу вулканічного центра. По обC меженню куполоподібної структури М. І. Гриценко (1992 р.), за геофізичними даниC ми, прогнозує наявність в волинській серії діапірових трубчастих структур. Таким чиC ном, Повчанська куполоподібна структура на рівні волинської серії та нижче має ознаC ки осередкової, тектоноCмагматичної. В її центральній частині по маркіруючому гориC зонту вапняків в основі живетського ярусу Г. А. Уженковим (1969 р.) окреслена брахіанC тикліналь північноCзахідного простягання розміром 14–16х9–10 км, асиметрична, з відносно крутим північним і пологим південC ним крилами. Склепіння її обрушено з утвоC ренням грабена, амплітуда якого оцінюєтьC ся в 150—170 м. На думку Г А. Уженкова, він має в плані форму трикутника, однак наявні дані дозволяють інтерпретувати його і як кільцеву просадку, ускладнену секторіальC ними грабенами більш високого порядку. Спираючись на наведені дані, можна охарактеризувати ряд етапів структурної еволюції цього району. В волинський час тут в межах ГМКЗ північноCзахідного простяганC ня, що виділяється зазвичай як Шумський глибинний розлом, сформувалась (існуваC ла) осередкова ТМС. Антиклінальне підняття другого порядку, що проявляється в рельєфі поверхні девонських відкладів, займає її центральну частину і, ймовірно, успадковує окремий палеовулканічний центр волинсьC кого часу близького розміру і форми, що підтверджується наведеними вище даними по свердловині ПовчаC1. Його формування Я. Самсонович (1950 р.) пов'язує з текC тонічною фазою турнейського часу, а Н.А. Діденко і І.Є. Чернилевська (1957 р.) — з пізньогерцинськими рухами. Однак найC більш інтенсивний ріст антиклінального підняття та обрушення його склепіння зуC мовлені активізацією пізнього альбу — ранC нього сеноману, коли сформувався консеC диментаційний грабен, виповнений відклаC дами крейдового віку аномально високої потужності. На площі, що відповідає антиклінальноC му підняттю (Повчанським дислокаціям), в гельветCсарматський час відбулися локальні занурення, де накопичились відклади відповідного віку. У подальшому вона зазнаC ла інверсійного підняття, яке, судячи зі структурноCгеоморфологічних даних, триC ває понині. Формування різноглибинних і різновікоC вих структур району Повчанських дислоC кацій обумовлено періодичною активізацією єдиного енергетичного центра, про що свідчать, поряд з наведеними даними, їх морфологічні особливості, відмічені деякиC ми дослідниками. Г. А. Уженков (1969 р.) звернув увагу на подібність Повчанських структур до солянокупольних (і, очевидно, до інших діапірових утворень). Є. А. ЛевченC ко (дані Г. А. Уженкова, 1969 р.) пов'язував Повчанські дислокації з проявами інтрузивC ної магматичної діяльності. Як зазначалось вище, подібні структури можуть формуваC тись [8] і внаслідок газовоCгідротермальних процесів, що супроводжуються фреатичниC ми вибухами й осіданнями. На Волині встановлені факти успадкуC вання палеозойськими (девонськими) структурами обрушення вулканічих центрів волинського віку. Численні приклади просC торового суміщення проявів магматизму воC линського і палеозойского часу наведені М. А. Савченком [9]. В. І. Клушин [16] прийC шов до висновку, що Бродичівська магнітна аномалія (Ратнівський район Волині) просC торово відповідає давньому (волинському) похованому вулканічному апарату, породи якого залягають на глибині 730 м і мають зворотну намагніченість. Цей палеовулкан зазнав активізації в палеозойский (постсиC 36 ISSN 0367–4290. Геол. журн. 2009. № 3 лурійський) час, що проявилось в процесах просідання, ін'єкціях магматичних порід і експлозивних брекчій. Як було зазначено вище, вулканічні апарати волинського часу концентруються переважно в прямолінійних ПМКЗ або по обмеженню КС другого порядC ку. Виходячи з цього, можна очікувати, що таке ж положення мають вулканічні центри палеозойського віку. Останні, як правило, проявляються в вигляді локальних депресій в альбCсеноманський і четвертиний час. Взаємовідношення ТМС волинського і палеозойського етапів активізації з пізньоC альбCранньосеноманськими локальними депресіями найбільш чітко проявляються в басейні нижніх течій Стоходу, Стиру і Горині, де мезозойCкайнозойські відклади незначC ної потужності залягають безпосередньо на вулканітах волинської серії або останні знаC ходяться на незначних глибинах. На специфіку від'ємних локальних струкC тур пізнього альбу — раннього сеноману звертали увагу багато дослідників; в ряді виC падків відмічалися деякі особливості їх структурного положення, зокрема [4] приуC роченість окремих ізольованих "плям" відкладів цього віку до північної периферії Маневицької КС, тобто до зони обмежуючих її розломів глибокого закладення (або ГМКЗ), а також концентрація локальних контрастних депресій в зонах, складених волинськими вулканітами, що виходять на докрейдову поверхню, які проявлялись в пізньоальбCранньосеноманський час у вигC ляді смуги суші або архіпелагу з контрастC ним гористим рельєфом. В районі населених пунктів Маневичі — Рафалівка — Степань — Дубровиця встаC новлені [4, 14] численні КС другого і третьоC го порядків волинського віку, тектоноCмагC матична природа яких обгрунтована геоC логічними даними. В роботі [4] наведені досить повні дані про залежність складу і поC тужностей крейдових відкладів від особлиC востей будови КС та їх елементів. За цими ознаками КС цього рангу можна поділити на дві групи. 1. КС, центральні частини яких зазнають глибоких занурень протягом всього пізньоC альбCранньосеноманського часу. ХарактерC ними представниками цієї групи є Більська, Великоозерцівська, Галузійська та інші КС. Рельєф їх докрейдової поверхні дуже складC ний. Так, у Більській КС її позначки змінюC ються від –132,0 до –343,0 м. Депресії маC ють дрібноблокову будову; окремі блоки хаC рактеризуються автономністю, що проявC ляється в значних коливаннях потужностей певних стратиграфічних підрозділів. Границі волинських і крейдових кільцевих компC лексів, а також окремих блоків майже повністю збігаються. Контрастність останніх в цілому та їх елементів з часом згладжуєтьC ся, відповідно зменшується ампітуда прогиC нання, нівелюються і "розпливаються" їх контури. Зменшення з часом контрастності рухів і вирівнювання умов осадконакопиченC ня відбиваються в грибоподібній формі поC перечного профілю виповнюючих від'ємні структури тіл осадових порід. У кінці сенону відбувається інверсія вказаних структур: по поверхні цих відкладів вони являють собою куполоподібне підняття. Більська, Галузійська та ВеликоC озерцівська КС другого порядку, а також ПівденноCБільська третього, що слугує споC лучною ланкою між двома першими, є склаC довими частинами грабена, що обрамляє Мульчицький блок з південного сходу і сходу [14]. На північному відрізку останнього макC симальні прогинання пов'язані з КС третьоC го порядку — ЛотоцькоюC1 і C2, що знахоC дяться в його межах. До цієї групи відноситься також ЧервиC щенська КС, яка сформувалась в волинсьC кий, а, можливо, і в дорифейський час [4]; їй відповідає "система Кухотської крейдової депресії". Центральна частина вказаної КС по докрейдовій поверхні являє собою глибоC ку депресію, складно розчленовану на ряд рукавів і заток; по її обмеженню розташовані виступи домезозойської основи, що підC німаються над депресією на 80—100 м. Конфігурація депресії підкреслена граниC цею поширення верхньоальбських відC кладів, а її складна неоднорідна будова — частою зміною потужностей. Максимальні потужності (до 40,6 м) приурочені до ізометC ричних локальних депресій більш високого порядку по обмеженню Червищенської КС, частина з яких успадковує палеозойські структури обрушення (зокрема, в районі с. Кухітська Воля). Наведені дані ілюструють чітку успадкоC ваність ізометричними пізньоальбCранньоC сеноманськими депресіями вулканічних 37ISSN 0367–4290. Геол. журн. 2009. № 3 центрів волинського і пізньопалеозойського віку, їх групування в лінійні зони (грабени) вздовж магмоконтролюючих розломів триC валого розвитку. 2. Велика група тектоноCмагматичних КС другого порядку відрізняється тим, що їх центральні частини наприкінці альбу являли собою куполоподібні підняття. Обмежені по площі ділянки (басейни) осадконакопичення існували періодично впродовж незначного часу в межах окремих сегментів кільцевого обмеження, уздовж радіальних і кільцевих елементів КС, в межах КС третього порядку, що ускладнюють ці структури. В багатьох КС відмічаються [4] рифові утворення альбсьC кого віку, які свідчать про їх активізацію в цей час. КС обох груп проявляються в вигляді відокремлених об'єктів також і в новітній час. Більшість з них, а також їх елементи досить впевнено виділяються на аерофотознімках за особливостями сучасного орогідрогC рафічного рисунка; нерідко до них приуроC чені глибокі (десятки метрів) воронки, виC повнені несортированими теригенними відкладами неогенового і четвертинного віку відносно великої потужності, глибокі карстові (провальні) озера. Таким чином, успадкованість кільцевих комплексів волинського, девонського, пізньоальбCранньосеноманського і неогеноC вого часу проявляється в збереженні форми (обрисів), розміру, місця положення струкC тур. Зв'язок ізометричних депресій і граC бенів пізнього альбу — раннього сеноману з розломами (зонами активізації) встановC лений для багатьох районів ВолиноC Поділля. Так, на Ковельському піднятті одна з ерозійноCтектонічних депресій (долин) цього віку, за даними В. Ф. Судовцева (1990 р.), південним крилом стикається з ВолодимирCВолинським розломом. У райC оні м. Ратне, за матеріалами Я. О. КосовсьC кого (1992 р.), мініграбени крейдового віку успадковують структури подібного типу поC передніх поколінь і магмоконтролюючі зони волинського і, вірогідно, палеозойського віку. В. Ф. Судовцев (дані 1984 р.) звернув увагу на приуроченість різких перепадів рельєфу підошви верхньоальбCнижньосеC номанських відкладів до зон розломів в районі міст Рівне, Острог і Славутич. Подібні закономірності відмічені В. Я. ІванC ченком для межиріччя Південний Буг — Збруч (дані 1985 р.). Для південноCзахідної частини ВПП встановлена досить чітка приуроченість до зон розломів більшості локальних ізометC ричних і грабеноподібних депресій початкоC вих стадій міоценової трансгресії, часто виC повнених вугленосними відкладами. ЗокреC ма, локальні депресії гельветського віку сконцентровані уздовж ПеремишлянськоC Залещанської ГМКЗ, маркуючи останню на цьому стратиграфічному рівні. Ряд депC ресій, виповнених вугленосними глинами з прошарками бурого вугілля різного віку (від крейдового до четвертинного), групуються в смугу по лінії сіл Гнилиці — Ланківці, що свідчить про її розвиток в особливому реC жимі протягом всього альпійського тектоноC магматичного циклу. Співвідношення тортонських і сарматсьC ких структур між собою і більш давніми найбільш чітко проявляються в Товтровій гряді. В її південноCсхідній частині Е. Я. Жовінським (дані 1967 р.) виділена смуга вапняків з незначною кількістю пісковиків і вуглистих глин, віднесених, слідом за В. Д. Ласкарєвим, до фації тесової банки. ПоC тужність цих відкладів змінюється від 12,7 до 99,3 м, досягаючи максимальних значень в центрі поля їх розвитку. Особливі умови, веC ликі швидкості накопичення відкладів свідчать про існування тут у цей час вузькоC го грабена або системи грабенів, проявлеC них в палеорельєфі морського дна в вигляді підводної долини. Його осьова частина траC сується рифовими вапняками гряди. Грабен (система грабенів) ускладнений локальниC ми ізометричними структурами, охарактеC ризованими вище. Вважається, що Товтрова зона існувала як відокремлена єдина структура з підвищеC ною тектонічною активністю протягом всієї відомої геологічної історії [5]. З раннього кембрію в її границях існував вал (серія підняттів), що підтверджується розміщенC ням фацій бережківської серії нижнього кембрію. У силурі (мукшинський, малиноC вецький, скальський час) також відбувалися відносні підняття і формувались строматоC поровоCкоралові біогерми. У сеномані [17] тут існував видовжений в північноCзахідному напрямку острів (архіпелаг), який перед 38 ISSN 0367–4290. Геол. журн. 2009. № 3 тортонською трансгресією виступав у вигC ляді пологого підняття. Рифові фації і щільC ові грабени міоцену приурочені до східного схилу цього підняття. Однак питання, чи відповідає сучасна Товтрова гряда єдиній структурі тривалого розвитку, чи успадковує на окремих її відрізках різні за рангом і особливостями еволюції активізовані структури, в даний час не може бути вирішене однозначно. Сумніви в правильності першої точки зору викликає те, що окремі відрізки гряди приурочені то до південноCсхідної, то до південноC західної границь ГМКЗ північноCзахідного простягання, на окремих ділянках перетинаC ючи останню. ПівнічноCзахідний її відрізок (аркуш МC35CХХ "Тернопіль") розсікає відносно стабільний блок і, вірогідно, успадC ковує зону активізації більш низького рангу. Вісь ЗаболотівCУстечківського грабена, що є тектонотипом першої групи мініграC бенів, для яких характерна приуроченість до центральних частин лінійних валоподібних підняттів докрейдової (девонської) поC верхні, за даними В. А. Ващенка (1992 р.), збігається з зоною розлому, простеженою геофізичними методами в кристалічному фундаменті. Останній приурочений до ГМКЗ. Міоценовий же грабен Товтрової гряC ди ближче до мініграбенів другої групи, які займають пограничне положення між двома блоками, що зазнають різнонаправлених рухів. Висновки 1. Локальні структури платформного чохла різного генезису і віку нерівномірно розC поділені по площі: вони групуються в зони і "вузли", для яких характерна висока розчлеC нованість і контрастність рельєфу їх основи і в яких найбільш чітко проявились також озC наки тектоноCмагматичної активізації (форC мування і регенерація ТМС низьких рангів, інтенсивні прояви газовоCгідротермальної діяльності, утворення рифів, диз'юнктивні, ін'єктивні дислокації та ін.). Таким чином, лоC кальні структури можна вважати індикатораC ми зон і ділянок активізації. Останні протисC тавляються відносно стабільним блокам. Ці два типи структур, що дуже розрізняються за палеогеодинамічними показниками, проC являються на різному ієрархічному рівні. ВоC ни повинні бути основними об'єктами текC тонічного картування. 2. Процеси активізації і відповідно макC симальна контрастність структур осадового чохла проявляються періодично. Їх максиC муми пов'язуються з початковими етапами седиментаційних циклів, зі зміною контиC нентального режиму морською транC сгресією. Грабеноподібні структури, основа яких в цей час інтенсивно занурювалась, часто успадковують річні долини, що були закладені по зонах розломів. Тут створюC ються особливі умови осадконакопичення. Таким чином, особливості стратоC і тектогеC незу зумовлені не тільки відстанню певної ділянки морського басейну від берегової лінії, а й наявністю проявлених в рельєфі морського дна сформованих раніше струкC тур. 3. Взаємовідношення між площовими (кільцевими) і лінійними структурами проявC ляються насамперед в зміні їх підпорядкуC вання зі зміною ієрархічних рівнів. Так, щільC ові грабени часто приурочені до бокових обC межень ГМКЗ — складових частин кільцевих комплексів першого порядку [11, 12]. ГраC бени певних стратиграфічних рівнів ускладC нені КС більш високого порядку, зокрема тектоноCмагматичними, осередковими. В свою чергу, останні по периметру обляC мовані лінійними дуговими депресіями і поділяючими їх виступами ще більш високоC го порядку. 4. Структури різного віку, розрізняючись за будовою і генезисом, успадковують більш ранні (накладаючись в плані або дещо зміщуючись) і утворюють в сукупності багаC топоверхові комплекси, які відповідають центрам і зонам енергетичної активності, в межах яких концентрувались магмоC і флюїдопровідні канали. Як у процесі магмаC тичної діяльності, так внаслідок інших форм активізації формуються подібні морфоC логічні типи структур (переважно КС). Тісний просторовий зв'язок різноC манітних дислокацій первинних структурних форм осадового платформного чохла з проC явами ендогенної активності (магматизмом, газовоCгідротермальною діяльністю та ін.) може свідчити про синхронність і спорідC неність цих процесів. 5. Виходячи з визначення тектонічної структури та основних факторів, що впливаC 39ISSN 0367–4290. Геол. журн. 2009. № 3 ють на формування структур платформного чохла, останні можна поділити на дві групи. А. Конседиментаційні, що є результатом різних умов осадконакопичення, зумовлеC них диференційованими рухами окремих ділянок седиментаційного басейну. Вони виділяються по рельєфу поверхні основи певного стратиграфічного комплексу і за фаціальними особливостями відкладів (пеC редусім за зміною потужностей одновікових товщ) і в основному зберігають свою перC винну форму. Б. Значно змінені дислокаціями, які моC жуть проявлятися як під час або безпосеC редньо слідом за осадконакопиченням, так і бути розділеними з ним значним відрізком часу. Сюди відносяться, зокрема, ТМС. Представники першої групи є складовиC ми частинами певних структурноCстратигC рафічних комплексів. Структури другої груC пи можуть проявлятися в ряді комплексів, навіть в усьому розрізі осадового чохла і в кристалічному фундаменті. 6. Ознаки, що зумовлюють суть певної первинної структури платформного чохла, визначаються в процесі формування основC них її елементів; очевидно, в цьому проявC ляється суть положення [1] про єдність текC тоC і стратогенезу. Геологічні тіла — елеменC ти цих структур утворюються двома шляхами. Більшість із них є продуктами стратогенезу; на окремих територіях періодично формуються комплекси магмаC тичних порід, пневматолітоCгідротермальC них утворень. Геодинамічний режим певної ділянки земної кори зумовлює, з одного боку, інтенC сивність процесу тепломасопереносу і, зокC рема, можливість прояву потужного фактоC ра структуроутворення — магматизму; з іншого — він впливає на склад осадових відкладів двома шляхами. В результаті привносу речовини з глибин Землі в певних місцях накопичуються органогенні (зокреC ма, рифові) вапняки, соленосні та інші компC лекси хемогенних порід. Крім того, текC тонічний режим обумовлює особливості рельєфу басейну осадконакопичення, який відігравав основну роль в розміщенні териC генних і менше — інших фацій. Виходячи з наведеного, визначається необхідний мінімум даних для виділення конкретних структур осадового чохла: а) всебічний аналіз фацій певних стратигC рафічних підрозділів; б) по можливості макC симально детальні карти рельєфу структурC ноCгеоморфологічних поверхонь, насампеC ред тих, на яких структури проявляються з максимальною контрастністю. Стратогенез є поєднанням двох полярC них процесів: руйнування (повного чи частC кового) існуючих та формування нових структур. Просторові і структурні співвідноC шення між структурами різних поколінь баC гато в чому є ключем до розуміння особлиC востей будови і розвитку окремих териC торій, тобто основою для тектонічного районування по історії розвитку [19], що поC винно стати основним змістом тектонічних карт України на новому етапі вивчення її структури. 1. Бондарчук В. Г. Основные вопросы тектоороC гении. — Киев: ИздCво АН УССР, 1961. — 382 с. 2. Великанов В. А. Основные типы локальных структур осадочного чехла Подолии // ГеоC тектоника ВолыноCПодолии — Киев: Наук. думка, 1990. — С. 187—203. 3. Веліканов В. А., Педанюк Ю. І. Актуальні пиC тання вивчення і картування тектоніки і струкC турних форм платформного чохла (у зв'язку з геологозйомочними роботами і складанням ДержгеолкартиC200) // Мінер. ресурси УкC раїни. — 2006. — № 3. — С. 32—37. 4. Геология Маневичской кольцевой структуры / Отв. ред. Семененко Н. П. — Киев: Наук. думC ка, 1985. — 162 с. 5. Знаменська Т. О. Товтровий кряж та його місце у структурі південноCзахідної окраїни СхідноCЄвропейської платформи // Геол. журн. — 1976. — Т. 36, № 5. — С 54—63. 6. Копылова Н. Н. К вопросу о нижневендских тиллитах — миктитах как индикаторах рифтоC генеза // Тектоника и геодинамика континенC тальной литосферы: Материалы ХХХУ1 ТекC тон. совещ. — М.: МЕОС, 2003. — Т. 1. — С. 268—272. 7. Лучицкий И. В. Основы палеовулканологии. — М.: Наука, 1971. — Т. 1. — 480 с. 8. Мелекесцев И. В. Вулканизм и рельефообраC зование. — М.: Наука, 1980. — 212 с. 9. Палеовулканизм Украины / Отв. ред. СлипC ченко В. А. — Киев: Наук, думка, 1984. — 251 с. 10. Радзівілл А. Я., Знаменська Т. О., Куделя Ю. А. Куполоподібні структури Волині // Тектоніка 40 ISSN 0367–4290. Геол. журн. 2009. № 3 і стратиграфія. — 1975. — Вип. 7. — С. 12—25. 11. Радзівіл В. Я., Радзівілл А. Я. Ієрархічний ряд тектонічних і тектоноCмагматичних структур ВолиноCПоділля // Наукові праці Інституту фундаментальних досліджень. — К.: Логос, 2004. — Вип. 7. — С. 45—53. 12. Радзивил В. Я., Радзивилл А. Я. О структурC ном положении очагов вендского вулканизма ВолыноCПодолии // Геол. журн. — 2004. — № 4. — С. 36—43. 13. Радзивил В. Я., Радзивилл А. Я. Очаговые тектоноCмагматические структуры — центры энергетической активности длительного разC вития и основные флюидодинамические каC налы Земли // Енергетика Землі, її геологоC екологічні прояви, науковоCпрактичне викоC ристання. — К.: Київський університет, 2006. — С. 194—198. 14. Радзівіл В. Я. МаневицькоCСтепанська кільC цева тектоноCмагматична структура: особлиC вості будови й еволюції // Геол. журн. — 2007. — № 2. — С. 75—85. 15. Савченко Н. А., Клушин В. И., Петрикян Р. П. и др. ТектоноCвулканические депрессии и "трубки взрыва" Припятского вала и западного склоC на Украинского щита (по геологоCгеофизиC ческим данным) // Глубинное строение рудоC носных районов Украинского щита. — Киев: Наук. думка, 1976. — С. 80—91. 16. Семененко Н. П., Савченко М. А., Клушин В. І. Прип'ятський вал. — К.: Наук. думка, 1976. — 179 с. 17. Сеньковський Ю. М. Силіцити крейди південноCзахідного схилу СхідноCЄвроC пейської платформи. — К.: Наук.думка, 1973. — 155 с. 18. Утробин В. Н. Особенности тектонического строения внешней зоны Предкарпатского прогиба // Геол. сб. Львов. геол. оCва. — 1956. — № 5—6. — С. 25—41. 19. Хаин В. Е. Общая геотектоника. — М.: Недра, 1964. — 479 с. 20. Чебаненко И. И. Теоретические проблемы современной геотектоники. Ст. 1.// Геол. журн. — 1985. — Т. 45, № 2. — С. 116—128. ІнCт геол. наук НАН України, Стаття надійшла Київ 20. 03. 09 ECmail:geoj@ bigmir net

Структури платформного чохла Волино-Поділля

Institution

Ähnliche Einträge