Історія геолого-геоморфологічних досліджень Подільських Товтр

В історії геолого-геоморфологічного вивчення Подільських Товтр за
спрямуванням, детальністю досліджень та завданнями, які при цьому
вирішувались, виділяємо три етапи. Враховуючи внутрішню неоднорідність
кожного з них, вважаємо за доцільне розділяти їх на періоди.

Перший етап (ХІХ – поч. ХХ ст.) характеризується вивченням загальних
особливостей геологічної будови та рельєфу пасма. Тут виділяємо два
періоди.

1 період (до 1867 р.). У цей час відбуваються перші
геолого-геоморфологічні експедиції з вивчення Подільських Товтр, які
організували В. Г. Бессер (1828), Е. І. Ейхвальд (1830), Г. Яковицький
(1827, 1828, 1830). Діяльність цих дослідників пов’язана з відновленням
Вільнюського університету (1803) і відкриттям Кременецького ліцею.

Г. Яковицький подав огляд мінералів, які зустрічаються на Поділлі і
Волині, Е. І. Ейхвальд – мінералогічну характеристику Литви, Волині і
Поділля. Детальний опис малакофауни з фації піщаних осадків верхнього
баденію (пронятинський горизонт за В. Тейсейром, 1900) знаходимо у Ф.
Дюбуа-де-Монперо (1831) та Е. Ейхвальда (1830, 1853).

2 період (1867 – 1920 рр.). Це час досить детальних досліджень
геологічної будови Товтр. У 1867 р. російський дослідник М. П.
Барбот-де-Марні [2] вперше інтерпретував Товтри як рифове утворення,
вважаючи їх „бріозоїчними атолами”, складеними переважно моховатками.
Він визначив вік рифових вапняків як другий середземноморський (тепер —
баденський), а також дав для Поділля віденський поділ неогенових
відкладів.

У пізніших роботах низки геологів, і насамперед О. О. Михальського,
було достатньо детально для свого часу з’ясовано геологічну природу та
вік Товтр. За О. О. Михальським [18], ядро товтрового масиву складене
органогенними та уламковими вапняками середземноморського часу, які
утворюють бар’єрний риф. О. О. Михальський встановив наявність двох
стратиграфічних комплексів рифових відкладів (ІІ серед-земноморського і
сарматського), дав опис морфології гряд і фауни, що міститься в породах.
Організмами-рифобудівниками у середземноморському рифовому ядрі
дослідник помилково вважав корали.

Вивченням галицької частини Товтрового пасма у цей час займалися також
польські геологи. Заслу-говують уваги праці А. Ломницького [31] і В.
Тейсейра [32]. Обидва дослідники працювали над питаннями стратиграфії,
палеогеоморфології та умов формування міоценових відкладів Галичини. На
основі аналізу морфології рельєфу В. Тейсейр вперше зробив спробу
регіоналізації Товтрової гряди. Він поділив Товтри за особливостями їх
геологічної будови і рельєфу на низку пасм: Медобори Залозецькі, пасмо
Зубової гори, Дітковецькі Товтри, Збаразькі Товтри, Товтри Луб’янецькі.
Від гори Голда до долини р. Збруч Товтри являють собою суцільний
велетенський вал, у межах якого В. Тейсейр виділив п’ять паралельних
пасом: колодницьке, скалатське, луканське, крутилівське і богутське.
Відзначено асиметрію схилів Товтр.

В. Тейсейр також уперше зазначив, що при формуванні так званих
“богутських” вапняків (серед-земноморський час) берегова лінія
знаходилась на схід, а у фазі вапняків серпулових (сармат) – на захід
від Медоборів на приблизно однаковій відстані від рифу. Оолітові
вапняки, розташовані на схід від пасма, означають кінець рифового
процесу. Звернуто увагу на те, що Медобори супроводжують два типи
рифових сарматських острівців (виключно із західного боку), які
відповідають підвищенням підсарматської поверхні. В. Тейсейр вважав, що
моховаткова рифова фація Медоборів подібна до відповідного моховаткового
рифу пермського віку у східній Тюрінгії і свідчить, що у водах
нормальної солоності моховатки утворювали породи, подібні до сучасних
коралових рифів. Медобори у фауні міоцену були одним з найбільших та
найпівнічніших рифових масивів [33].

Дещо пізніше (1913) академік С. Л. Рудницький [21] доповнив і
деталізував поділ Товтр, здійснений В. Тейсейром, запропонував для
окремих частин пасма нові назви. Медобори Залозецькі він назвав
Підкамінськими Товтрами, включивши до них і бічні пасма, складені
сарматськими вапняками. Пасмо Зубової гори С. Л. Рудницький назвав
пасмом Крайового Каменя. У його складі він виділив два короткі пасма
горбів. Наступна ділянка – суцільне пасмо Дітковецьких Товтр –
відповідає одиниці, виділеній В. Тейсейром. За долиною р. Ігровиці С. Л.
Рудницький окремо виділяє пасмо Зубової гори. Це пасмо суцільне і
масивніше від попередніх, для нього характерна асиметрія схилів.

Збаразькі Товтри від пасма Зубової гори відділяє плоска улоговина. В
межах Збаразьких Товтр С. Л. Рудницький виділив три пасма.
Південно-східну межу цієї ділянки він проводить по лівому березі р.
Гнізни, тоді як В. Тейсейр – по долині р. Караванди.

Виділення Луб’янецьких Товтр С. Л. Рудницький вважав необґрунтованим і
відносить цю ділянку до складу наступної масивної і суцільної частини
Товтр, яку в свою чергу поділяв на Колодницьке, Скалатське і Богутське
пасма та Гримайлівські Товтри. Останні об’єднують, виділені В.
Тейсейром, луканівське та крутилівське пасма. Окремо розглядалася група
бічних товтр, які знаходяться на значній відстані від головного пасма.

Російський геолог і геоморфолог В. Д. Ласкарєв [16] дав детальну
характеристику геологічної будови і рельєфу Товтр на фоні сусідніх
регіонів, уперше вказав на існування у їхніх межах прохідних долин та
розглянув двоциклічну схему формування річкової мережі Поділля. Прорив
річками Товтр він пояснював регресивною ерозією. На думку В. Д.
Ласкарєва, рифові пасма Товтрового кряжу позначають „ізобіономічні”
лінії морського дна, які „однаково сприятливі” для росту
рифоутворювачів. До числа найважливіших висновків цього дослідника слід
віднести його тезу про водоростеву природу головної гряди Товтр.

Другий етап (1920 – 1970 рр.) характеризується розширенням спектру
досліджень та їх деталізацією. За інтенсивністю та змістом досліджень
тут виділяємо два періоди.

1 період (1920 – 1939 рр.) вирізняється обмеженою кількістю робіт з
геології та геоморфології Товтр. Необхідно виокремити праці Н. В.
Піменової, Р. Р. Виржиківського, Н. В. Думітрашко, О. К. Бирулі, В. О.
Ґери-новича. Найбільше значення мають дослідження Р. Р. Виржиківського
із стратиграфії міоцену. Ним було уточнено зокрема стратиграфію нижньої
частини сарматського ярусу в районі західного схилу Подільського
кристалічного масиву. Р. Р. Виржиківський відкрив і частково описав нову
гряду сарматських рифових вапняків Поділля [3]. Сьогодні вона відома як
Мурафські Товтри.

У передвоєнні роки Г. Ф. Лунгерсгаузеном (1938) були проведені
дослідження еволюції основної гряди у контексті розвитку так званої
“Подільської платформи”. Дещо раніше (1937) вийшла стаття Л. Ш.
Давіташвілі, присвячена екологічній характеристиці рифових масивів, в
якій була реанімована думка О. Михальського про коралову природу Товтр
[6].

2 період (1939 – 1970 рр.) – це час надзвичайно інтенсивного і
різнобічного вивчення рифового пасма Поділля. З’являються ґрунтовні
роботи з геології – І. К. Королюк (1952), В. Г. Бондарчука (1959);
стратиграфії – Л. М. Кудріна (1966), О. С. Вялова (1962, 1965);
геоморфології – К. І. Геренчука (1949, 1950), П. М. Цися (1955, 1962).

Особливості геоморфологічної будови та історію континентального етапу
розвитку товтрового пасма детально вивчав К. І. Геренчук (1949). В
будові Товтр К. І. Геренчук [3] виділяє головний кряж, бокові товтри і
поперечні долини. Автор відзначає відмінності між центральною частиною
пасма та його галицьким і бесарабським флангами, які представлені,
відповідно, масивним валоподібним кряжем та невеликими групами і роями
скелястих горбів і товтр. К. І. Геренчук зазначає також, що форми товтр
на згаданих флангах пасма дуже відрізняються. Якщо галицькі товтри чітко
виділяються у рельєфі, то бесарабські (Прут-Дністровські, за Г. І.
Денисиком [7]) добре помітні лише в межах річкових долин і практично не
вирізняються на вододілах. Такі відмінності автор пояснює різним
ступенем відпрепарованості товтрових форм ерозією.

Головний кряж у вигляді масивного валу проявляється на південний схід
від м. Збаража і закінчується східніше м. Кам’янця-Подільського. За
даними К. І. Геренчука, характерною особливістю рельєфу головного кряжу
є м’яка випуклість, а іноді й вирівняність поверхні з витриманою
одновисотністю. Цей плоский гребінь з боків обмежений схилами певної
крутизни, при цьому південно-західні схили крутіші, а північно-східні –
пологіші. О. О. Михальський (1895) та В. Тейсейр (1900) вважали це явище
первинним, а К. І. Геренчук – наслідком ерозії на континентальному етапі
розвитку пасма. Головний кряж, за К. І. Геренчуком, ніколи не був
похований, але був знижений і вирівняний процесами континентальної
денудації вищому рівні базису ерозії.

Бокові товтри не утворюють великих масивів, а завжди розміщуються
групками, які не зв’язані ні між собою, ні з головним пасмом. За
морфологічним виглядом К. І. Геренчук розділяє бокові товтри на „власне
товтри” (вузькі, гостровершинні горби з зубчастими і крутими гребенями)
та „могили і могилки” (невисокі з пологими схилами горби, на вершинах
яких відслонюються вапняки). Перші з них виведені на денну поверхню
процесами денудації і є в прямому розумінні відкопаними формами, а другі
прикриті товщею осадових порід (переважно лесових).

Розглядаючи формування поперечних долин, К. І. Геренчук піддає сумніву
припущення В. Д. Ласкарєва про прорив рік через Товтри шляхом
регресивної ерозії і стверджує, що в післясарматський час на Поділлі
існувала акумулятивна рівнина, у рельєфі якої товтровий бар’єр не
відігравав важливої ролі. Типові рівнинні ріки формували свої долини,
блукаючи в її межах.

П. М. Цись [27] теж схилявся до думки про відкопану генезу Товтр, але
його позиція була ще радикальнішою. Він вважав, що бар’єрний риф був
повністю похований під дельтовими піщано-глинистими відкладами і пізніше
відпрепарований ерозійно-денудаційними процесами, зумовленими
четвертинними підняттями і врізом рік.

І. К. Королюк (1952) зробила спробу ув’язати лінійність пасма з
геологічною будовою південно-західної окраїни Східно-Європейської
платформи. Вона зазначала, що пасмо простягається паралельно до
регіональних структурних ліній карпатського напрямку, зокрема, „лінії
Тейсейра”, а рифові фації приурочені до схилу валоподібного підняття,
яке є частиною великої антиклінальної структури південно-західного
простягання [12]. У відслоненнях поблизу с. Станіславівки в підошві
Товтр дослідниця відзначила пологу антиклінальну складку у крейдових
відкладах. І. К. Королюк підкреслювала, що в будові міоценових відкладів
основну роль відіграють різноманітні біоморфні (біогермні та тафогермні)
і органогенно-уламкові вапняки. Основними будівниками рифів і онкоїдів
вона вважала літотамній.

В. Г. Бондарчук (1959) вказав на найбільш загальні структурні зв’язки
лінійної зони Товтрового пасма, звернувши увагу на приуроченість його до
краю Волино-Подільської плити. Розлом в основі Товтрової гряди у міоцені
відігравав роль шарніра, на південний захід від якого новітні рухи,
зумовлені горотвірними процесами в Карпатах, були інтенсивнішими, ніж на
північний схід від пасма.

У праці В. П. Маслова (1956) вперше подано детальний опис та
палеоекологічний аналіз багряних водоростей – основних рифобудівників
Товтр. В. П. Маслов та В. Н. Утробін [17] пов’язували ріст рифів з
пологою флексурою. За даними О. С. Вялова (1962), рифи утворюють
переривисті пасма, які складаються з органогенних вапняків, утворених
переважно кірковими та інкрустаційними літотамніями і прикріпленими
червоподібними гастроподами-верметидами.

У роботі Л. М. Кудріна (1966) подано детальний аналіз рифових фацій,
систематичний склад фауни та її екологічні особливості. В межах
генетичного типу водоростевого рифу автор виділяє фації біогермів,
органогенно-уламкових відкладів і детритусових осадків, а також фацію
хемогенних відкладів (гіпсів та вапняків) лагун в межах рифів. Остання,
за його даними, відома в околицях Гримайлова, Вікна і Скалата.

Пасмо приурочене, на думку дослідника, до антиклінальних складок,
розташованих у зоні глибинного розлому. На підставі аналізу умов
утворення одновікових фацій в рифових масивах і поза ними, а також
перевищень цих фацій на сучасній географічній основі зроблено висновок
про те, що рифовий масив Товтрового пасма характеризувався більшою
рухливістю, ніж прилеглі території, і, відповідно, більшою амплітудою
постбаденських піднять [13].

?

(В. О. Горецький, 1962) називають тернопільськими верствами. Останні
складені головним чином літотамнієвими вапняками. З ними пов’язана зона
водоростевих рифів – Товтр і фації органогенно-детритових „тесових”
вапняків. А. І. Шайнюк, яка вивчала стратиграфію міоценових відкладів
північно-східної частини Волино-Поділля, детально охарактеризувала
літотамнієві породи Поділля, виділила серед них низку різновидів [28].

У капітальній праці академіка Є. К. Лазаренка та Б. І. Сребродольського
“Мінералогія Поділля” (1969) відклади неогену (зокрема тортонського
(баденського) і сарматського ярусів) охарактеризовані мінералогічно.
Констатується також, що росту рифових пасм, які дали початок Товтрам,
часто передувало виникнення обмілин з нагромадженням пухких рухомих
уламків багряних водоростей, голкошкірих, інколи устриць та інших
молюсків. У кінці раннього сармату внаслідок значної трансгресії рифові
вапняки утворювали різко виявлений підводний гребінь, біля підніжжя
якого відкладались серпулові, кардіумові, модіолові, рідше –
гастроподові і моховаткові вапняки. Тому масиви нижньосарматських
біогермних вапняків (онкоїдів) глибоководніші, ніж верхньобаденські рифи
[15].

Третій етап (з початку 1970-х рр. до наших днів) також поділяємо на два
періоди. Переломним тут є 1991-й рік з відомими політичними та
економічними подіями, які вплинули на масштаби та глибину подальших
досліджень.

1 період (1970 – 1991 рр.) – час активних тектонічних досліджень
Поділля загалом і Товтр зокрема. Результати їх представлені у працях
низки дослідників, насамперед М. С. Яриша (1972), В. С. Заїки-Новацького
(1972), Й. М. Свинка (1968, 1969, 1973), Т. О Знаменської (1973, 1976),
І. Д. Гофштейна (1979), Б. П. Різуна, Є. І. Чижа (1986) та ін.

Варто відзначити, що вивчення тектоніки ;Товтрового пасма започатковано
роботами В. Д. Ласкарєва та В. Тейсейра. Цим питанням присвячені також
статті В. Д. Налівкіна (1962), А. А. Арапова та ін (1966).

А. Г. Андрєєв та В. І. Гук (1970) вивчали геоморфологію та неотектоніку
Товтр. Ними, зокрема, зазначалося, що у середньому сарматі підняття
південно-західного і опускання північно-східного крил Теребовлянського
розлому зумовило морську трансгресію у східному напрямі. Рифоутворення
змінилось інтенсивним нагромадженням піщано-глинистих верств, які
знівелювали сформований у пізньому бадені–ранньому сарматі розчленований
рельєф морського дна. Товтри були перекриті товщею пухких відкладів,
тому практично не зазнали впливу денудації і збереглися у первинному
вигляді [1].

Тектонічна природа товтрової гряди висвітлена у статті Т. О.
Знаменської (1976). На думку дослідниці, Товтрова зона характеризувалася
тектонічною активністю протягом усієї історії розвитку регіону. За
даними геологознімальних робіт вона робить висновок, що існування валу у
межах Товтрової зони простежується з раннього кембрію. У силурі
валоподібне підняття фіксується як зона мілководдя, в межах якої набули
розвитку строматопорово-коралові біогерми. У крейдовий час ця структура
являла собою витягнутий у північно-західному напрямі острів, який не
вкривався морем. В епоху передбаденської трансгресії він виступав у
рельєфі у вигляді пологого підняття, до східного схилу якого пізніше був
приурочений розвиток рифових фацій міоцену. У сарматі в результаті
піднесення Карпат підняття охопили й прилеглу до них мобільнішу частину
Волино-Подільської плити. Внаслідок цього сарматське море відійшло на
схід. Рифоутворення було приурочене вже до західного берега сарматського
басейну [8].

У пізнішій роботі (1985) Т. О. Знаменська та І. І. Чебаненко з’ясували,
що Товтрова зона відігравала важливу роль у розподілі відкладів тортону
(баденію) на платформі. У ранньому тортоні вона контролювала
північно-східну межу морського басейну. На схід від неї, в межах
Подільського мегаблоку, в цей час формувалася своєрідна фація
лагунно-континентальних фауністично німих піщано-глинистих відкладів.
Область їх накопичення була відокремлена від морського басейну вузькою
смугою острівних піднять уздовж Товтрової зони. У косовський час море
долає бар’єр і над Товтровою зоною розвивається гряда літотамнієвих
рифів. У неширокій (3-5 км) смузі, що прилягає до рифової гряди зі
сходу, розвинені фації вапняків мілководної протоки з одиничними
дрібними біогермами. На захід від Товтрової зони поширені глибоководні
піщано-вапняково-глинисті відклади [9].

Ще однією роботою з історії тектонічних рухів у межах Товтрової зони, є
стаття О. Є. Шевченка [29]. Дослідження, проведені дослідником на
відрізку Товтрового пасма між м. Камянцем-Подільським та с. Саджівкою,
дозволили йому реконструювати палеогеографічну та тектонічну обстановку
розвитку району, починаючи з сеноманського часу.

В геоморфологічному районуванні України В. П. Палієнко та І. Л.
Соколовський (1974) розглядають Товтри як антиклінальну височину. На
думку І. Д. Гофштейна [5], назва морфоструктури „антиклінальна височина
Товтрового пасма”, недостатньо обґрунтована. Власне Товтрове пасмо не
має антиклінальної будови. Воно, як зазначали попередні дослідники [8,
12], насаджене на валоподібне підняття підстелюючих порід, яке зумовлене
розломом земної кори.

2 період (з 1991 року до наших днів) – це час різнобічних, часто
епізодичних досліджень. Проводяться вони в основному на території
природного заповідника „Медобори” та національного природного парку
„Подільські Товтри”. Характерною особливістю цього періоду є те, що
геолого-геоморфологічні дослідження за масштабами поступаються
ландшафтознавчим, а особливо флористичним та фауністичним.
Геолого-геоморфологічні дослідження у межах Товтр здійснюють переважно
науковці Тернопільського національного педагогічного університету ім. В.
Гнатюка, Львівського національного університету ім. І. Франка,
Кам’янець-Подільського педагогічного університету, а також співробітники
НПП „Подільські Товтри”.

Так, Й. М. Свинком [22, 23] установлено генетичний зв’язок між
регіональними розломами у фундаменті Волино-Подільської плити,
тектонічними тріщинами у рифовому масиві та напрямками простягання
річкових долин, ярів та балок. Аналіз гіпсометрії поверхні гряди
дозволив йому зробити висновок, що долини найбільших річок – Серета
Лівого, Гнізни, Збруча, Смотрича, які перетинають гряду у поперечному
напрямку, є одночасно межами, що поділяють її на блоки з різною
абсолютною висотою. Якщо припустити, що в умовах сарматського морського
басейну поверхня рифових масивів була приблизно на одному рівні, то їх
сьогоднішнє положення можна пояснити лише новітніми вертикальними
переміщеннями блоків земної кори, розділених лініями тектонічних
розривів.

Д. Ковалишин та І. Каплун [10] висловлюють думку, що найбільші з
товтрових утворень могли піддаватись абразійно-акумулятивній діяльності
моря і бути перетвореними на острови. Тому м’якість обрисів і
одновисотність товтрових горбогір’їв головного кряжу можуть мати
успадкований характер. Автори стверджують, що за аналогією з будовою
сучасних рифів, головна гряда Товтр початково утворена у вигляді
відокремлених пасом. Рифові пасма розділені так званими річковими
„проходами”, які розташовані навпроти гирл річок, що текли з материка у
Сарматське море. Води річок, які впадали в море, змінювали солоність і
температуру морських вод, виносили мулистий матеріал, створюючи
несприятливі умови для життя організмів-рифобудівників. Саме такі
проходи могли бути використані сучасними річками, які прорізають Товтри,
і з цим можуть бути пов’язані зазначені К. І. Геренчуком особливості їх
долин.

Погоджуючись з принциповою можливістю запропонованої схеми, слід однак
звернути увагу на той факт, що утворення баденських рифів відбувалось
всередині великого поля літотамнієвих водоростей (за Є. К. Лазаренком,
1969), що дали початок вапняковим шарам. Окрім того, у ранньому баденії
риф знаходився, за деякими даними [19], на відстані 15-30 км від
східного берега Сарматського моря, у ранньому ж сарматі, внаслідок
трансгресії моря у східному напрямку, риф розміщувався вже ближче до
західного берега морського басейну [33, 8].

У недавній спільній публікації польських та українських дослідників
[30] розглянуті будова та умови формування сарматських
серпуліто-мікробіалітових рифів пасма Медобори. Зазначаючи, що описувані
відміни вапняків волинського горизонту перекривають верхньобаденські
рифи або утворюють ізольовані скелясті підняття у їхній
південно-західній частині, автори називають останні утворення власне
Товтрами. Вони підкреслюють, що Товтри простежуються переважно групами,
утворюють більш-менш прямолінійні чи вигнуті ланцюги, хребти,
зорієнтовані здебільшого перпендикулярно до верхньобаденських рифів.
Останні зникають у районі Кам’янця-Подільського, однак на їхньому
південно-західному продовженні Товтри виступають широкою смугою і їхні
відслонення можна спостерігати в долині Дністра.

У статтях К. Москалюк [19, 20] здійснено геоморфологічне
мікрорайонування території заповідника “Медобори”, виділено 10
геоморфологічних підрайонів Подільських Товтр та запропоновано їх
типізацію.

Вивченню карстових процесів у межах Товтр присвячені статті О. Д.
Кучерука [14], В. П. Коржик [11] та В. В. Файфури, М. Я. Сивого [26]. В
роботі О. Д. Кучерука уперше систематизовано відомості про карстопрояви
в Товтрах, у другій роботі подано характеристику форм карстового рельєфу
у межах чернівецького сектора Товтрової гряди, третя містить схему
регіоналізації Товтр за ступенем закарстованості та опис відомих на
сьогодні печер на території пасма.

Мінеральні ресурси Товтрової гряди у загальних рисах охарактеризовані в
монографіях М. Сивого, В. Кітури [24] та М. Сивого [25]. Геологічні
памятки Товтр описані Й. М. Свинком (1993).

Таким чином, внаслідок понад 150-річних геолого-геоморфологічних
досліджень Подільських Товтр: а) встановлено їхню природу, визначено
основні умови формування та наступної трансформації структури пасма; б)
вивчено головні риси стратиграфії та тектоніки, подано мінералогічну,
петрографічну та палеонтологічну характеристику порід; в) відстежено
особливості геоморфологічної будови та здійснено регіоналізацію пасма.

Актуальними, на наш погляд, слід вважати: а) реконструкцію
ранньопалеозойської історії формування структури Товтр з огляду на
потенційну нафтогазоносність останньої; б) уточнення особливостей
тектонічної структури та її зв’язку з сучасною морфологією пасма; в)
еколого-геоморфологічні та карстологічні дослідження; г) вивчення
проблем, пов’язаних з раціональним використанням мінеральної сировини та
функціонуванням гірничо-видобувних підприємств у межах заповідних
територій та ін.

Література:

1. Андрєєв А. Г., Гук В. И. Новые данные о морфологии и неотектонике
Подольской рифогенной зоны // Мат-лы по геологии, гидрогеологии и
геохимии Украины, Казахстана, Алтая и Забайкалья. – 1970. – № 6. – С.
27-35.

2. Выржиковский Р. Р. Новая гряда сарматских рифовых известняков на
Подолии (геол. исследования в долине р. Каменки в 1926 г.) // Вісник
Укр. геол. комітету, 1928. – Вип. ІІ.

3. Геренчук К. И. Подольские толтры (геоморфологический очерк) // Изв.
ВГО, 1949. – Т.81. – Вып.5. – С. 530-536.

4. Геренчук К. И. Геоморфология Подолии // Учён. зап. Черновицкого
ун-та, сер. геол.-геогр. Наук. – 1950. – Т. 8. – Вып. 2. – С. 89-111.

5. Гофштейн И. Д. Неотектоника Западной Волыно-Подолии. – К.: Наук,
думка, 1979. –156 с.

6. Давиташвили Л. Ш. К экологии животных рифовой фации среднего миоцена
Украины // Проблемы палеонтологии, 1937. – № 2-3.

7. Денисик Г. І. Товтри України // Мат-ли Всеукр. наук.-практ. конф. –
Кам’янець-Подільський, 1993. – С. 79-80.

8. Знаменська Т. О. Товтровий кряж та його місце в структурі
південно-західної окраїни Східно-Європейської платформи // Геологічний
журнал, 1976. – Т. 36. – Вип. 5. – С. 54-62.

9. Знаменская Т. А., Чебаненко И. И. Блоковая тектоника Волыно-Подолии.
– К.: Наукова думка, 1985. – 152 с.

10. Ковалишин Д., Каплун І. До питання про формування рельєфу і
ландшафтів Подільських Товтр // Наукові записки ТДПУ ім. В. Гнатюка.
Серія: Географія.– 1998. – № 2. – С. 38-42.

11. Коржик В. П. Карст Товтр Чернівецької області // Матеріали Всеукр.
наук.-практ. конф. – Кам’янець-Подільський, 1993. – С. 100-103.

12. Королюк И. К. Подольские Толтры и условия их образования. // Труды
ИГН АН СССР, геол. сер., 1952. – Т. 110. – № 56. – 140 с.

13. Кудрин Л. Н. Стратиграфия, фации и экологический анализ фауны
палеогеновых и неогеновых отложений Предкарпатья. – Львов: Изд-во
Львовского ун-та, 1966. – 172 с.

14. Кучерук А. Д. Карстовые явления на территории Подольских Толтр //
Известия Всесоюзного географ. об-ва, 1954. – Т. 86. – Вып. 1. – С.
95-100.

15. Лазаренко Є. К., Сребродольський Б. І. Мінералогія Поділля. – Львів:
Вид-во Львів. ун-ту, 1969. – 345 с.

Похожие записи