МОРФОСТРУКТУРА

Волыно-Подольская возвышенность известна как обращенная (инверсионная) морфоструктура первого порядка. Геоструктурную основу возвышенности составляет одноименная плита, расположенная между Украинским щитом и Карпатской геосинклинальной областью.

Рис. 5. Карта-схема основных разломов поверхности кристаллического основания Волыно-Подолии (по материалам А. П. Медведева,

И. Антикова, В. С. Бурова, В. В. Грушко, А. А. Гойжевского, И. Субботина, А. В. Чекунова и др., 1980): — граница Украинского щита; 2 — разломы, установленные по геофизическим данным; 3 — разломы, установленные, по геофизическим и геологическим данным; 4 — предполагаемые разломы; 5 — название разломов (цифры на карте в кружках). I — Корецкий (Шепетовский, Сарненский); 2 — Го- рыньский (Костопольский); 3— Ровенский; 4 — Пелчано-Устечский; 5 — часть Радеховского; 6 — Викторовский; 7 — Посту польский; 8— Томашградский; 9 — Волынский; 10 — Буцынь-Горыньградский; 11 — Олыкский; 12 — Дубновс- кий (Покащевский); 13 — Шумский; 14 — Подольский; 15—Збаражский; 16 — Тереоовлянский; 17—Ново-Волынский; 18 — Красноградский; 19 — Добротвор- ский; 20 — Батятычский; 21 — Великомостовский; 22 — Бутышский; 23 — He- стеровский; 24 — Жидачевско-Черновицкий; 25 — Великолюблинский; 26—• Го- родокский (Яворовский); 21 — Калушский; 28 — Косовский; 29 — Ковалевский; 30 — Судововишнянский; 31 — Назавизовский; 32 — Краковецкий; 33 — Кня- жицкий; 34 — Сучавский; 35 — Платынскйй; 36 — Заболотов-Устечский (Южно-

менного рельефа путем проявления консерватизма в передаче наследования в верхние структурные этажи.

Кристаллический фундамент Волыно-Подолии залегает на различной глубине и перекрыт осадочными образованиями верхнего протерозоя, палеозоя, мезозоя и кайнозоя. Переходным комплексом между архейско-протерозойским складчатым фундаментом и собственно платформенным чехлом являются отложения Полесской серии рифея и венда. Осадочный чехол Волыно-Подолии слагают палеозойские (кембрий, ордовик, силур, девон и карбон), мезозойские (юра и мел), палеоген-неогено- вые (эоцен, олигоцен и сармат) отложения. Палеозойские отложения пользуются площадным распространением и имеют большие мощности. Юрские и меловые пестроцветные терригенно-карбонатные образования мощностью около 2000 м наклонены к западу и юго-западу. В этом же направлении увеличивается их мощность. В геологическом прошлом Волыно-Подолия полностью либо частично неоднократно покрывалась морскими трансгрессиями, границы которых определялись контуром региональных и локальных тектонических опусканий. При трансгрессиях крупные и наиболее приподнятые структуры оставались сушей. На менее возвышенных крупных структурах формировались архипелаги островов, разделенных узкими мелководными проливами. В эпохи морских трансгрессий эрозионно-тектонические и депрессионные понижения, занятые до трансгрессии />Коломыйский, юго-восточная ветвь — Покутский); 37 — Коломыйский (в районе Бугача назван Яблоновсиим); 38 — Отыня-Б учанский; 39 — Надворяяс- ко-Монастырийский (Ковалевка — Смыковцы); 40 ~ Манявский (Тысменичанс- кий); 41 — Лимницкий (Богородчанский);              42              —              Долинско-Рогатинский; 43 —

Стрыйско-Перемышлянский; 44 ¦— Дрогобычско-Бусский (Медыничский); 45 — Дальнич-Колодинецкий (Комарно-Каменка-Бугский); 46 — Монастырецкий; 47— Днестровский (Пынянский); 48 — Стрвьенжский (Садковичский); 49 — Крехов- Витковекий; 50 — Луцкий; 51 — Локачинский; 52 — Витожинский; 53 — часть Владимир-Волынского, имеет самостоятельное значение; 54 — Владимир-Волынский (Волынский); 55 — Радеховский (восточный) и Бышевский (западный) разломы (Устилуг-Рогатинский, Радехов-Рогатинский, Радеховский); 56 — Бережанский; 57 — Рава-Русский (юго-восточная часть Коршевский разлом): 58 — Предкарпатский (краевой.

речными долинами, служили теми каналами, вдоль которых море далеко проникало вглубь суши, расчленяя последнюю на островные архипелаги и полуострова.

Таким образом, сложные по направлениям и амплитуде движения разномасштабных тектонических блоков в сочетании с разнообразными экзогенными факторами при чередовании континентальных и морских условий геоморфогенеза в целом создали весьма сложную, мозаичную картину распределения осадков и форм палеорельефа Волыно-Подолии в мезо-кайнозое.

Весьма важную роль в процессах морфогенеза играли климатические обстановки прошлого. Так, в после- среднеюрское время в пределах региона преобладала обстановка влажных тропиков и лишь в неогене наметился переход к субтропическим условиям. Такие условия способствовали широкому развитию процессов гипергенеза на суше и формированию карбонатных отложений в субаквальных морских обстановках.

В эпохи континентально-субаэрального развития в областях распространения карбонатных отложений широко протекали процессы карстообразования, однако глубина их воздействия на породы ограничивалась зоной активного водообмена (зоной аэрации), поэтому карст развивался дифференцированно и не затрагивал карбонатные породы на относительно опущенных структурах. Процессы карстообразования локализовались вдоль зон трещиноватости, а в рельефе вдоль эрозионных врезов и эрозионно-тектонических понижений.

Отдельные случаи образования в рельефе небольших возвышенностей, уступов и врезов можно объяснить селективной абразией или денудацией поверхностей, сложенных петрографически и литологически разнородными породами. Однако' литологический фактор в контроле процессов рельефообразования не следует переоценивать. Палеогеоморфологические исследования доказывают, что контакты разнородных пород, не сопровождаемые смещениями вдоль тектонических нарушений, резких¦ступеней и крупных форм в экспонированном рельефе не создают. Влияние литологического контроля на контрастность рельефа отмечается лишь в местах, где современная поверхность сложена различными по составу породами.

Исходной, базальной поверхностью, на которой формировались мезо-кайнозойский и современный экспони

рованный рельеф Волыно-Подолии, является досредне- юрская поверхность выравнивания, сформировавшаяся на отложениях различного возраста, генезиса и состава. Большая часть этой поверхности сформировалась под воздействием денудационно-абразионных процессов в эпохи меловой, эоцен-олигоценовых и миоценовых морс- ких трансгрессий и лишь небольшие ее участки — в результате денудации и других субаэральных процессов в континентальных обстановках поздней юры, среднего эоцена, постсарматского времени. В настоящее время Bo- лыно-Подольская плита в досреднеюрском срезе представляет собой крупное сложное сводово-блоковое поднятие, погружающееся к северу, северо-западу и западу. В северном направлении абсолютные отметки досред- пеюрской базальной поверхности снижаются от +300 м до+100 м. В направлении Львовско-Волынского каменноугольного бассейна отметки этой поверхности снижаются до —240 м. Моноклинальное погружение поверхности осложняется наличием серий площадок-ступеней, ограниченных уступами, приуроченными к зонам крупных тектонических нарушений. С этими зонами связаны многочисленные линейные отрицательные формы палеорельефа с широким возрастным диапазоном заложения. Это сингенетичные и постседиментационные грабенообразные структуры. Протяженность некоторых из них превышает IOtt-KM (северо-западное направление — Дубно — Луцк, Тернополь — Олесино, Летичев — Теофиполь; субмери- диональное — Хмельницкий — Шепетовка; северо-восточ- ное — Золочев — Пелча — Ровно, Вишневец — Острог; широтное направление — Корец — Здолбунов и др.).

На участках пересечения линейных форм формируются мульдообразные изометричные отрицательные формы глубиной до 150 м (с. Пелча (Повча), г. Ровно, к юго-востоку от пгт Гоща, г. Кременец, пгт Подволо- чиск, г. Красилов, г. Владимир-Волынский и др.). Помимо линейных и изометричных форм базальная- поверхность осложнена в большинстве изометричными возвышенностями высотой от 25 до 100 м (Пелча, Варковичи, Гоща, Залесцы, Козова, Зборов, Н.

В юрский период Волыно-Подолия представляла собой обширную низменную аккумулятивную приморскую равнину, в пределах которой формировались осадки преимущественно озерно-болотного и аллювиально-дельтового генезиса.

В меловой период большая часть Волыно-Подолии была покрыта раннемеловым морем и представляла собой сложно построенную архипелаговую область, расположенную между открытым морским бассейном на западе и юго-западе и крупным островным поднятием на востоке — центральная и северо-западная часть Украинского щита.

В позднемеловое время (сеноман-кампан) море перекрывает всю Волыно-Подольскую плиту, северо-западную и центральную части Украинского щита. Это максимальная мезо-кайнозойская трансгрессия региона. Формируются осадки органэгенно-хемогенного типа — мергели и мел.

В раннем и среднем палеогене произошло общее поднятие Волыно-Подольской плиты, сопровождающееся довольно мощным площадяым размывом.

. В континентальных условиях, под влиянием субтропического климата, на повышенных междуречьях развивались процессы гипергенного преобразования коренных пород, формированием на карбонатных породах глинистой коры выветривания и карстового микрорельефа. Продолжавшееся поднятие обусловили неоднократный и неравномерный размыв отложений.

Позднее, в позднем эоцене — раннем олигоцене, Bo- лыно-Подолия вновь погружается под уровень моря. Свидетельством этой трансгрессии являются сохранившиеся от размыва морские отложения киевской и харьковской свит, первоначально сплошным чехлом перекрывавших весь регион. В это время существовали отдельные островные поднятия на территории Ровенского блока, а также вдоль Корецкой и Шуманской тектонических зон. Очевидно, трансгрессия не была одновременной, несколько позже под уровень моря погрузились поднятия районов Киверцы — Берестечко и Кременец — Старожу- ков. По данным И. Г. Черванева (1973), палеогеновая равнина явилась в дальнейшем основой, на которой формировался рельеф Волыно-Подолии, хотя в современном рельефе ее роль крайне мала.

В позднем тортоне очередная морская трансгрессия достигала границ щита вдоль Корецкой тектонической зоны. Над уровнем моря сохранились архипелаги островов по линии Войтовцы — Базалия — Теофиполь, а также в селах Збараж, Млыновцы, Гликиса, Плотыча и др. Трансгрессия полностью охватила центральную часть

Пелчанского блока и южную часть Ровенского, проникнув до Владимир-Волынска по заливам меридионального направления.

В районах со своеобразным режимом неотектоничес- ких движений (повышенная мобильность и неоднократная инверсия) формировались рифовые фации. Первоначально перед трансгрессией эти районы представляли собой наиболее возвышенные участки континентальных равнин, группирующиеся вдоль разнонаправленных тектонических зон. По мере затопления морем этих положительных форм подводного рельефа, располагавшихся вне потоков транзита терригенного материала, создавались благоприятные условия для формирования биогермных построек. Их рост непрерывно компенсировал начавшееся погружение локальных структур так, что их поверхность всегда оставалась вблизи уровня моря. Мощность осадков гельвет-тортона на участках древних рифов (толтр) превышает-100 м.

В олигоцене — раннем миоцене на севере Волыно- Подолии существовал континентальный режим. В это же время произошла перестройка движений. Волынский блок начал воздыматься более интенсивно, нежели По- долия, что привело к тому, что Волынская возвышенность покрылась морем, а Полесье в эоцене стало денудационной равниной. Сток происходил в сторону Волынской возвышенности в меридиональном направлении (И. Г. Черванев, 1974). По его же данным, в миоцене на севере Волыно-Подолии сформировалась новая полигенетичес- кая поверхность (равнина), для которой был характерен обратный по отношению к палеогеновой ряд: денудационная равнина (Полесье), прибрежная аккумулятивная равнина (стык Волынской низменности и Волынской возвышенности), морская аккумулятивная равнина (Волыно-Подолия).

Миоценовая поверхность хорошо сохранилась и поэ- тому-сыграла важную роль в формировании современного рельефа. В среднем сармате началось отступление морского бассейна. Вслед за отступающим морем тянулись и реки. Таким образом создается первичная речная сеть Подолии.

В области развития рифов тортонского возраста специфические условия осадконакопления сохранились. Регрессия в конце среднего сармата привела к подъему северной и западной частей региона, где сарматские от-

ложения оказались размытыми. На месте морской аккумулятивной равнины образовалась обширная субаэральная низменная равнина. В это же время началось поднятие неогеновых рифов, которые уже в антропогене оформились в виде резко выделяющихся в рельефе холмов и гряд. Отсюда толтры — это не просто останцы литологически устойчивых к денудации пород, а формы рельефа, фиксирующие неотектонически активные структуры.

Дальнейший подъем территории в антропогеновое время привел к почти полному размыву плиоценовых отложений на большей части Волыно-Подолии.

Наконец, позднеплиоценово-раннеантропогеновое время — время континентального развития рельефа и коренной перестройки орографии, обусловленной возды- манием Гологоро-Кременецкого уступа. В это время происходит формирование парагенетически связанных равнин — денудационной на Волыни и аккумулятивной озерно-аллювиальной в южной части Приприпятской низменности. Граница между ними совпадает с тектонической, разделяющей Волынскую и Подольскую структурные зоны.

Особое место в осадочном чехле принадлежит неогеновым и антропогеновым отложениям. Неогеновые, главным образом морские, средне-и верхнемиоценовые (среднесарматские), также накапливались трансгрессивно в обстановке повсеместного тектонического погружения и перекрывали все более древние геологические образования. К концу среднего сармата они образовывали сплошной миоценовый пластовый покров мощностью до 60—80 м.

В рельефе повсеместно господствовала первичная морская равнина. Окончательное формирование морфо- структур Волыно-Подолии связано с начавшейся в позднем сармате инверсией тектонических движений. Преобладающее длительное погружение (нисходящее развитие) сменилось поднятием (восходящим развитием). Таким образом, миоценовую пластовую равнину следует считать исходной для современного рельефа Волыно- Подолии. В неогене проявились две основные тенденции развития рельефа Волыно-Подолии — денудационная и аккумулятивная. Их пространственная рассредоточенность на фоне дифференцированных блоковых структур привела к формированию разных типов равнин, выражен

ных в современном рельефе соответствующими типами равнинных морфоструктур.

Начавшиеся в позднем сармате неотектонические поднятия характеризуются значительными суммарными амплитудами. Причем темп неотектоиических поднятий с течением времени нарастал. В среднем они составляли 300 м. Отчетливо просматривается дифференцирован- ность тектонических проявлений, обусловленная структурной неоднородностью фундамента плиты.

К западу от Украинского щита в фундаменте выделяются следующие тектонические структуры: Ратновский горст, Волынское поднятие, Волыно-Подольская моноклиналь, Подольское поднятие, Бродовский прогиб.

Ратновский горст известен как Луковско-Ратновский горст или Припятское поднятие. Находится на севере Волыно-Подольской окраины Восточно-Европейской платформы и является ее тектоническим ограничением. Это вытянутая в широтном направлении структура, обособленная разломами (Любешевским и Ратновским). Кристаллический фундамент лежит на отметках — 55...— 550 м, в крайнем западном блоке опущен до —1000 м. В крайнем восточном — Дубровидком — поднят до уровня моря. Горст граничит с юга с Волынским поднятием и Bo- лыно-Подольской моноклиналью.

Волынское поднятие выделяется своеобразным рисунком поднятых и опущенных участков. Центральную его часть занимает меридионально ориентированный Турий- ский вал. К западу и востоку От него — пониженные участки, осложненные мелкими поднятиями на юг — Лю- бомльское, на севере — Шацкое. С юга Волынское поднятие ограничено широтным Владимир-Волынским разломом и на востоке, через Голобское понижение, постепенно переходит в Волыно-Подольскую моноклиналь. В современном рельефе названные структуры представлены морфоструктурами денудационных равнин Волынской возвышенности.

Подольское поднятие — самая южная структура Bo- лыно-Подолии, отделяющей ее от Молдавской моноклинали. Четких границ не имеет, но выделяется малой глубиной залегания кристаллического фундамента и уменьшением общей мощности осадочного чехла. В современном рельефе ему соответствуют структурно-денудационные и денудационные ступенчатые поверхности Подоль

ской возвышенности. Тут выделяются морфоструктуры цокольных и пластово-денудационных равнин.

Западнее Украинского щита между Подольским поднятием на юге и Волынском поднятием и Ратновским горстом на севере фундамент платформы образует широкую наклоненную в сторону Карпат моноклиналь (Bo- лыно-Подольскую). К западу от линии Луцк — Терно- поль она переходит в Бродовский прогиб.

Спокойное залегание палеозойских пород тут осложняется малоамплитудными, разнонаправленными /разрывными нарушениями и отдельными, не связанными друг с другом брахиантиклиналъными структурами (Пел- чинской, Завадовской, Бучакской, Коропецкой, Beлесковской, Денисовской, Хмелевской и др.)

На середине расстояния между городами Ковель — Луцк по поверхности фундамента выделяется ограниченное разломами Копачевское валообразное поднятие северо-восточного простирания, а к северу от Терно- поля — Збаражское поднятие. Такова структурно-тектоническая основа рельефа Волыно-Подолии. Она представляет собой совокупность многочисленных блоковых структур, разделенных зонами тектонических нарушений (рис. 6). Блоковые структуры отличаются размера^ ми, плановой конфигурацией, возрастом и составом слагающих их образований.

Возникновение и распределение блоковых структур несомненно связано с наиболее крупными и, следовательно, глубинными тектоническими зонами, так как структуры-блоки обрамляются зонами, а их центры располагаются на узловых пересечениях этих зон. Диаметр таких образований изменяется от 120 до 200 км. Изометрические структуры — это локальные тектонические, образования. Каркасные элементы этих структур совместно с линейными тектоническими зонами и отдельными нарушениями образуют современную мозаично-блоко- вую структуру территории, упрощенная модель которой изображена на рис. 6. Эта весьма сложная система раз- ломно-блоковых структур в послесреднеюрское время геологической истории Волыно-Подолии посредством сложных дифференцированных по направлениям и амплитуде движений непрерывно контролировала процессы рельефообразования.

Уровень современной изученности структурно-геомор^ фологических особенностей Волыно-Подолии позволяет

Рис. 6. Модель мезокайнозойского структурного плана северной и центральной части Волыно-Подолии (составили Ю. А. Котик, В. М. Тимофеев):

Тектонические зоны (цифры в кружках). Субишротные:              I              — Заболотье-

Дубровицкая; 2 — Коростенская; 3 — Владимир-Волынская; 4 — Волынская; 5 — Андрушевская. Субмеридиональные:              6              —¦ Дубно-Припятская; 7 — Столин-Ко-

редкая; 8 — Старовыжевская; 9 — Радеховская (Гороховская); 10— Пелчано- Устечковская; И — Нуманская; 12 — Ровенская; 13 — Горынская; 14 — Корец- кая; 15 — Случская. Северо-западные: 16 ~~ Любешовская; /7 —* Теребовлянс- кая; 18 — Подольская; 19— Дубковская; 20 — Теофипольская; 21 — Бугская; 22—Красиловская. Северо-восточные: 23 — Стоход-Стопинская; 24 — Шуйская; 25 — Озерянская; 26 — Луцкая; 27 — Хотинская; 28 — Стрыйско-Перемышлянс- кая; 29— Ямпольская,

Тектонические блоки: I — Ковельский; II — Камень-Каширский; III-Ma- невичский; IV — Любешовский; V Костополь-Сарнекский; VI — Дубровицкий; VII — Столинский; VIII — Старосельский; IX — Олевский; X — Ровенский; XI — Владимир-Волынский; XlI — Луцкий; ХШ — Пелчинский; XIV — Бережаис- кий; XV — Ямпольский; XVl — Збаражский; XVII — Летичевский; XVIII — Чудновский

в настоящее время всю блоковую мозаику разделить на две группы тектонических структур: а) блоковые структуры, расположенные в пределах достоверно установленных зон тектонических нарушений; б) блоковые структуры, находящиеся между этими зонами. Выделенные типы структур существенно различаются особенностями морфогенеза и накопления осадков.

Среди первых (зоны тектонически активных нарушений) выделяются дуговые и круговые концентрические структуры шириной от первых сотен метров до 6—30 км; и протяженностью от нескольких километров до сотен километров. Наиболее протяженными из них являются: широтные — Волынская, Андрушевская, Владимир-Волынская, Коростенская; меридиональные — Корецкая, Горынская, Ровенская; северо-западные — Бугская, Дуб- новская, Подольская, Теребовлянская; северо-восточные — Озернянская, Луцкая, Хотынская, Сущано-Пер- жанская, Ямпольская. В местах пересечения зон различных направлений формируются изометрично-округ- лые блоки (Острог, Пелча, Турийск, Хмельник, Базалия, Теофиполь и др.). Современные тектонические движения повсеместно характеризуются поднятиями. Интенсивные поднятия более 104 мм/год проявляются на северо-западе области (район Львова), на 8—10 мм/год поднимаются равнины Малого Полесья и Волынской возвышенности. В южном направлении скорость современных поднятий уменьшается до 2—4 мм/год.

Дифференцированность тектонических движений и условия, которые установились в позднем сармате и сохраняются в настоящее время, обусловили исключительную мозаичность протекания морфогенеза. В нем при ве: дущей роли тектонических поднятий важную роль сыграли субаэральные и субаквальные процессы. Основную роль в морфогенезе в суммарном выражении (на фоне тектонических поднятий) сыграла тотальная денудация. Шел процесс расчленения единой исходной миоценовой поверхности и формирование морфоструктур нижнего (второго) порядка. Судя по всему, в частности по усилению тектонической активности, в среднем плиоцене наметилось расчленение единой исходной миоценовой поверхности, в частности образование равнин так называемого Малого Полесья. Современный экспонированный рельеф, его крупные морфоструктурные черты и осложняющая их разногенетичная морфоскульптура, сформиро

вавшаяся за непродолжительный промежуток времени, отличается, таким образом, существенной неоднородностью. Поэтому морфоструктур а Волыно-Подольской пластово-денудационной и структурно-денудационной возвышенной равнины отчетливо расчленяются на морфо- структуры второго порядка: Волынскую, Малополесскую и Подольскую возвышенности.

Волынская возвышенность на севере отделяется от Волынской низменности уступом, вытянутым по линии Владимир-Волынский — Луцк — Клевань — Тучин; на юге от равнин Малого Полесья она также отграничивается уступом, следующим по линии Белз — Стоянов — Берестечко — Птича — Острог — Кривин. Абсолютные отметки поверхности возвышенности составляют 200—300 м, а наиболее возвышенные ее участки превышают 300 м (Пелчинское поднятие +324 м, Мизочское поднятие +341 м).

Возвышенность выражает в рельефе одноименное поднятие, которое выделяется поднятыми и опущенными блоками в палеозойском структурном этаже. Центральную часть поднятия занимает меридионально ориентированный Турийский вал. С юга Волынское поднятие ограничено широтным Владимир-Волынским разломом, который к востоку через Голобовское понижение постепенно переходит в Волыно-Подольскую моноклиналь. Волынская возвышенность сформировалась после регрессий среднесарматского морского бассейна вследствие инверсии тектонических движений. Активизированный ими денудацией в послесреднесарматское время на большей территории были срезаны миоценовые и палеогеновые отложения. Денудационному срезу подверглась и верхняя часть толщи верхнемеловых отложений. Поэтому на основной площади возвышенности (исключая ее восточные окраины) антропогеновые образования залегают на денудационной поверхности, срезающей верхнемеловые отложения. Наиболее вероятно, что срез произошел в ран- неантропогеновое время. Морфологический облик Волынской возвышенности определяется покровом лессов и лессовидных суглинков мощностью до 20 м. Лессовыми породами сложены с поверхности междуречные равнины и их склоны. Под их покровом скрывается неровная денудационная поверхность верхнемеловых отложений. Волынскую возвышенность как морфоструктуру второго порядка следует относить к типу новообразованных мор-

фоструктур. Ее строение осложняется морфоструктура- ми низшего (третьего) порядка: Пелчинская и Мизоч- ская возвышенности.

Пелчинская возвышенность — занимает междуречье Стыри и Иквы между с. Берестечко и Дубно и располагается на пересечении Волынской тектонической зоны с более мелкими нарушениями меридионального направления. Абсолютные высоты ее достигают +320 м. Ее центральная часть осложнена диапирами девонских отложений. Структурные «корни» возвышенности прослеживаются в рельефе досреднеюрской полициклической поверхности, где она представлена изометрической возвышенностью до 5 км в поперечнике. Ее современный морфологический облик был сформирован в неотектонический этап. Пелчинская возвышенность —¦ это структурно-денудационная расчлененная возвышенность, мозаично покрытая элювиально-делювиальным плащем лессовидных отложений.

Мизочская возвышенность, часто именующаяся Ми- зочским кряжем, достигает высот +341 м. В ее строении принимают участие неогеновые (миоценовые) отложения, которые в склонах расчленяющих ее притоков р. Го- рыни образуют рельефные скульптурные формы.

Малополесская возвышенность своеобразная по строению и происхождению. Названием эта морфоструктура оттеняет территорию в пределах лесостепной зоны, которая по своему ландшафтному строению близка или даже сходна с зоной смешанных лесов Украинского Полесья. Эту морфоструктуру по географическому положению можно назвать также Западно- бугско-Стырская. Она расположена между равнинами Волынской возвышенности на севере и Подольской возвышенности на западе, протянулась с востока на запад от городов Щепетовка и Славута до г. Рава'-Русская и выходит за пределы СССР в ПНР. На востоке Малополесская возвышенность Острожско-Славутской равниной переходит в равнины Приприпятской низменности. Максимальные абсолютные отметки Малополесских равнин достигают 245 м. В рельефе Волыно-Подолии они отчетливо выражены крупным понижением. Это подчеркивается тем, что Гологоро-Кременецкая гряда Подольской возвышенности обрывается к нему уступом высотой 150—180 м. Волынская возвышенность поднимается над поверхностью равнин Малого Полесья на 40—60 м.

Малополесская денудационная равнина сформировалась на месте структурного понижения в теле Волыно- Подольской плиты при сравнительно меньшей активности неотектонических поднятий. Последнее обстоятельство было основной причиной сосредоточения денудационных процессов и образования денудационной равнины в полосе структурного понижения. Этому способствовало также увеличение в отдельные эпохи поверхностного стока. Уже упоминалось, что обособление Малого Полесья началось в среднем плиоцене — времени самых активных тектонических движений (поднятий). К концу раннего антропогена (эпохи окского оледенения) равнина в . основных чертах своего строения оформилась. Надо полагать, что в процессе ее оформления существенную роль сыграли талые воды окского ледника, край которого вплотную подходил к равнине со стороны северо- запада. Талые воды, достигнув крайней суженной части долины стока на юго-востоке, продолжали свое течение главным образом в бассейн Южного Буга. В процессе формирования равнин Малого Полесья были полностью размыты отложения, исходной миоценовой поверхности, маломощные палеогеновые отложения. Денудационный (эрозионный) врез повсеместно достиг поверхности верхнемеловых отложений. Последние и являются субстратом, который срезается Малополесской денудационной равниной. Этот срез неровный. Местами прослеживаются валообразные или холмообразные возвышения (типа останцев), отражающие различную податливость к процессам эрозии самых верхнемеловых отложений. В таких случаях они выходят на поверхность.

В западной части Малого Полесья в рельефе четко прослеживается до шести гряд денудационной поверхности, срезающей верхнемеловые отложения. Поверхность гряд слабо волнистая. Они имеют различную высоту и ширину, разделены между собой широкими понижениями (I—3 км). Гряды перекрыты маломощными лессовыми породами.

Денудационная поверхность, срезающая верхнемеловые отложения, перекрывается главным образом водноледниковыми песками окского оледенения мощностью в среднем 10—12 м, местами до 20 м. В общем морфология Малополесской денудационной равнины отличается слабой волнистостью. Кроме упомянутых ее поверхность осложнена эоловыми формами рельефа, болотами и, ко

нечно же, молодыми речными долинами. Морфострук- туру равнин Малого Полесья следует рассматривать как новообразованную.

Подольская возвышенность геоструктурно выражает самую южную структуру Волыно-Подоль- ской окраины Восточно-Европейской платформы. Подольское поднятие (возвышенность) называют также Могилев-Подольским, Покутско-Буковинским, Северо- Молдавским. Поднятие отделяет платформу от Молдавской моноклинали. Оно не имеет четких границ, но выделяется по небольшой глубине залегания кристаллического фундамента, по резкому уменьшению мощности осадочного чехла. В его разрезе отсутствуют отложения полесской серии рифея, многие горизонты среднего палеозоя. В полосе междуречья Подольская морфоструктура приобретает тип полупрямой (может быть даже прямой), так как кристаллические породы залегают на уровне эрозионного вреза (и даже являются субстратом, в который врезана долинная сеть). Между Подольским поднятием на юге, Волынским поднятием и Ратновским горстом на севере к западу от Украинского щита фундамент платформы выражен широкой наклоненной в сторону Карпат Волыно-Подольской моноклиналью, которая западнее линии Луцк — Тернополь переходит в Бродовский прогиб. В этой части Подольская морфоструктура становится обращенной. Поверхность фундамента погружается, а гипсометрическое положение современной экспонированной поверхности становится более высоким. Строение фундамента отличается тем, что он состоит из многочисленных блоковых структур, разделенных зонами тектонических нарушений. Блоковые структуры различны по размерам, конфигурации, возрасту и составу слагающих их образований. Часто группировки блоков фиксируются в рельефе современной поверхности и получили ,свое отражение в молодые этапы морфогенеза — послесреднеантропогековый и даже голоценовый. Блоковые структуры возникли в весьма отдаленное время (многие из них унаследованно развиваются с протоплат- форменного этапа геологической истории области) и обрамляются зонами, центры которых располагаются на пересечении этих зон. Размеры таких образований изменяются от 120 до 200 км в диаметре. В послесреднеюр- ское время эта система контролировала процессы рельефообразования и осадконакопления. В северной части

Подолии можно наблюдать ряд новейших поднятий и понижений. Наиболее крупные из поднятий, по И. М. Свынко (1974),— Романовское, Львовское, Гана- чевское, Перемышлянское, Кременедкое, Тернопольское, Авратинское и др. Они отмечаются большими амплитудами новейших тектонических движений, повышенной вертикальной и горизонтальной расчлененностью поверхности, радиальным рисунком речной и овражной сети, деформациями продольных профилей русел рек и террасовых уровней и другими признаками. Большинство новейших отрицательных структур были определяющими в расположении долинной сети.

Морфоструктура Подольской возвышенности, как отмечалось выше, является наиболее приподнятой на юго- западе Русской равнины. Морфоструктурный рельеф возвышенности представляют структурно-денудационные и денудационные равнины. Вследствие неотектонических и эрозионно-денудационных деформаций поверхность исходной миоценовой пластовой равнины в современном рельефе морфогенетически весьма неоднородна. Эта неоднородность предопределена главным образом литологическим составом, горных пород, слагающих возвышенность и обязательно экспонируемых в пределах различных ее частей. Различаются равнины структурноденудационные ступенчатые, денудационные увалистые,, сильно волнистые, волнистые. Структурно-денудационные ступенчатые равнины наиболее типичны на между- речьи- Збруч — Русава. Эти равнины с поверхности сложены известняками, которые слабо перекрыты плиоценовыми и антропогеновыми отложениями преимущественно субаэрального происхождения. Контрастность рельефа, выраженная в достаточно четких изломах в топографической поверхности, образована в плиоцене неоформив- шейся еще тогда долинной сетью. Денудационные увалистые и сильно волнистые равнины распространены там, где миоценовые приповерхностные отложения сложены песками и глинами. Обычно они перекрыты плиоценовыми глинами и антропогеновыми лессовидными суглинками общей мощностью до 15—18 м. Этот тип равнин характерен для междуречий верхней части Случи.

В северо-западной части возвышенности, которую П. Н. Цысь (1962) рассматривает под названием Львовского плато, преобладающими являются структурно-денудационные равнины, сформировавшиеся на горизонталь

но залегающих миоценовых песчаниках и известняках. Равнины фиксируются антропогено-водно-ледниковыми суглинками, которые в верхней части приобрели лессовидный облик. В рельефе этой части возвышенности заметны также останцы, формы эрозионного расчленения, фрагменты древних проходных долин.

Равнины южной части Подольской возвышенности в отличие от рассматриваемых характеризуются тем, что исходная миоценовая поверхность в их пределах погребена аллювиально-дельтовыми отложениями позднесарматского раннеплиоценового возраста, известными под названием балтской свиты. По составу песчано-глинистые отложения этой свиты играют роль рельефообразующих и в условиях глубокого и сравнительного густого эрозионного расчленения обусловливают увалистый и сильно волнистый рельеф. Северную и северо-восточную окраины Подольской возвышенности осложняют внешне привлекательные морфологические названия: Росточье, Гологоро-Кременецкий кряж, Ополье и др. Наиболее логичным представляется именовать их морфострукту- рами третьего порядка. Внутри самой возвышенности также весьма четко выделяется как морфоструктура третьего порядка Толтровый кряж.

Росточье — крайний северо-западный отрог Подольской возвышенности шириной 15—20 км. Абсолютные отметки значительны до 360—390 м. Геоструктурную основу Росточья представляют воздымающаяся кровля палеозойских и меловых отложений.

В рельефе Росточья господствуют скульптурные и эрозионные формы, выраженные грядами, останцами, отдельными изолированными холмами, обычно асимметричными (северо-западные и западные склоны высокие и крутые, восточные и юго-восточные — выположенные). Относительные высоты отдельных гряд и холмов достигают 50 м. Росточье является фрагментом водораздела между Балтийским и Черным морями. Долины рек в его пределах обычно широкие, на крутых участках склонов развита овражная сеть (с. М. Грибовичи). Нередки крупные эрозионные останцы (Кортумовская Гора и гора В. Замок, Черная Гора в с. М. Грибовичи).:

Ополье'—наиболее интенсивно расчлененная часть Подольской возвышенности — отличается типичным низкогорным рельефом. Абсолютные отметки поверхности Ополья местами превышают 400 м, в рельефе оно выра

жает гористообразное поднятие кровли меловых и тор- тонских отложений. П. Н. Цысь (1962) границы Ополья проводит по водоразделу рек Золотой Липы и Стрыпы, затем Коропца и далее в восточном направлении через села Доброводы, Бориш, Соколов до устья Стрыпы. Западнее этой линии господствуют типично опольские ландшафты со всхолмленными грядами и отдельными возвышениями. На севере Ополье граничит с Гологоро- Кременецким кряжем. В Ополье отсутствуют пластово- денудационные равнины. В его пределах широкие речные долины (например, Золотой Липы, Гнилой Липы, Свирки) чередуются с многочисленными глубокими и узкими долинами их притоков. П. Н. Цысь (1962) по различиям геологического строения и морфологии в Ополье различает три подрайона: собственно Ополье, Приднепровское Ополье, Южное Ополье.

Собственно Ополье — цепь холмогорных кряжей и округлых вершин, простирающихся в северо-западном направлении от устья Стрипы к Львову. Структурную основу его составляет Подольская гряда или Чернелиц- ко-Перемышлянский кряж. Это залесенная грядовая полоса высот с асимметричным строением (северо-восточный склон пологий, юго-западный — крутой и высокий, до 60 м). Отличительной чертой западной части этого района является ступенчатость междуречий, что может быть объяснено наличием ступенчатых сбросов и крутых флексур в зоне перехода Восточно-Европейской платформы в Предкарпатский прогиб.

Приднепровское Ополье — крайняя юго-восточная часть Ополья, наиболее расчлененная. В бортах глубо- коврезанных долин Золотой Липы, Коропца, Барыша, Стрипы вскрываются палеозойские отложения. Южное Ополье — холмистая нлосковершинная возвышенность с высотами до 350 м. В склонах долин нередко вскрываются гипсы с характерными формами карстовой морфоскульптуры. В непосредственной близости от Днестра эта часть Ополья представлена террасовым комплексом с лессовым покровом.

Гологоро-Кременецкая денудационная возвышенность (Северо-Подольская гряда) расположена в северной части Подолии, где поверхность верхнетортонских и нижнесарматских отложений занимают наиболее высокие абсолютные отметки. Простирается от горы Хом (440 м) у с. Гринева на северо-восток вплоть до долины р. Зби-

тенки. Обрывается на запад в сторону Волынской низменности к равнине рек Буга и Стыри уступом высотой 150—200 м. Эта резко приподнятая полоса неотектониче- ских активных, блоковых структур, приуроченных к Ан- друшевской широтной и Сущано-Пержанской северо-во- сточной зонам, непосредственно расположена в зоне сжатия на границе Пелчинского блока и зонально-концентрических Тернопольской и Изяславской структур. Тектоническая природа Гологоро-Кременецкого кряжа общепризнана. К кряжу приурочены основные превалирующие высоты Подолии (гора Камула — 473 м, Каменная Гора — 432 м, гора Замчиско — 452 м, гора Вапняр- ка — 467 м, гора Сторожевая — 368 м, Туркотинская Гора — 348 м, Каменная Гора над Станимиром — 363 м и др.)-

Крутой и высокий уступ Гологоро-Кременецкого кряжа, являющийся и Черноморско-Балтийским водоразделом (К. И. Геренчук), очень усиливает эрозионную деятельность эрозионной сети, питающей верховья Зап. Буга и Стыри. В результате интенсивной пятящейся эрозии эта сеть энергично расчленяет водораздельный уступ, захватывая верховья подольских рек, и оставляет за собой отчлененные от плато останцевые горы.

Часть Гологоро-Кременецкого кряжа, носящая название Вороняки, располагается к востоку от Золочевской низменной равнины. Между Золочевым и Подгорцами перед Вороняками находится группа эрозионных останцев с высотами 350—400 м. Они отчленяются энергичной эрозией притоков рек Золочевки и Зап. Буга. Между долинами Иквы и Збитенки простирается интенсивно расчлененное Кременецкое плато с превалирующими высотами до 400 м (гора Бона— 406 м, Бужа Гора — 366 м, гора Стожок — 386 м, Каменная гора, Маслятик, Острая и др.).

Вдоль северного склона Подольской возвышенности происходит дренаж подземных вод. В местах их разгрузки нередки оползневые формы рельефа, интенсивен рост оврагов и других денудационных форм. Вследствие указанных причин Гологоро-Кременецкий кряж имеет интенсивно изрезанный вертикальный профиль и извилистые очертания в плане. Морфологические особенности гряды сформированы деятельностью денудационных процессов, однако их локализация в данной полосе •безусловно вызвана тектоническими причинами.

Толтровый кряж (Медоборы) — гряда, сложенная миоценовыми известняками, протягивающаяся от с. Под- камень в направлении сел Ивачев, Збараж, Куйданцы, Скалат, Гримайлов и далее за долину Збруча до Каменец-Подольска. Ширина гряды 15—20 км, относительные высоты—60—65 м, абсолютные (с. Подкамень) — 435 м.

Орографически в своеобразных по морфологии толт- ровых грядах выделяется главный кряж с наибольшими высотами и боковые гряды, как бы обрамляющие его. Главный кряж простирается вдоль левого склона р. Смот- рич юго-восточнее с. Збараж и тянется через села Скалат, Вишневчик, Гуменцы к Каменец-Подольскому. Обрамляющие кряж толтры не образуют крупных массивов и представляют собой группы возвышенностей разнообразных очертаний на правом склоне р. Тарнавы у с. Менова, на междуречьи рек Смотрич и Жванчик, в долине р. Каменки у с. Хрустова и т. п. Известно, что толтры — это прибрежно-рифовые постройки сарматского моря. Проведенные палеогеоморфологические реконструкции показали, что рифовые фации отлагались на участках морского дна со своеобразным тектоническим режимом — повышенной мобильностью и неоднократной инверсией направления движений.

Перед началом сарматской трансгрессии эти участки представляли собой денудационные холмы и гряды, группирующиеся вдоль тектонических зон субмеридио- нального и северо-западного направления. При транс- гресии на этих положительных формах подводного рельефа создавались благоприятные условия для образования биогермных построек. Рост последних непрерывно компенсировал начавшееся погружение этих локальных структур так, что их поверхность постоянно оставалась вблизи уровня моря.

Мощность осадков гельвет-тортона в пределах толтр превышает 100 м (г. Скалат—107 м; пгт Гримайлов — 125 м), сармата соответственно в Скалате— 129 м, Гри- майлове — 117 м.

Уже в плиоцене началось поднятие участков с неогеновыми рифами, которые уже в антропогене оформились в современные толтровые гряды. Таким образом, толтры—это не просто останцы литологически устойчивых к денудации пород,, а неотектонически активные морфо- структуры третьего порядка.              ^