2. Положення скибової зони в системі складчастих карпат

У структурі Карпатської гірської споруди виділяють два головні елементи - Зовнішні (Флішові) і Внутрішні Карпати. На території України є головно Зовнішні Карпати, а Внутрішні (Татро-Вепориди), що добре виражені далі на заході, тут уже занурені на великі глибини і їхнє південно-східне закінчення виявлене свердловинами лише у фундаменті Закарпатського прогину.

З півночі Карпати обмежені Передкарпатським передовим прогином, у структурі якого, як зазначено, чітко виділяють дві зони - Внутрішню (Бориславсько-Покутську) і Зовнішню (Більче-Волицьку), які різко відрізняються між собою історією геологічного розвитку, а отже, і формаційним наповненням. Внутрішня зона закладена на флішовій основі, зовнішня - на опущеному краю Східноєвропейської платформи (рис. 2.1).

У будові Флішових Карпат виділяють три основні структурно-тектонічні зони - Скибову, Чорногірсько-Дуклянсько-Кросненську та Рахівську, а у Внутрішніх - Пенінську, Мармароську, Закарпатський прогин і Мармароський кристалічний масив.

Виникненню цих вузьких, витягнутих уздовж загальнокарпатського простягання структурно-тектонічних одиниць передувало розділення дна Карпатського геосинклінального моря на окремі, порівняно вузькі трогоподібні басейни такої ж орієнтації. Ці басейни мали різні тектонічні режими і палеогеографічні умови, завдяки чому одновікові відклади тут фаціально (тією чи іншою мірою) відрізняються і містять різну палеобіоту.

Окремо треба виділити в Карпатах структурно-тектонічні поверхи. Тут простежуються два головні комплекси - доальпійський та альпійський. Доальпійський за об'ємом охоплює байкальсько-герцинський цикл розвитку Карпат. Цей комплекс розвинутий в Зовнішній зоні Передкарпатського прогину, в межах Мармароського масиву і входить до складу фундаменту Закарпатського прогину.

Альпійський комплекс у різних районах має суттєві відмінності, але в цілому в ньому виділяють нижній, середній і верхній структурні поверхи, хоча вікові границі в різних ділянках території часто не співпадають між собою. Нижній структурний поверх включає переважно тріас-юрські й інколи крейдові утворення. За характером розвитку він відповідає переважно квазіплатформному етапові розвитку. Середній (за виключенням Закарпатського прогину, Мармароського і Пенінського поясів) - це крейдовий і палеогеновий фліш, який відбиває геосинклінальний етап розвитку регіону. Верхній поверх складений моласовою формацією прогинів, яка відсутня в гірській частині Карпат.

У складчастій області Українських Карпат чітко виділяються наступні структури: Мармарошсько-Рахівській кристалічний масив, що є північно-західним краєм Мармарошського масиву в Румунії; зона Пенінськіх скель і область широкого розвитку крейдового і палеогенового флішу — флішові, або Зовнішні Карпати [3].

Мармарошсько-рахівський масив — це стародавня, складно побудована складчаста область, розбита системою безладно орієнтованих розривів на окремі блоки. Як показують детальні спостереження, в північно-східному напрямі масив насунутий на флішові відкладення крейди. Амплітуда насуву при цьому не перевищує, на думку А. А. Богданова і А. А. Максимова, 1 км., а за даними Л. Г. Ткачука і Л. А. Кривина, — 15 км. Уздовж північно-східного краю масиву в багатьох місцях на поверхню виходять тріасові і юрські породи у вигляді невеликих ізольованих плям. Ці породи, а також крейдові з різкою кутовою незгідністю залягають і на самому масиві, свідчивши про те, що масив в окремі епохи мезозою повністю перекривався осадовими утвореннями. На північний захід від м. Рахова кристалічні породи масиву швидко (можливо по скиду, як вважає С. І. Суботін) занурюються під відклади крейди і палеогену.

Зона Пенінських скель протягується у вигляді двох смуг: північна смуга знаходиться на продовженні Рахівського масиву, південна розташована на південному заході.

У сучасному структурному плані Карпат зона скель загалом складається з двох виключно складно побудованих піднять розділених синклінальною западиною яка також має складну тектонічну будову. В межах піднять на поверхню виходять відклади тріасу, юри, крейди і палеогену, а в западині що їх розділяє — відклади палеогену.

У скельних смугах юрські вапняки у вигляді різних за величиною (від декількох сотень метрів до декількох метрів), добре виражених в рельєфі блоків виступають на тлі широкого розвитку відкладів крейди і палеогену. Походження юрських скель до нині не з'ясоване. Багато геологів вважають за можливе розглядати їх як тектонічні олістоліти, що утворилися при формуванні величезних пенінських і субпенінських покривів. Інші (У. І. Славін, М. В. Муратов) вважають, що смуга юрських скель пов'язана з антиклінальними складками, що входять до складу головного антиклинорія Карпат. О. С. Вялов, Д. Н. Андрусов розглядають ці скелі як олістоліти, що утворилися під час молодої складчастості, унаслідок різкої відмінності літологічного складу порід юри (масивні вапняки) і їх флішевої крейдо-палеогенової оболонки.

При вирішенні питання про походження смуги Пенінськіх скель принципове значення мають два основні положення. Перше полягає в тому, що ці скелі приурочені до вузької (від 2—3 км. до 20 км.) смуги протяжністю 500 км — від масиву, що характеризується, до м. Братислави. Друге — вони розташовані на межі двох принципово відмінних по тектоніці та історії геологічного розвитку геотектонічних областей: на північ і північний схід від зони скель знаходяться флішові, або Зовнішні Карпати, а на південь і південний захід — Центральні Карпатські масиви, або Внутрішні Карпати. Основна складчастість у Внутрішніх Карпатах приурочена до крейди, а в Зовнішніх Карпатах — до неогену. Зона скель була піддана складчастості як в крейді, так і в неогені. Вказані обставини і характер тектоніки дозволяють пов'язувати утворення смуги скель із зоною глибинних розломів (до цього висновку пришли А. А. Богданов, М. В, Муратов, В. Е. Хаїн, Є. М. Лазько, Д. І. Жваво).

Зона Пенінських скель в північно-східному напрямі насунена на фліш Зовнішніх Карпат.

Флішові, або Зовнішні Карпати — це складно побудований великий синклінорій, ускладнений насувами значної амплітуди. У його складі достатньо чітко виділяються наступні тектонічні зони (з північного сходу на південний захід): Скибова зона, або антиклінорій; Центральна синклінальна зона, або синклінорій; Рахівська і Чорногорська, або Шипотська зони; Ужоксько-Дуклянська зона, або антиклінорій і Магурська зона, або зона Магури.

Як відомо, в Українських Карпатах смуга флішу, що примикає з північного сходу до Мармарошсько-Рахівського масиву і Пенінських скель, виділялася в самостійну єдину Мазурську зону. Роботами останніх років було встановлено, що зона Магури, складена на поверхні палеогеновими і крейдовими відкладами, широко розвинена тільки в Західних Карпатах, на території Чехії і Словаччини та Польщі. У бік же Українських Карпат вона швидко звужується і, мабуть, виклинюється західніше Сваляви. У Західних Карпатах зона Магури розташована між Центральною синклінальною зоною і смугою Пенінськіх скель. Ширина її на меридіані Кракова 40 - 43 км. На схід від меридіана Тарнува ширина зони Магури швидко зменшується і вже на межі Українських та чеських Карпат не перевищує декількох кілометрів. Уздовж північної межі зони Магури на тлі суцільного розвитку палеогену подекуди на поверхню виходить верхньокрейдовий фліш. Сказане дозволяє розглядати цю зону як великий синклінорій, що замикається в східному напрямі.

Магурська зона в північному напрямі насунута в одних випадках на Сілезьку зону, в інших — на Центральну синклінальну зону. Вважається, що амплітуда насува в деяких місцях перевищує 20—30 км. Біля кордону Чехії і Словаччини і України між Центральною синклінальною зоною і Магурською зоною знаходиться Ужоксько-дуклянській антиклинорій. Цей антиклинорій на захід від Українських Карпат при збільшенні ширини Магурської зони звужується і повністю зникає в районі Жмигруда. У південно-східному ж напрямі від чесько-польсько-українського кордону одночасно з виклинюванням Магурськой зони ширина смуги Ужоксько-дуклянського антиклінорія швидко збільшується, а південна його межа впритул підходить до смуги Пенінських скель.

Ужоксько-дуклянській антиклінорій складений породами палеогену, верхньої і нижньої крейди, має ряд асиметричних складок, перекинутих на північний схід і насувів, що нерідко розділяються лініями. У південних частинах антиклінорію з'являються складки, злегка нахилені і на південний захід. Визнається доведеним існування насуву, по якому Ужоксько-дуклянська система складок перекриває південно-західну частину Центральної синклінальної зони, хоча амплітуда цього насуву невідома. В межах Ужоксько-дуклянського антиклінорію крейдовий фліш отримав найбільший розвиток лише на захід від Українських Карпат. На схід же разом із збільшенням ширини смуги антиклінорію спостерігається і його занурення, що досягає максимуму в Стрий - Мукачевському перетині Карпат. Занурення антиклінорію зумовило практично повне зникнення з поверхні також крейдових осадових утворень.

На південному сході, на простяганні Ужоксько-дуклянськіх складок, поблизу Мармарошсько-рахівського кристалічного масиву (на північ від нього) протягується досить широка смуга розвитку верхньо - і нижньокрейдового флішу, що складає Рахівську і Чорногорсько-шипотську, або Шипотську зони.

Рахівська зона складена в основному нижньокрейдовим флішем рахівської і буркутської світ. На території Румунії її продовженням, ймовірно, є зона Сина. Багато дослідників, у тому числі і автори, вважають, що Рахівська зона, в загальній своїй структурі є складно побудованим синклінорієм, насунута на Чорногорсько-шипотську зону. У північно-західному напрямі ширина її поступово зменшується до повного виклинювання.

Чорногорська (або Шипотська) зона складена глипотською, яловецькою і скуповською світами нижньої і верхньої крейди. Подекуди в її межах з'являються і молодші осадові утворення нижнього і середнього палеогену. Зона складається з декількох лусок (Чорногорські луски), насунутих одна на одну в північно-східному напрямі. Сама крайня і найбільша з них насунута на кросненські відкладення олігоцену, що складають Центральну синклінальну зону. Амплітуда насуву Чорногорської зони до нині залишається неясною. Визначення її знаходиться в прямій залежності від розуміння структурних співвідношень Чорногорських лусок і Горганських складок Центральної синклінальної зони. Якщо вважати, що Горганські складки є прямим продовженням луски Чорногорської зони, то амплітуда насуву цієї зони на Центральну синклінальну не перевищує декількох кілометрів. При такому розумінні тектоніки цього району можна припускати, що північні лусок Чорногорської зони в північно-західному напрямі змінилися Горганськими складками (утвореними палеоценом, еоценом і нижнім олігоценом), які поступово занурюються, ховаючись під кросненську світу Центральної синклінальної зони. Горганські складки, будучи високо підведеною частиною Центральної синклінальної зони, в південно-східному напрямі занурюються, йдучи під насув Чорногорських лусок. Цим зумовлюється велика амплітуда насуву Чорногорських лусок, що перевищує 10—15 км.

Центральна синклінальна зона складена породами кросненської і менілітової світ олігоцену загальною потужністю до 2500 - 3000 м. У підведених її частинах, як, наприклад, в Горганськіх складках і в піднятті, на поверхню виходять і раніші відклади еоцену та палеоцену. Для цієї зони в цілому характерні вузькі гребеноподібні, нахилені до північного сходу, асиметричні складки і порівняно широкі синкліналі. Антиклінальні складки нерідко ускладнені насувами невеликої амплітуди, що простежуються набагато десятків кілометрів.

У Центральній синклінальній зоні досить легко виділяються три частини: на північному заході — Турковська западина, на південному сході — Жабйовська, а між ними — Горганські складки, що розглядаються як поперечне підняття. Турковська западина як в північно-західному напрямі, вже на території Польщі, так і в південно-східному, поблизу Горганських складок поступово здіймається; довжина її в межах України дорівнює 90—100 км., ширина 20—30 км. Жабйовська западина має довжину 70 км. і ширину 10 км. На кордоні з Румунією поблизу Селетіна Жабйовська западина здіймається, унаслідок чого на поверхні у склепіннях антиклінальних складок з'являються породи еоцену. Значна частина западини, ймовірно, знаходиться під насувом Чорногорських лусок.

До північного сходу Центральна синклінальна зона змінюється Скибовою зоною. Ця зона утворена відкладами переважно верхньої крейди і палеогену, що складають своєрідні структури, названі К. Толвінськім, скибами.

Скибова зона - перша зовнішня одиниця Флішових Карпат, яка розміщена на стику Карпатської гірської споруди і південно-західного краю Східноєвропейської платформи. На території Українських Карпат ця тектонічна одиниця смугою (місцями шириною до 40 км) простежується від кордону з Румунією на південному сході до кордону з Польщею на північному заході і далі безперервно простягається у Західних Карпатах до басейну Віслока, а в Східних Карпатах (Румунія) - до р. Бистриця. Вона є плоским покривом з амплітудою близько 30 км, насунутим у північно-східному напрямі на Внутрішню, а місцями аж на Зовнішню зони Передкарпатського прогину і перекритим з південного заходу насувами Кросненської і Чорногірської зон.

По своїй будові скиби (луски) представляють асиметричні антиклінальні складки, перекинуті до північного сходу і насунуті в цьому ж напрямі одна на одну. Південні крила цих структур зазвичай пологі (у Бориславському перетині); північно-східні — круті, підвернуті і зрізані насувом.

Всі луски Скибової зони від р. Черемош до р. Стрвіонж мають північно західні простягання. На захід від р. Стрвіонж спостерігається зміна простягання з північно-західного на північне, а ближче до р. Перемишль — на північно-східне (Перемишльській уступ). На захід від р. Перемишль простягання Карпат різко змінюється на північно-західне.

Найвиразніше насуви виражені в Бориславському перетині Скибової зони. На північний захід від перетину розміри луски зменшуються, насуви стають крутішими. Одночасно з цим спостерігається здіймання осі всієї цієї складно побудованої зони, про що свідчить поява на поверхні в окремих ділянках (Врятував, Доброміль) нижньокрейдових відкладів. На південний схід від Бориславського перетину Скибова зона розширюється і занурюється. Насуви в деяких випадках зникають (можливо, затухають). Південно-східніше Рипненського перетину насуви знову чітко уловлюються і простежуються аж до кордону з Румунією. Разом з цим збільшується і амплітуда насувів, що досягає в районі Биткова 10—15 км.

Найбільша ширина Скибової зони (38 км) спостерігається між р. Стрий і Бистрицею Надвірняньською. До південного сходу і північного заходу від цієї ділянки ширина її помітно зменшується, так що вже в Старо-Самбірському перетині вона складає 20—22 км, а в перетині Черемоша — 12 км.

Скибова зона складається з шести великих луски, також, що простежуються впродовж 100—250 км. К. Толвінським встановлені наступні скиби (з північного сходу на південний захід): Берегова (або Крайова), Орівська, Сколівська, Парашки, Зелем´янки, Рожанки. Перша, Берегова Скиба, граничить з Внутрішньою зоною Передкарпатського прогину, а остання, Зелем´янки, — з Центральною синклінальною зоною.

Характерною рисою всіх карпатських скиб є витриманість по простяганню, при цьому в найбільш піднятих частинах їх на поверхню виходять породи стрийської світи верхньої крейди. Мабуть, скиби утворилися з антиклінальних складок, шарніри яких на всьому їх простяганні майже завжди знаходилися на одній висоті. Ці складки нагадують, таким чином, величезні вали, перекинуті до північного сходу, з обірваними північними крилами.

Скибова зона - це найбільша в Українських Карпатах тектонічна одиниця, яка займає більше однієї третини їхньої площі. Вона займає саме зовнішнє положення, характеризується чіткою витриманістю по простяганню і вхрест простягання основних структурних закономірностей, розбурена в своїй зовнішній частині глибокими і надглибокими свердловинами і найкраще вивчена в порівнянні з другими зонами Карпатської складчастої області [7]. Так само як і Кросненська зона, Скибова зона протягається через всю територію Українських Карпат. На заході вона занурюється під Сілезьку зону і виклинюється в басейні Дунайця у Польщу, а на сході, вже в межах в України, зчленовується з зоною Таркеу. Найбільшу ширину (35—37 км) Скибова зона має у місці перетину неї Ломніцею, до державних кордонів звужується до 15 км, а на півночі біля с. Верховина навіть до 5 км.

За даними І. В. Висоцького і В. В. Глушко, південного-східне звуження Скибової зони, як і інших одиниць в цьому районі, зумовлене поперечним Буковинським підняттям, західна межа якого співпадає з виклинюванням Мармарошського кристалічного масиву. На північному сході Скибова зона насувається на Передкарпатський передовий прогин — Бориславсько-Покутську зону. Лише на самому крайньому північному заході вона з´єднуєтьсяться безпосередньо з Самбірською зоною, повністю перекриває тут Бориславсько-Покутську зону. На півдні неї облямовує Кросненська зона.

В межах Скибової зони розвинені крейдові (починаючи з барема), палеогенові і нижньоміоценові ритмічні відклади флішової формації, що лише епізодично змінюєються потужними товщами пісковиків, або сланцюватими бітумінозними утвореннями (менілітова світа), або рідкісними підводноосувними олістостромовими горизонтами (попельська і деякі інші світи). Всі ці товщі перешаровуються згідно, без будь яких ознак перерв і незгідностей.

Назва скиби походить від найбільш характерної структурної її особливості, що полягає в розвитку тут паралельних, дуже вузьких, але протяжних лусок — монокліналей, які образно порівнюються зі скибами землі, що утворюються під лемехом плуга і налягають одна на одну при оранці. Ці луски-скиби відокремлені одна від другої насувами другого порядку. Практично для всіх скиб характерний розвиток у фронтальних частинах насувів найдавніших (зазвичай верхньо- і рідше нижньокрейдових) відкладів, а в тильних — більш молодих.

У разі «пірнання» скиб у бік Передкарпатського прогину ця закономірність не витримується. Вважається, що скиби виникли за рахунок розриву спочатку сформованих антиклінальних складок як результату подальшого стиснення. Вірогідніше інше уявлення, відповідно з яким скиби-монокліналі виникли в результаті трансформації розломів в насуви.

Таких протяжних скиб, залежно від поперечного перетину Українських Карпат, можна виділити від трьох на крайньому південному сході до шести в західній і центральній частинах Скибової зони.

Від крайньої зовнішньої частини зони до внутрішньої тут виділяють скиби: Берегову, Орівську, Сколівськую, Парашку, Зелем´янки і Рожанки.

Найбільшу протяжність (близько 270 км.) мають Орівська і Сколівська скиби і скиба Парашки. Зовнішня — Берегова скиба від польсько-української межі протягується до долини Прута, де вона зрізається Орівською скибою. Скиба Зелем'янки упевнено може бути простежена до Чорного Черемоша у с. Верховина. Насув, що обмежує скибу Рожанку, втрачається в полі олигоцен-міоценових відкладів у витоках Свічи. У тильній частині багатьох скиб перед фронтом наступної, більш внутрішньої скиби, знаходиться залягання порід з падінням їх на північний схід, що указує на ускладнення монокліналей синкліналями.

Поверхні насувів окремих скиб істотно різні в різних поперечних перетинах Карпат, але зазвичай досить круті в приповерхневій частині. Проте на глибині вони досить швидко виположуються. Іноді вони бувають дуже похилими і на денній поверхні. Так, Орівська скиба має навіть тектонічні відірвані утворення в районі м. Долина, біля с. Солотвин, с. Космач, де вони перекривають відповідно Самбірську скибу, Берегову скибу і Бориславсько-Покутську скибу.

Поверхня самого Скибового покриву має складну форму. Вона дуже крута і навіть задерта в своїй фронтальній частині. У глибших горизонтах вона помітно міняється в різних поперечних перетинах Карпат, але часто різко виположується до 20—30° і в таких місцях поверхня Скибового покриву підрізає окремі насуви інших скиб і перетворює їх на безкореневі утворення. Відмічені випадки (у відомому Битківському нафтогазовому родовищі) різкого здіймання поверхні насува в глибину Карпат, а потім знову занурення, що приводить до «пірнання» фронтальної частини покриву і додає йому типову гравітаційну зовнішність. Ще далі на південний захід поверхня покриву знов стає крутою (до 70°), що доведене геофізичними побудовами і надглибоким (до 7520 м) бурінням. Мінімальна амплітуда горизонтального переміщення скиби приймається близько 20 км.

Основні процеси складчастості в Скибовому покриві ранні міоцени (ймовірно, егенбургські). У бадені (тортоні) і в післяранньосарматський час відбувалося, найімовірніше, пасивне переміщення покриву разом з його паравтохтоном — Бориславсько-Покутським покривом, до північного сходу під впливом насува Східно-Європейської платформи і її складчастого обрамлення в епоху чергового циклу стиснення Землі.