Геологія Львівської Мульди

1. Історія геологічного розвитку Львівської мульди

Для того щоб зробити і зрозуміти палеомодель геологічного розвитку Львівської мульди потрібно насамперед розпочати з того, що територія сучасної Львівсько-Волинської западини була краєм Східноєвропейської платформи, який в свою чергу був територією зносу матеріалу. Починаючи з Рифею територія почала прогинатись і відповідно починають формуватися в лагунних умовах піщано-глинисті утворення, які зносилися як теригенний матеріал із суходолу і за рифейського часу починають формуватись відклади осадового чохла, а саме починаючи з полеської серії. В мілководно-морських умовах формується перший басейн, де проходить накопичення осадків, які невитриманні по простяганню за розміром, є зміни зернистості осадків, складу, можливо формування выдбувалось при аридних умовах, оскільки присутні доломіти. Товща потужня, сягає 900 метрів. Тобто цей час тривав досить довго, ну, а територія повинна була прогинатись, щоб ця товща накопилася. Тобто спостерігався процес компенсації.

Далі почався вендський період, і перші відклади, які найдревніші спостерігаються — це вільчанська серія. Це в основному грубоуламкові різні утворення, гравеліти, конгломерати, грубозернисті піски, розповсюдження вільчанської серії не повсюдно, займає окремі низини поверхні і ця серія ніби вирівнює рельєф, який утворився в результаті руйнування фундаменту. Після цього починаються закладатися розломи меридіонального напрямку та й діагонального на Пд-Зх схилі, вздовж яких йде поступово прогинання цього сформованого фундамента, і на цю територію приходить море, але на вільчанській серії лежить волинська серія, де спостерігається чергування різних ефузивних утворень — базальтів, пірокластичних утворень — туфів, а також морських осадків — пісковиків. Тобто, тектонічна активність, яка призвела до занурення фундаменту супроводжувалась активним вулканізмом, виливом базальтових лав, викидом пірокластики. Відповідно цей матеріал накопичувався в басейні. Періодична вулканічна діяльність затухала і в умовах нормального морського басейну йшло накопичення пісків. Волинська серія є основою всіх інших горизонтів. Наступною по розрізу є Могилев — Подільська серія. Вона незгідно перекриває і Вільчанську і Вольнську серії, і в деяких місцях навіть Полеську серію. Це говорить про те, що у волинський час море регресувало, але починаючи з Могилев-Подільського часу море знову покривало цю територію, великі простори — від Півночі до сучасного Чорного моря, всю Молдову і тут починають відкладатися нормальні морські осадки — від грубоумалкових галькових гравійних в прибережно-морській зоні, до в шельфових умовах — піщано-глинисті утворення. І все це триває майже до кінця венду. Наступною є балтійська серія, яка частково належить венду, а частково — нижньому кембрію. Тобто той басейн, який існував у Кембрії був успадкований, цю інформацію засвідчують згідно залягаючі утворення. Але він змінює свою конфігурацію і змістився на північ. В балтійський час віклади теригенні глинисті, глинисто-піщані, а ось більшковська серія менш поширена і спостерігаються більш крупні осадки. Тобто можна сказати, що басейн починає міліти. Загалом у кембрійський вік басейн взагалі скорочується і представлені виключно бентонітові осадки.

Що стосується Ордовіку, то на відповідній території Ордовік залягає згідно Кембрію, а на іншій він трансгресивно перекриває. Тобто можна передбачити, що ордовіцькі відклади відкладалися з новим приходом морського басейну на територію, де в Кембрії не було моря, а там де було-то й в Ордовіку воно залишилося. Але він прослідковувався на цій території незначний час і відкладалися виключно піщані осадки. І після перерви в осадконакопиченні знову на територію приходить морський басейн в Силурі, який представлений карбонатними та глинисто-карбонатними відкладами.

Потім спостерігається ніби другий етап у формуванні Львівської мульди. А саме в Девонський, живецький час море трансгресує на відповідну територію і закладається Львівський прогин, потім море перетворюється в евапоритовий басейн — лагуну, тобто сформувалася закрита система. Потім відбулося прогинання території, яка знову заповнилася морем. Але басейн зменшується за розмірами, рухи стають інтенсивнішими і в франський час басейн зникає.

В турнейський — візейський часи спостерігається прогин, до якого належить прояв вугілля у западині, що дає змогу говорити про існування в той час пишної рослинності і зміну клімату з аридного на гумідний.

І під час герцинського орогенезу територія розчленована розломами, створюється складчастість. А що стосується Р, T, J — то ця територія являється територією зносу і лише в К час відбувається потужне накопичення крейдових відкладів, що призводить до значного прогинання території. Цей геолого-історичний факт являється остаточним у формуванні Львівської мульди.

2. Стратиграфія

Архей — нижній протерозой (AR-PR₁)

Поодинокими свердловинами розкриті такі породи як гнейси, сланці, кварцити.

Рифей (R₎

Відклади рифею представлені покривами діабазів і кварцевих порфірів з потужніми прошарками філлітовидних сланців, гравелітів і конгломератів. Закінчується розріз покривами трахіандезитів і діабазів з прошарками поліміктових пісковиків і гравелітів. Потужність відкладів рифею не перевищує 1200 м.

Венд (V)

Уявлення про будову вендських відкладів в основному базуються на даних буріння, а також вивченні їх на денну поверхню в долині Дністра і його приток. У межах Львівської мульди відклади нижнього венду відносяться переважно до Вільчанської серії (Бродівська (V₁br), Горбашківська світи (V₁gr); та як один горизонт виділені Заболотнівська та Ратнівська світи (V₁zb-rt)). Верхній венд у свою чергу представлений відкладами Могилів-подільської (V₂mp) та Канилівської серій (V₂kn).

Вільчанська серія являється характеризується розвитком грубозернистих аркозвих пісковиків з галькою і валунами гранітів, кварцу, польового шпату. Подекуди світа складена аркозовими пісковиками різнозернистими, світлоі розовувато-сірими з прошарками пісків. Загальна потужність серії приблизно 60 м.

Могилів-подільська серія представлена грубозернистими аркозовими пісковиками з прошарками аргілітів і конгломератів та чередуванням тонких прошарків алевролітів, аргілітів і пісковиків з багатою фауною.

Канилівська серія являє собою циклічно побудовану товщу, складену чотирма ритмами, кожен з яких починається пісковиками, що замінюються алевролітами і аргілітами. Загальна потужність сягає до 100 м.

Кембрійська система (С)

Найбільш чітко виражені відклади Кембрійської системи в поглибленій частині Львівського палеозойського прогину, де вони в основному представлені верхньою частиною балтійської та бережковської серіями нижнього відділу. Відклади являються в основному прибережно-морськими, рідше континентальними фаціями. Балтійська серія (С₁bl) складена строкатими алевролітами і аргілітами з прошарками пісковиків і конгломератів. Бережковська серія (С₁₋₂br) включає в себе пісковики, алевроліти, аргіліти, що доверху переходять у зеленувато-сірі алевроліти з прошарками пісковиків, що містять брахіоподи і трилобіти. Потужність Кембрійських відкладів коливається від 500 м на крилах, до 800 м у центрі прогину.

Ордовицька система (О)

У межах розрізу Львівського прогину Ордовицька система представлена Молдавською серією (О₂₋₃ml) середнього і верхнього відділів. Вона складена пісковиками дрібнозернистими з прошарками конгломератів, що доверху переходять у плитчасті вапняки, в яких зустрічаються брахіоподи, конодонти і хітінозої. Потужність серії сягає приблизно 50 м.

Силурійська система (S)

Силурійська система широко поширена на Волино-Поділлі та представлена потужною товщею карбонатних порід, що закінчуються агрілітами та алевролітами. Прибережно-морські відклади силура відслонюються по долині Дністра та його притокам протяжністю на 100−130 км. Товща карбонатних порід та теригенних відкладів силура залягає трансгресивно на розмитій поверхні ордовика, місцями венду та кембрію.

Нижній відділ. Лландоверійський ярус характеризується непостійністю літологічного складу. Складений переважно вапняками та глинами зеленувато-сірими (до 60 м). Відклади характеризуються брахіоподами. Венлокський ярус складений переважно плитчастими вапняками, доломітами, комковатими вапняками та мергелями, з богатим комплексом фауни (фурмановська та тернавська світи). Потужність яруса до 100 м. Нерозчленовані відклади нижнього силуру складені доломітами, вапняками, аргілітами та алевролітами. Потужність світи до 100 м.

Девонська система (D)

Нижній відділ представлений лохківським ярусом та дністровською серією. Вік їх визначається фауною. Лохківський ярус виповнений вапняками, аргілітами та мергелями, що виходять на поверхню в районі середнього Дністра та залягає на глибині до 1500 м в межах Львівського палеозойського прогину. Середній відділ представлений ейфельським та живетським ярусами. Ейфельський ярус представлений строкатоколірними аргілітами та черново-бурими та зеленувато-сірими пісковиками, з рідкими прошарками мергелів, що переходять вгору у вапняки та товщу бітумінозних доломітів та аргілітів. Загальна потужність до 90 м.

Живетський ярус представлений строкатими аргілітами, доломітами та вапняками з прошарками алевролітів, пісковиків, глин, мергелів та гіпсів. Середній девон характеризується остракодами, знайдені залишки риб та водоростей. Верхній відділ девону у зануреній західній частині Львівського палеозойського прогину представлений в основному морськими теригенно-карбонатними породами, що пов’язані з поступовим переходом з нижньо — та вищезалягаючими відкладами.

У розрізі франського ярусу тут переважають карбонатні породи — вапняки та доломіти з прошарками аргілітів та алевролітів, з гіпсами загальною потужністю до 600 м. Фаменський ярус у Львівському палеозойському прогині представлений одноманітною товщею (150 м.) кристалізованих вапняків та доломітів, з прошарками алевролітів та пісковиків.

Кам’яновугільна система (С)

Кам’яновугільні відклади Волино-Поділля виповнюють Львівський палеозойський прогин та залягають під мезозойсько-кайнозойськими відкладими в західному напрямку. Представлені теригенно-карбонатними відкладами неглибокого моря та прибережних заболочених рівнин. Містять фарамініфери, брахіоподи на основі чого й поділені на світи. Турнеський ярус у Львовській мульді представлений хоревсько світою, що виповнена кристалічними та глинистими вапнякам, що чередуються з агрілітами, алевролітами, з прошарками пісковиків та доломітів.

Візейський ярус у Львіському прогині залягає трансгрессивно на турнеї та девоні, іноді безпосередньо на силурійських та середньокебрійських відкладах. Він представлений вапняками, алевролітами, аргілітами та пісковиками з прошарками кам’яного вугілля (куличківська, олеськівська, винниківська, нестерівська, володимирська та устилузька світи). Серпухівський ярус у Львівському прогині залягає в найбільш прогнутій його частині (порицька, іваничівська, лишнянська та батанська світи). На породах візею залягає згідно. Представлений теригенними відкладами озерно-лагунного типу, що містять прошарки кам’яного вугілля потужністю до 2 м. До нерозчленованих відкладів нижнього карбону відноситься товща теригенно-глинистих вугленосних відкладів (агріліти з прошарками алевролітів, пісковиків та кам’яного вугілля). Башкирський ярус у Львовському прогині складається з трьох світ — морозовичівської, паромівської та кречівської та представлений рідкими прошарками органогенних вапняків та кам’яним вугіллям. Потужність ярусу — 24 м.

Крейдова система (K)

Відклади крейдової системи складені переважно світло-сірими, білими м’якими мергелями і вапняками. Тільки в основі товщі, що відповідає початковій верхньокрейдяній трансгресії (сеноман), звичайно поширені грубозернисті пісковики та піскуваті мергелі. Крейдяні відклади заповнюють прогин, в осьовій частині якого потужність їх досягає більше 1000 м. Границя крейдової системи та палеогену не має чіткої літофаціальної вираженості, у зв’язку з чим виділені нерозчленовані товщі верхньокрейдового-середньонеоценового віку, що представлені флішем піщаними, грубо — та середньоритмічним, пісковиками та аргілітами.

Неогенова система (N)

На південному заході Львівський прогин зрізається Передкарпатським крайовим прогином і частково перекривається неогеновими відкладеннями останнього. На півночі Львівський прогин відділений від Ковельського виступу системою скидів. Неогенові відклади покривають Львівський прогин і представлені головним чином вапняками і піщано-глинистої товщею сармата.

Міоцен: Відклади нижньосарматського під'ярусу об'єднані в Дашавську світу, де вони представлені піщано-глинистою товщею потужністю 150−3000 м, що складена сірими вапняковими глинами та алевролітами, з прошарками світло-сірих пісковиків, туфів та конгломератів, місцями с прошарками вугілля. Тереблинська світа представлена, в основному, кам’яною сіллю. Два потужних горизонти кам’яної солі розділені соленосними слюдистими глинами з тонкими рідкими прошарками мергелів, пісковиків та туфів. Загальна потужність світи досягає 500 м.

3. Тектоніка

У структурно-тектонічному відношенні територія розмішена в межах трьох великих геоструктурних областей — Східноєвропейської, Західноєвропейської платформ і Передкарпатського крайового прогину (див, «Тектонічну схему MZ-KZ структурно-формаційного комплексу, масштабу 1:1 000 000» та «Тектонічну схему домезозойського структурно-формаційного комплексу», масштабу 1:500 000).

До Західноєвропейської платформи віднесено області з рифейським і пізнішим віком консолідації фундаменту. В її складі виділяють три тектонічні зони: Розтоцьку зону ранніх байкалід (рифей), Коханівську зону салаїрської (венд-кембрій) та Рава-Руську зону каледонської (ордовик-ранній девон) консолідацій.

В осадовому палеозойському чохлі Східноєвропейської платформи та епібайкальської Розтоцької зони ЗЄП простежуються три структурно-формаційні комплекси, які відповідають салаїрсъкому (венд-кембрій), каледонському (ордовик-ранній девон) і герцинському (середній девон-середній карбон) тектонічним циклам. Перші два складають розріз Дністровського перикратону, третій — відокремлений (накладений) — Львівського палеозойського прогину (ЛПП).

У складі осадового мезозойського чохла обох платформ виділяються три структурно-формаційні комплекси: кімерійський (юра-нижня крейда), ранньоальпійський (альб-верхня крейда) та пізньоальпійський (палеоген-неоген). Кожний з цих структурно-формаційних комплексів відокремлюється від вище залягаючого регіональними незгідностями та невідповідністю своїх структурних планів. Перший утворює Стрийський прогин, другий — Львівську крейдову западину, третій — Зовнішню (Більче-Волицьку) зону Передкарпатського прогину.

4. Структура фундаменту

геологічний мульда мезозойський девон

Східноєвропейська платформа

Кристалічний фундамент занурений на значну глибину під потужну товщу осадових утворень, тому про його будову можна судити наближено на основі малочислених даних буріння і головним чином за результатами геофізичних досліджень. Фундамент Східноєвропейської платформи складений дислокованими утвореннями архею-раннього протерозою (AR-PR₁), що розкриті поодинокими свердловинами. Край СЄП передбачається у смузі, що розділяє області дислокації стискання в осадовому чохлі палеозою, з одного боку, і без них — з другого (див. розрізи до геологічних карт).

Південно-західна окраїна СЄП на цій території обмежена меридіональним (Рогатинський) і північно-західним (Белз-Балучинський) розломами. Її фундамент перекритий полого залягаючим платформним чохлом, спокійне залягання якого ускладнюється окремими малоамплітудними розривними порушеннями.

Західноєвропейська платформа

У сучасній структурі Західноєвропейської платформи виділяються три зони різновікової консолідації: Розтоцьку зону ранніх байкалід, Коханівську зону салаїрід і Рава-Руську зону каледонід.

Розтоцька зона байкалід являє собою структурний елемент Галиційської складчастої області та відповідає за фундаментом західній частині Львівського палеозойського прогину. Для неї характерне дуже глибоке залягання фундаменту, у зв’язку з чим його природа залишається дискусійною, і лише на основі непрямих побічних критеріїв вона трактується як байкальська. Будова фундаменту цієї зони вивчена дуже слабо, в основному тільки геофізичними методами. Тут виділяються декілька вузьких повздовжніх блоків, занурених на глибини 5−11 км. До складу нижньої частини платформного чохла Розтоцької зони, розкритою бурінням, входять теригенно-вулканогенні утворення венду (волинська серія), перекриті теригенними відкладами верхньовендського й кембрійського комплексів, потужністю до 1300 м. Теригенно-карбонатні формації нижнього й середнього палеозою (ордовик, силур, нижній девон) каледонського комплексу послідовно нарощують чохол цієї епібайкальської оторочки платформи, який досягає до 3000 м. Окрім утворень нижнього девону, тут розвинуті теригенно-карбонатні відклади середнього девону, переважно карбонатні породи верхнього девону та карбонатно-теригенні вугленосні осадки карбону (Львівсько-Волинська СФЗ), які утворюють герцинський комплекс потужністю, до 2,5 км.

Структура мезозойського платформного чохла

У будові мезозойського чохла платформи беруть участь юрські і крейдові відклади, що залягають із кутовою і стратиграфічною незгідністю на різновікових породах палеозою.

Ранньоальпійській стадії формування чохла південно-західної окраїни Східноєвропейської платформи та її молодого обрамлення відповідає велика мезозойська трансгресія (альб-пізня крейда) з утворенням Львівської крейдової западини.

Крейдовий комплекс, що складає западину, суцільним чохлом перекриває південно-західну окраїну древньої платформи, Розтоцьку, Рава-Руську й, частково, Коханівську зони її молодого обрамлення. В цьому комплексі виділяються три структурно-формаційні зони (СФЗ), Що просторово збігаються: Вербізька — з Рава-Руською СФЗ та частково з Передкарпатським прогином і Журавненська та Луквинська — з СЄП і ЗЄП. Львівська крейдова западина має асиметричну будову з порівняно вузьким (до 15 км) і крутим південно-західним крилом і пологим, моноклінально побудованим північно-східним. Лише поблизу осьової лінії западини, на фоні цієї монокліналі, з’являється Рава-Руська брахіантикліналь, яка продовжувала рости у крейді. Таким чином, по відношенню до шовних структур кімерійського циклу осьова зона крейдової западини виявилась зміщеною в межі Рава-Руської СФЗ, її палеозойської основи.

Східний борт западини розміщується в межах західної частини Львівського палеозойського прогину. Максимальні потужності крейдових відкладів у найбільш прогнутій частині структури досягають 1300 м та більше за межами держкордону з Польщею. Цілісність відкладів крейдової западини місцями дуже порушена інтенсивними тектонічними та ерозійно-денудаційними процесами в палеогені-ранньому міоцені. Вони призвели до утворення глибоких ерозійних врізів типу Ходорівської палеодолини, де мезозойські відклади значно розмиті, а також розломів і системи флексур.

У тектонічному плані південно-західна частина крейдової западини ускладнена дислокаціями накладеного на неї неогенового Передкарпатського прогину. Східна частина западини характеризується наявністю розривів малих амплітуд скидового типу. Ці розриви здебільшого розміщені над лінійними дислокаціями палеозойського поверху, в основному вздовж фронту Рава-Руської зони та над структурами Нестерівської підзони. Під впливом Передкарпатського прогину найбільш зануреним виявилось південно-західне крило. Сучасна вісь депресійної структури по підошві альб-верхньокрейдового комплексу збігається на північному заході з палеовіссю крейдової депресії і на південний схід під гострим кутом зміщується в бік Передкарпатського прогину.

Поверхня крейдової западини в палеоген-ранньоміоценовий час була глибоко еродована, у процесі чого утворився ерозійно-тектонічний схил у смузі її зчленування з Більче-Волицькою зоною вздовж Городоцько-Калуського розлому і була сформована система ерозійно-тектонічних палеодолин (Ходорівська та ін.).

Пізньоальпійський структурно-формаційний комплекс

Пізньоальпійська структурно-формаційна область південно-західної окраїни Східноєвропейської платформи та Західноєвропейської платформи у сучасному стані має вигляд пологого схилу, нахиленого у бік Передкарпатського прогину і розбитого на чотири блоки: північно-східний — Буський та південні - Ходорівський, Перемишлянсько-Рогатинський і Поморянський, в межах яких розвинуті крейдові й неогенові відклади, що виходять на денну поверхню. Тектонічна будова району тісно пов’язана з глибиною залягання та рельєфом похованої крейдової поверхні.

Буський блок — східна структурна одиниця мезозойського структурно-формаційного комплексу платформ, складена породами мезозою (крейда) і, незначно, кайнозою. З північного заходу обмежена Крехівським насувом, на півдні - Ямпільським розломом та схилом Поділля. Абсолютні відмітки поверхні коливаються, в основному, в межах 210−250 м і лише на крайньому сході в районі с. Бужани піднімаються до 290 м. Характерною ознакою південної частини площі є розвиток широких (3−4 км) плоских долин широтного напрямку, врізаних в крейдові утворення, та гряд, складених крейдовими та четвертинними відкладами, що дало південній частині району назву Грядове Побужжя. Походження долин і гряд нерідко пов’язують з більш древніми розломами, але це не знайшло підтвердження в зображенні тектоніки району, за виключенням зони Ямпільського розлому, який можливо обумовив напрямок цих долин і гряд.

Ходорівський блок розташований у південній частині аркуша М₃₅_ХІХ, з півночі обмежений флексурою «Крупсько», із заходу — зоною Рава-Руського насуву, зі сходу межує по Крехівському насуву. За морфологією являє горстоподібний схил, що полого занурюється на південний захід у бік Передкарпатського прогину. Це розчленована, прорізана великою кількістю ярів і балок поверхня с абсолютними відмітками від 250 до 340 м. Блок складений породами крейди та неогену, де абсолютні відмітки поверхні крейди коливаються в межах 260−280 м. В центральній частині блоку в утвореннях мезозою і кайнозою знаходяться верхів'я Ходорівської палеодолини.

Перемишлянсько-Рогатинський і Поморянський блоки. Ці, дуже схожі одна на одну, платоподібні, горстового типу структури, складені малопотужними відкладами бадену й карпату, що залягають горизонтально на нерівній різновіковій крейдовій поверхні, ускладненій чередою піднять та западин. Обидва блоки характеризуються високими абсолютними відмітками поверхні верхньої крейди, які сягають 340−350 м. Для Перемишлянсько-Рогатинського блоку характерні підвищені потужності опільської світи, більша площа розвитку крейдових відкладів і більш інтенсивна розломна тектоніка. Поморянський блок відрізняється від першого глибокими врізами в крейдові породи до рівня нижньодубовецької підсвіти, більшою площею розвитку й повнотою розрізу тернопільських верств верхнього бадену.

Структурна зона платформних піднять складає південно-західну частину аркуша М₃₄_ХУІІІ (Рава-Руська) та південно-західну частину аркуша М₃₅_ХІХ (Львів), що простягається широкою (до 30 км) смугою з північного заходу на південний схід і в сучасному вигляді являє собою пологий схил у бік Передкарпатського прогину, розбитий скидами на ряд блоків — ступенів, в межах яких встановлені підняття, западини й флексуроподібні перегини. На дочетвертинну поверхню виходять різновікові відклади верхньої крейди, палеогену, карпату, бадену, сармату.

Розтоцький блок розташований у крайній північно-західній частині Львівсько — Равського Розточчя (аркуш М₃₄_ХУІІІ). Це крупна платоподібна структура, складена породами еоцену, карпату й бадену, що залягає майже горизонтально на розмитій крейдовій поверхні, ускладненій розломами, підняттями та западинами. Розтоцький блок характеризується малопотужними розрізами еоцену й карпату, що обрамляють у вигляді тонких смуг височини Розточчя, широкими полями виходів опільської світи, переважно піщаного складу, тираської світи та підвищеними відмітками поверхні верхньої крейди, які досягають 310−330 м. Північно-східною межею структури є ерозійно-тектонічний уступ (висотою до 100 м), який круто обривається у бік Малого Полісся.

Львівський блок розташований у крайній західній частині аркуша М₃₅_ХІХ і займає найбільш піднесену частину Львівського плато та Опілля. За морфологією являє типову горстоподібну структуру, складену породами бадену (потужністю до 100−110 м), які залягають горизонтально на еродованій поверхні верхньої крейди (львівська світа). Структура з північного сходу та південного заходу обмежена розломами північно-західного простягання. У південному напрямку вона переходить у монокліналь у вигляді широкої смуги пологопадаючих (4−16?) на південь нижньобаденських відкладів, які добре простежуються у відслоненнях між сс. Радів, Єгільське, Крупське, смт Роздол. З півдня монокліналь обмежується крупною, відомою у літературі флексурою «Крупсько», яка простягається в субширотному й східно-північно-східному напрямках від с. Розвалів до с. Репехів. Нахил змикаючого крила флексури складає 10−15°, висота 60−80 м, протяжність більше 25 км.

Список літератури

1) Пояснювальна записка до геологічної карти основних структурних поверхів Української та Молдавської ССР масштабу 1: 1 000 000 — Київ 1989

2) Додаткова література з матеріалів наданих Державним науково-виробничим підприємством «Державний інформаційний геологічний фонд України»