Українські Карпати складають приблизно чверть Карпатської дуги. Перед появою Карпатської гірської дуги на поверхні планети був тривалий період, протягом якого море в цьому місці змінилось сушею.
Мелово-палеогенова флішева геосінкліналь, де зародились сучасні Карпати, не було суцільним водневим простором, її розділяли продольні гряди суші (так звані кордильєри) — виступи древніх порід фундаменту флішу. Явні сліди розливу фундаменту — виступи конгломератів, які містять неокатані уламки кристалічних сланців та кварцю, до гравелітів з галькою метаморфічних порід часто зустрічаються серед шарів типового двохкомпонентного фліша (ритмічно чергующихся пісковиків та сланців), що складають флішеву зону Карпат.
Західні та східні Карпати
продольна міграція тектонічних процесів в напрямку північний захід — південний схід. Про активний ріст гір свідчать потужні конгломерати передгір"їв Карпат
Українські Карпати складають частину провінції Карпатських гір та подані трьома геоморфологічними областями: власно Українськими Карпатами, Передкарпатською височиною та Закарпатською низиною.
Українські Карпати — середньовисотні гори, що тягнуться з північного заходу на південний схід смугою, довжиною більше 270 км і шириною 100 — 110 км. Середня висота їх 1000 м, максимальна — 2061 м (г, Говерла).
Межі Українських Карпат визначаються державним кордоном України з Польщею, Чехією, Угорщиною, Румунією. Північно-східний кордон вздовж лінії міст Судова вишня — Комарне — Миколаїв — Жидачів — Івано-Франковськ -Коломия — Черновці. До складу Українських Карпат входять Передкарпатська височина, гірські Карпати та Закарпатська низина.
Вздовж північно-східного краю Українських Карпат знаходиться Передкарпатська підвищена рівнина, що відповідає Передкарпатському прогибу. Середня висота в межах Передкарпатської височини — біля 350 м.
В межах гірських Карпат виділяється ряд орографічних зон. У складі зовнішньої смуги Українських Карпат виділяють Бескиди, Горгани та Покутсько-Буковинські Карпати. Середньовисокі хребти Горган мають гострі гребні, круті схили з кам«яними осипами, які розділені глибокими долинами. Бескидам та Покутсько-Буковинським Карпатам притаманні м»які контури їх поверхні та куполоподібні вершини. Від Передкарпаття Зовнішні Карпати відокремлені уступом з відносними висотами 200 — 400 м.
В Центральній смузі Українських Карпат протягнулися Водороздільні-Верховинські Карпати. Висоти не перевищують 800 — 1200 м. Понижені місця хребта є зручними перевалами (Ужокський — 889 м, Верецький — 839 м, Воловецький 1014 м). На сході Водороздільно-Верховинських Карпат розташовані Ясинське та Ворохтянське міжгірські зниження, а також Верховинсько-Путильське низькогір"є. Ширина Водороздільно-Верховинських Карпат змінюється від 30 км на північному заході до 10 км на південному сході. Тут проходить головний водорозділ карпатських річок.
Далі до південного заходу підіймається осьова, найбільш висока частина Українських Карпат — Полонинсько-Чорногірські Карпати. Вони витягнуті в загальнокарпатському напрямку на 210 км з середньою шириною 20 — 25 км. Ця частина Карпат включає Полонинський хребет, гірські масиви Свидовець, Чорногора, Гриняви та Буковинську Полонину. Орографічною віссю є Полонинський хребет, який поперековими долинами річок поділен на окремі масиви (Полонина Руна, Полонина Боржавська, Полонина Красна).
Найвища частина Українських Карпат — Чорногора — розташована між Чорною та Білою Тисою, верхов"єм Прута і Чорним Черемошем. Тут знаходиться найвища її вершина — гора Говерла (2061 м). Верхня частина Чорногірського масиву представляє собою велике плоскогір"є полонин, над яким возвишаються конусообразні вершини: Петрос — 2022 м, Ребра — 2001 м.
Далі до південного сходу, між Чорним та Білим Черемошем, розташовані Гринявські гори з осевим хребтом Пневе. Поміж річками Білим Черемошем, Путилой і Сучавой простирається Буковинська Полонина.
На півдні Українських Карпат розташован Раховський масив і Чівчинські гори. Ця частина гір характеризується крутими схилами, гострими гребнями гір і значною глибиною розтину.
Вздовж південно-західного схилу Полонинського хребта виділяється вузька зона Березно-Липшанської поздовжньої міжгірської долини. Абсолютні висоти знижуються тут до 400 м.На південному сході від річки Рікі низькогір"є переходить у Верхнетисенську (Хустську або Солотвинську) горбисту рівнину з висотами 500 — 600 м.
До південного заходу від низькогір«я паралельно йому підіймається Вулканічний (Вігорлат-Гутинський) хребет. Він витягнут від річки Уж до річки Ріка. Долини річок Уж, Латориця, Боржава, Тиса прорізують Вулканічний хребет і поділяють його на окремі масиви. Між річками Боржава і Ріка Вулканічний хребет різко змінює свій північно-західний напрям на мерідіональний (хр. Тупий або Великий Шолляс) та біля м.Хуст переходить на лівий берег Тиси. Це вже Гутинські гори, розташовані на теритторії Румунії. Вулканічні Карпати мають гострі форми, скелясті схили, іноді зплощені вершини.
З південно-західного до зовнішнього краю Вулканічного хребта примикає Закарпатська низина, яка єчастиною великої Середньо-Дунайської рівнини. Поверхня її має невеликий нахил у південно-західному напрямку, абсолютні висоти зменшуються від передгір»я (116 — 120 м) до р. Тиси (105 м). Низину перетинають праві притоки Тиси: Латориця, Серне, Боржава з Іршавою та інші.
МОРФОСТРУКТУРА.
Сучасна морфоструктура Українських Карпат сформувалася в основномув неоген-антропогенний час, але вона включає також морфоструктури, які успадкували поздовжні та поперечні елементи давнього (мелового) структурного плану. Усі морфоструктури, крім вулканогенних, виникли внаслідок інтенсивного смятия порід і розвитку надвигів та горстів.
Розривна тектоніка Українських Карпат дуже складна. В морфоструктурі гір відобразились великі глибинні поздовжні та поперечні розломи. Серед глибинних поздовжніх регіональних розривів виключно важливе значення мають надвиги. Найбільш великим поздовжнім глибинним розломом є — Закарпатський. Розлом йде приблизно вздовж лінії зтику флішевих порід Полонинських Карпат та вулканічних утворень Вулканічного хребта. З Закарпатським глибинним розломом пов«язується походження своєрідної зони карпатських утесів (кліппенів). До зони глибинного розлому відноситься також міжгірська Березно-Липшанська (Тур»їнська) поздовжня долина, а в південно-східній частині — зони верховій Чорного Черемоша. З Закарпатським і частково Береговським розломами пов«язують осередки неогенового вулканізму Вігорлат-Гутинської гряди.
До глибинних поздовжніх розломів також належать:
Серединокарпатський (Центральнокарпатський), вздовж якого відмічається крутий північно-східний схил Полонинського хребта, Ссвидовця, Чорногори і Гринявських гір;
Зовнішньокарпатський розлом, з яким пов»язують формування протяжнихморфоструктур скибової зони;
Передкарпатський розлом, що замаскирований надвигом між внутрішньою та зовнішньою зонами прогибу;
краєвий розлом Руської платформи — зовнішня межа Передкарпатського передового прогибу.
Поперекові розломи мають північно-східну орієнтацію і перетинають майже під прямим кутом північно-західне поширення карпатських складчатих структур. З поперековими розломами пов«язані субмерідіональні відрізки річкових долин Латориці, Боржави, Тереблі, Чорної Тиси і інш.
Система поздовжніх і поперекових розломів сприяла виникненню глибокої ступінчатої структури фундаменту Карпат.
Карпатській гірській споруді, створеній інтенсивними складчато-надвиговими та сводово-блоковими найновішими рухами, притаманна поздовжня зональність рельєфу, що відбивається в зональному розміщенні морфоструктур: хребтів-лусок, складчато-глибових хребтів і горстових масивів. Гірська споруда обрамлена передгірними прогибами: Передкарпатським вздовж північно-східного схилу і Закарпатським — вздовж південно-західного.
Передкарпатська височина— обернена морфоструктура, що займає простір між південно-західною окраїною Руської платформи і гірським поясом Карпат і відокремлюється від них рядом виражених в рельєфі регіональних глибинних розломів північно-західного розповсюдження. В геоструктурному відношенні Передкарпатській височині відповідає Передкарпатський передгірний прогиб, який сформувався як самостійна морфоструктура в міоцені. Порівняно широкий на північному заході (до 50 — 60 км) прогиб поступово звужується в південно-східному напрямку до 25 — 30 км. В прогибі виділяються дві зони: внутрішня геосінклінальна і зовнішня приплатформенна. Внутрішня прикарпатська частина прогиба напротязі неогена заповнювалася продуктами руйнування безупинно воздимавшейсяКарпатської гірської країни, а в зовнішній приплатформенній частині накопичувався уламковий матеріал, що зносився з Українського щиту. Зовнішня і внутрішня зони поділені регіональним надвигом, що виник вздовж лінії разлома.
Зовнішня зона, починаючи з середнього міоцена, втягується в прогибання і заповнюється верхнєміоценовими відкладеннями. В її межах розвинуті численні куполоподібні складки, з якими пов'язані газові родовища (Дашава, Олар, і ін.). В рельєфі складкам відповідають ізольовані височини.
Внутрішня зона прогиба, що відділена від зовнішньої зони Садковичсько-Садзавським поздовжнім розломом, почала формуватися водночас з підняттям Карпат і тому має риси геосінклінальної структури.
Передкарпатська піднесенарівнина інтенсивно розділена правими притоками р. Дністер, зв’язаними найчастіше з зонами поперечних тектонічних порушень. Тому для рівнини характерно чергування піднесених міжріч з широкими терасовими долинами, які розділяють їх.
В місцях поперечних піднесень відзначається зменшення потужності порід, збільшується кількість грубого уламкового матеріалу, відзначається формування брахіантиклінальних складок. На дільницях занурення структурних елементів Передкарпатського прогибу відмічається збільшення потужності опадів.
В межахКарпатського складчатого гірського спорудженнявиділяється ряд структурно-фацальних зон: Скибова, Кросненська, Дуклянська, Магурська, Чорногорська, Свидовецька, Буркутська, Рахівська, Мармарошська, Пенінська. В геологічній побудові зон беруть участь шари мелового і палеогенового фліша, а в Чівчинських горах і Рахівському масиві (Мармарошська і Рахівська зони) з-під фліша виступають кристалічні сланці і мармури протерозоя. Фліш представлено перешаруванням пісчаників, аргіллитів, алевролитів, що грають неоднакову роль в побудові різноманітних структурно-фаціальных елементів. До складу нижньомелового фліша входять конгломерати, вапняки і мергелі.
Зовнішня смуга Українських Карпат представлена лускато-моноклінальними середньогір»ями і низькогір«ями та відповідає, як правило, Скибковій зоні. Ширина зони біля 40 км. В її складі виділяють Бескиди, Горгани і Покутсько-Буковинські Карпати. Кордон з Передкарпатським прогибом тектонічний і карпатські флішеві породи у вигляді луски насунуті на внутрішню зону прогиба. Складені складки верхньомеловими і палеогеновими піщано-глинястими флішевими відложеннями. Для морфоструктури Зовнішніх Карпат характерний розвиток довгих і вузьких лускоподібних надвигів, так званих скиб, що насунуті друг на друга з амплітудою до 13-15 км. В Бескидах і Горганах налічується6-7паралельних друг другу скиб, в Буковинських Карпатах їхня кількість збільшується до 8-9. Тут скиби стають вужче і відстань між ними зменшується. Виділені такі основні скиби (з північного сходу на південний захід): Береговська, Оровська, Сколевська, Парашковська, Зелемянковська, Ружанковська.--PAGE_BREAK--
Лускоподібна структура зумовила моноклінальні умови залегання пісчаників і глинястих шарів верхньомелового і палеогенового фліша. Процеси эрозії сприяли виникненню ассиметричних (моноклінальних) хребтів з крутими північно-східними і пологими південно-західними спадами. Гребні хребтів утворені щільними пісчаниками верхньомелового і палеоценового віку, поздовжні долины віднесені до смуг більш м'яких порід еоцена і олігоцена.
В поздовжній побудові Зовнішньої антиклінальної зони Карпат відзначається зміна тектонічної структури і літології гірських порід. Так, в північно-західній частині Зовнішніх Карпат спостерігаються дуже стиснуті луски-надвиги вієроподібної будови. Їм в рельєфі відповідають сім-вісім морфоструктур загальнокарпатського поширення. Це низькогірні (800-1000 м) складчато-надвигові хребти Верхнедністровських Бескид. В основі хребтів залегають відрепарировані эрозієй і виведені на поверхню стійкі породи верхнемелового і палеогенового фліша. Сінклінальні частини складок складаються з менш щільних порід олігоцена і еоцена.
Сколевським Бескидам властиві чудово виражені лускоподібні прямолінійні структури і прояв структурно-літологічної зональності. Ці чинники зумовили виникнення средньовисотних (1100 — 1300 м) моноклінальних хребтів.
В межах Скибових Горган (Зовнішніх Горган) від р. Мізунки* до р. Пруту гірські хребти набувають звивистого обрису (складені неоднорідними по щільності породами різноманітних зон фліша). Середньовисотні хребти Горган мають гострі гребні, круті спади з кам'яними осипами, розчленовані глибокими долинами.:
Загальнокарпатська північно-західна орієнтировка морфоструктурних елементів прослідковується в північній низькогірній частині Покутсько-Буковинських Карпат і в південно-східній частині Зовнішніх Карпат. Морфологічно і гіпсометрично Покутсько-Буковинські Карпати складаютьєдине ціле з Зовнішніми Карпатами, хоча в структурному відношенні є складовою частиною внутрішньої зони Передкарпатського прогиба. В рельєфі Покутсько-Буковинських Карпат виділяється ряд паралельних хребтів-антикліналей з препарованими денудацієй ядрами і крилами, складеними пісчаниками мелового і палеогенового віку.
Центральнокарпатська морфоструктура (Кросненська зона) витягнута неширокою смугою в загальнокарпатському напрямку і поділяє Зовнішню і Внутрішню морфоструктури. Це зона низькогор’їв і середньогорій Вододільно-Верховинських Карпат, складених потужним шаром пісчаників і аргіллітів олігоценового віку. Розповсюдження нестійких до процесів денудації гірських порід сприяло формуванню низькогірного (600-700 м) рельєфу.
В тектонічній будові зони переважають широкі сінкліналі і вузькі гребнєподібні антикліналі. Спостерігаються і надвиги, але вони не утворюють таких стислих лусок, як в Зовнішніх Карпатах. Головні антикліналі і сінкліналі Центральної карпатської зони ускладнені дрібною складчатістю. Найбільш зануреним частинам відповідають низькогір’я Стрийсько-Санської і Воловецько- Міжгірної котловин, Верховинського вододільного хребта, Ворохто-Путильського низькогір’я і Ясинської котловини. В середній частині морфоструктури (верхів’я річок Рікі, Тереблі, Тересви) по геологічним матеріалам встановлена дільниця піднятої складчатої основи. Тут розвинуті еоценові і палеоценові пісчаники, а в ядрах антиклінальних складок місцями оголюються пісчаники верхнемелового фліша. Значно припіднятаоснова зони обмежена поперечними розломами. Це зумовило виникнення масиву середньовисотних гір — Приводороздільних або Внутрішніх Горган (1600-1700 м). Структури представлені антиклінальними складками, з якими зв'язані головні морфоструктурні елементи — середньовисотні эрозійно-антиклінальні хребти і гірськімасиви.
Морфоструктура Внутрішніх Карпат — зона складчато-глибових і глибових гір, що утворюють орографічну вісь Карпат — Полонинсько-Чорногорські Карпати, де відокремлені гірські масиви, що перевищують головний вододіл, мають горстовое походження і відповідають Дуклянській, Чорногірській і іншим зонам. Південно-західна частина морфоструктури різко занурюється і зрізається розломами. Із ними позв'язане утворення Вулканічного хребта і зони між флішевими і Вулканічними Карпатами — Березно-Липшанського міжгір’я. Північна частина морфоструктури орографічно виражена Полонинським хребтом, масивами Свидовець і Чорногора. В геологічній будові приймають участь верхнемеловой і палеогеновий фліш (чорні сланці і кварцитоподібні пісчаники). Для зони характерні широкі складки, ускладнені дрібною складчатістю і надвигами.
Сучасний рельєф Внутрішніх Карпат відрізняється массивністю форм. Це залежить як від літологічного складу складових порід, так і від неглибоко розташованого кристалічного фундаменту зони, розбитого розломами на окремі блоки. Певно, ще в домезозойський час, а потім під час формування гірського рельєфу Карпат фундамент випробовував здебільшого позитивні глибові рухи. Тому тут розміщені найбільш високі гірські масиви Українських Карпат: Полонинський хребет, Чорногори, Гринявські і Шепитські гори.
Ядро Внутрішніх Карпат представлено сводово-глибовим середньогір’єм і високогір’єм остаточного Рахівського масиву і Чівчинських гір, що належить до Мармарошської і Рахівської зони. Вони складені кристалічними і метаморфічними породами докембрія і нижнього палеозоя (кристалічні сланці, гнейси, кристалічні вапняки, амфіболіти, граніти). Кристалічні породи нижнього структурного поверху Рахівського масиву і Чівчинських гір перекриті осадочними відкладеннями тріаса і юри, меловим і палеогеновим флішем. В процесі тривалих висхідних рухів осадочний чохол (особливо нижнємезозойські відкладення — тріас і юра) майже повністю знищений процесами денудації і зберігся у вигляді ерозійних останців на поверхні Рахівського масиву.
Вздовж кордону з Магурською зоною витягнута Утесова зона — зона екзотичних скель (кліпенів). Вона має ширину від 2 до 20 км і проходить двома смугами між р. Тересвой і р. Латорицей. Виділяють Північну утесову зону і Південну. Північна зона утесів простягнулася від Рахівського масиву в північно-західному напрямку приблизно до р. Боржави вздовж лінії тектонічного контакту Мармарошського надвигу. Утеси (кліпени) утворюють смугу з окремих ізольованих екзотичних скелястих острівців розміром від декількох десятків до сотень метрів. Різкість їхніх форм порушує спокійний рельєф Внутрішніх Карпат. Складені скелі карбонатними і кремнистими породами юрського і тріасового віку, рідше кристалічними породами. Це тектонічні відторженці, вдавлені по лінії Мармарошського надвигу в товщину мелового фліша (пісчаники і аргіліти).
Південна зона утесів добре виявлена біля сіл Кричеве, Довге, Свалява. Ізольовані екзотичні острівці щільних юрських вапняків мають різні розміри, підіймаючись над поверхнею схилів на 16 — 20 м. Зона розломів є тектоничним кордоном, що відокремлює Внутрішні Карпати від Закарпатського передгірного прогибу.
Закарпатська низменна рівнинаобмежена на півночі гірською системою Карпат і Угорською низиною на півдні. В межах низини виділяються такі морфоструктури: Вигорлат-Гутинське вулканічне пасмо, Солотвинська (Верхнетисенська) і Чоп-Мукачівська западини.
Морфоструктура Вигорлат-Гутинського вулканічного пасма (Вулканічні Карпати) за походженням тісно пов'язана з тектонічними рухами протилежного знаку, що виникли на кордоні олігоцена і міоцена на стику складчато-глибової побудови Внутрішніх Карпат і Угорського серединного масиву. Рухи позитивного знаку по лінії Закарпатського розлому сприяли піднесенню північної частини Внутрішніх Карпат (Полонинський хребет, Рахівський кристалічний масив, Чорногора); рухи негативного знаку призвели до опускання південної частини, на місці якої і сформувався Закарпатський передгірний прогиб. Паралельно розлому йде система глибоких викидів, що досягнув магматичних очагів, сприяли проявувулканічної діяльності. З продуктів різноманітних вулканічних викидів в неогені і сформувався Вигорлат-Гутинский хребет — найбільша гірська споруда вулканічної зони.
Складена Вигорлат-Гутинська морфоструктура здебільшого андезитами, андезито-базальтами і базальтами, а також їх туфами. Під час вулканічної діяльності переважав тріщинний вилив лави. Водночас відбувався викид матеріалу і крізь вулканічні апарати центрального типу. Первинні поверхні вулканічної акумуляції в межах Вигорлат-Гутинського хребта збереглися достатньо добре. Це плоскі поверхні лавових плато, великі і дрібні масиви потухших вулканів. З таких вулканів на південному схилі вулканічного хребта добре збереглися в рельєфі гори Синяк, Бужора, Борилів Діл. Вони мають правильну конічну форму і однорідну геологічну побудову, слабко розчленовані. На південний-захід від Вигорлат-Гутинського хребта розташована Закарпатська аллювіальна рівнина з висотами 100 — 120 м. Вона відповідає значній частині Закарпатського внутрішнього прогибу.
В межах Закарпатського внутрішнього прогиба важлива роль в формуванні окремих морфоструктур належить поперечним розломам. Найбільш великий з них Боржавський сприяв формуванню меридіональної частини хр. Тупого і вплинув на самостійний розвиток Солотвинської (Верхнетисенської) і Чоп-Мукачівської западин. В рельєфі їм відповідають Верхнетисенське низькогір’є і Чоп-Мукачівська низина.
В межах Солотвинської (Верхнетисенської) западини тривкі зниження почали виявлятися вже в олігоцені і досягли максимума в міоцені. В результаті прогибання в западині сформувався потужний (до 2000 м і більше) шар морських і лагунних середньоміоценових соленосних відкладень, зібраних в широкі положисті антиклінальні і синклінальні брахіскладки північно-західного простирання. Брахіантикліналі місцями ускладнені соляною тектонікою. Розповсюджен соляний карст, діапіри, відзначені деформації продольного профіля і зміна висот терас Тиси в районі г. Солотвино. Тривкі зниження западини на кордоні міоцена і пліоцена змінилися підняттям. В результаті цього рельєф почав піддаватися інтенсивним ерозійним процесам. Солотвинське (Верхнетисенське) низькогір’є з усіх боків оточено гірськими спорудами: Полонинським хребтом, Рахівським масивом, хребтами Тупим, Оаш, Гутий.
Чоп-Мукачівська западина почала прогибатися в пізньому міоцені — пліоцені і зниження продовжувались в антропогені. В голоцені зниження змінилися підняттям. Загальна потужність опадів досягає 2000 м. Для Чоп-Мукачівської западини характерний розвиток блокової тектоніки, що призвів до формування добре виявлених в рельєфі горст-антиклінальних морфоструктур.
Основна, західна частина Чоп-Мукачівської западини — рівнинна поверхня. На фоні одноманітної рівнини підноситься Берегівске вулканічне холмогір’є, що відповідає піднятому Берегівському блоку фундамента. Вулканічні виверження були віднесені до лінії викидів Берегівського підняття і відбувалися в середньому і пізньому міоцені. Холмогір’є складене в основному ліпаритами.
Карпатське гірське спорудження має складну і тривалу історію свого розвитку. Прийнято вважати, що сучасні морфоструктури Українських Карпат оформилися під час альпійського орогенезу, в кінці олігоцена — початку міоцена. До цього часу звичайно відноситься виникнення перших гірських споруд Карпатської дуги на місці глибокого геосінклінального басейну. Однак слід пам'ятати, що альпійська геосінкліналь сформувалася на території, що вже випробувала рифейський, каледонський і герцинський орогенічні цикли і де вже раніше існували гірські системи, пов'язані з ними. Карпатська складчата система почала формуватися в кінці юрського періоду на місці зруйнованого денудацією герцинського складчатого спорудження. До кінця олігоценової епохи в її межах існував геосінклінальний режим осадконакопичування, що сприяв формуванню потужних флішевых відкладень. В кінці олігоцена — початку міоцена інтенсивні тектонічні рухи позитивного знаку сприяли підняттю території вище рівня моря і утворенню суши. До цього часу вже намітився розподіл на основні морфоструктурні зони: Внутрішню, а після цього Зовнішню і Центральну. В Центральній зоні олігоценовий морський басейн продовжував існувати, а у Внутрішній і Зовнішній зонах вже була суша. Периферічні дільниці (Закарпатський прогиб і Внутрішня зона Передкарпатського прогиба) почали в цей же час прогибатися і заповнюватися продуктами разрушения гір, що підносяться — молассами. Далі відмінності в прямуванні тектонічних рухів збільшилися і ускладнилися надвиговими явищами. В післясарматський час відбулася заключна стадія складчатості (піздньонеогенова), що виявилася головним чином в Скибовій зоні і во внутрішній зоні Передкарпатського прогибу, де утворилися складки і надвиги амплітудою до 15 км і більше. Надвигові рухи на південній окраїні Карпатських гір були незначні і направлені в бік Закарпатського прогиба. Тут основна роль в формуванні морфоструктури належить разривній тектоніці — зниженням по розломам, що супроводжувалися вулканічною діяльністю. Продукти вулканічних викидів перешарувались з морськими відкладеннями мілководій. Починаючи з середнього сармата море в Закарпатському прогибі почало міліти. В утворених лагунах і остаткових озерах накопичувалися солоновато-водні і прісноводні відкладення (пізній міоцен — пізній пліоцен). В Передкарпатському прогибі континентальні умови настають раніше. Море покидає цю територію в середньому сарматі. В антропогені Передкарпатський прогиб втягується в спільні з Карпатами підняття і разом з ними перетворюється в область знесення — обернуту морфоструктуру. Амплітури цих піднятій досягають 120-160 м.
МОРФОСКУЛЬПТУРА
Елементи морфоскульптури Українських Карпат почали формуватися після епохи складчатості і загального підняття гір, що настало в кінці олігоцена — початку міоцена. В зв'язку з преривистими підняттями, що чергувалися з періодами відносного тектонічного спокою, рельєф Карпат придбав ярусну побудову — виникли різновічні поверхні денудаційного походження, поділені виступами. Більшість дослідників виділяють в Українських Карпатах три (деякі автори — чотири) поверхні денудаційноговирівнювання. продолжение
--PAGE_BREAK--
Припускається, що зароджування річкової мережі Карпат відноситься до кінця олігоцена — початку міоцена. В першу чергу формувалися поздовжні річкові долини, закладення яких було зумовлене направленням основних структурних елементів і літологічним складом порід. Підняття гір сприяло закладенню поперечних долин. На початку формування Карпатських гір хребти ненабагато перевищували прилеглі території. За умов спокійного тектонічного режиму процеси денудації поступово вирівнювали і знижували вершини і гребні гір. Відбувалося формування першої поверхні вирівнювання, що закінчилося, мабуть, вже в ранньому міоцені. Залишки цієї поверхні вирівнювання, що отримала назву полонинської, збереглися в високогірній частині Українських Карпат на висоті від 1300-1400 м на північному-заході до 1950 м на південному сході. Плоскі вершинні поверхні покриті гірськими луками і називаються полонинами.
Українські Карпати в смузі фліша сильно розчленовані, але численні рівні поверхні на їхніх вершинах, що збереглися, дозволяють виділити більш низьку, другу денудаційну поверхню з відносною висотою 500-650 м. Її висота над рівнем моря збільшується з північного заходу на південний схід. Вік цієї поверхні вирівнювання А. І. Спиридонов визначає як пізній міоцен-пліоценовий. Поверхня зрізає товщі флішевих порід і міоценові відкладення (аж до середньосарматських), а її зовнішній край перекрит вулканогенними утвореннями Вигорлат-Гутинського пасма. Отже, вік поверхні вирівнювання може бути визначений як довулканічний.
Сама низька, третя денудаційна поверхня вирівнювання виражена дуже виразно. Абсолютна висота поверхні коливається в межах від 400 до 950 м. Вона підвищується до сучасного вододілу, а відносна висота досить постійна — від 150 до 200 м. Поступ в бік річкових долин і гірське обрамлення з тыльної сторони придають цієй поверхні вигляд сходинки (педимента). Поверхня виражена в місцях розповсюдження фліша і розчленовує утворення Вигорлат-Гутинського хребта. Ці факти дозволяють визначити вік третьої поверхні вирівнювання післявулканічним — пізньопліоценовим-ранньоантропогеновим.
Існують і інші думки відносно кількості і віку поверхонь вирівнювання (П. Н. Цись, В. Г. Бондарчук, І. Д. Гофштейн і ін.). Думки різних дослідників про кількість і вік поверхонь, а також про механізм їхнього утворення значно розходяться. В Передкарпатській піднесеній рівнині І. Д. Гофштейн виділяє поверхні вирівнювання двох рівнів: більш висока відноситься до рівня Червоної (пізній пліоцен), більш низька — до рівня Лоєвої (ранній плейстоцен). Обидві поверхні є передгірними аллювіальними рівнинами з вырівненим корінним цоколем. Поверхня Лоєвої займає значну площу міжріччя. Поверхня Червоної представлена розрізненими останцями.
Морфоскульптура* Українських Карпат формувалася під впливом водно-ерозійних, денудаційних, гравітаційних, льодникових, карстових і інших, процесів, інтенсивність прояву яких залежить, від спрямування неотектонічних рухів і літологічної побудови гір.
Водио*-эрозионные і* водио-аккумулятивные форми.До Них відносяться*. Річкові долины, байраки, балки. Річкові долиныздебільшого гірського* типу, глибоко вріза і* розчленовують северо-східні і* юго-західні спади* гор. По* основним морфоструктурнымелементам розрізняють* продольныеі* поперечні річкові долины. Українські Карпати розчленовані широкими продольнымидолинами, залишками* яких є Вододільно-верховинська, Березно*-липшанская, Ясиня*-черемошская і* інші*. В* поєднанні з* поперечними долинамивони зумовили* характерне для Українських Карпат решетчатоеі* радиальноерасчленение. Сучасна річкова мережа* закладена в* ранньому плейстоцене. Первоначально* вододільна лінія в* Українських Карпатах минала* по* гребнюПолонинского* хребта. В* початку антропогенавона була перепиленаріками юго-західного спаду* Карпат. Перепиливание* полонинскоговододілу супроводжувалося місцевими перехватамив* верховьяхТисы*, Теребли* і* інших* рік. Лише Прут і* Черемош* перетинають* Вододільно-верховинську зону.
В* будівлі долингірських* рік северо-східного і* юго-західного спадів* (приток Дністру і* Тисы*) значних* відмінностей* немає*: число терас (7-8), їхні рівні, зміна висоти уступовна обидва спадах* Карпат в* основному співпадають, хоча* самыйвисокий террасовыйрівень юго-західного спаду* (200 м) перевищує* такий же* рівень протилежного* спаду* на 50 м(табл. 3).
3. Висоти і* вік річкових терас(по* І. Д. Гофштейну*, 1964)
Відмінності* в* кількості терас пояснюються опусканиямиЗакарпатського прогибав* плейстоценеі* відносно* слабкими* поднятиямив* його межах і* переважними поднятиямиПредкарпатского* прогиба. На Предкарпатской* піднесеній рівнині ріки мають положисті террасированныеспади*, а перша надпойменная(голоценовая) тераса кожної ріки займає* порівняно невелику площу*. В* межах Закарпатської низменностиголоценоваятераса утворить простору аллювиальнуюрівнину.
Новітні поднятияі* врезаниерік сприяли інтенсивному эрозионномурасчленениюгор системою поперечних і* продольныхдолин, а також балкамиі* байраками. Глибина расчлененияколеблетсявід 200 мв* предгорьедо 1000 мв* глибині гор при абсолютних висотах від 600 до 2000 м. Балки* і* байраки в* горах приуроченыдо місць залеганияэоценовыхі* олигоценовыхпород флища, в* предгорьяхвони зв'язані* з* миоценовымиі* плиоцен-антропогеновыми образованиями. Найбільшого розвитку байраки і* балкидосягли* в* Ясиньской* долине, Свалявському і* Иршавском* низкогорьях. В* цих місцях розвинуті складно розгалужена балочнаямережа* і* різноманітного* типу байраки. В* Иршавском* низкогорьерозвиток байраків настільки значно, що утвориться рельєф типу «бедленд».
Гравітаційні форми.Вони отримали* широке розповсюдження* і* уявлені* обвальными, осьшнцми, оползневыми. Формами рельєфу. Обвально*-осыпные форми приуроченыздебільшого до найбільш високої і* інтенсивно розчленованої эрозиейчастини Українських Карпат — Горганам*, Свидовцу*, Черногоре*, Полонинскому* хребту. На положистих дільницях* спадів* формуються рухомі* кам'яні* россыпи(курумы) і* кам'яні* ріки, характерні для Горган*. В* межах Полонинского* хребтапреобладаютдрібні форми осыпейобломочногоматеріалу, що формуються вздовж* підніжжя спадів* конусамидовжиною до 50 м. Великі осыпив* Черногоре* спускаються майже до тальвегамсучасних водних потоків*. Складені вони крупноглыбовымматеріалом. Дрібний щебеньмайже буде відстуній. Осыпные* форми невеликих розмірів прослеживаютсятакож в* глибоких У-образных річкових долинах, особливо в* районі Рахівських гор. Значно менш розвинуті осыпив* смузі вулканічних гор, де осыпныеспади* приуроченынайчастіше до структурних уступамна крутих внутрішніх спадах* кальдер. продолжение
--PAGE_BREAK--
Обвалы* зустрічаються значно режеі* спостерігаються в* долинахПруту, Быстрицы* Надворянской*, в* гірській* частині долиныТисы*.
В* місцях розвитку на поверхні глинястих сланців, легко що наражаються на выветриванию, спостерігаються процеси плоскостногосмыва, солифлюкцииі* оползания. Делювіально-солифлюкционные і* оползневыеспади* відзначаються* в* межах Центральної синклинальнойзони, де широко розвинута потужна толщаглинястих сланців олигоценовоговіку.
Оползневые* форми розвинуті на спадах* гірських* долинПредкарпатской* піднесеної рівнини (Покутье*, Серето*-прутское междуречье, спади* Покутско*-буковинських Карпат, Ломницко*-быстрицкое междуречье) і* в* Соло*-твинском, Ясиньском*, Иршавском* низкогорьях. Розвиток оползнейзумовлений* структурно-литологической зональностью. Їхнє виникнення визначається виходами на поверхню потужних толщолигоценовыхі* миоценовыхпіщано-глинястих пород, неглубокимзалеганиемпідземних вод, постійним подрезаниемспадів* сучасними водотоками. Часто сильно* що дислокувався мелкоритмичныйфлишз* преобладаниемглинястих сланців буває перекрытделювіальними отложениями, що також сприяє утворенню* оползневыхформ рельєфу.
В* районах розвитку оползнейосновні зусилля повинні бути направлені* на заходи по* перераспределениюстоку на спадах* і* по* залесению. Древнеоползневые* форми отримали* розповсюдження* в* Ясиньском* і* Ворохо*-путиловском низкогорьях. Ці спади* закрепленызарослямитравянистойрослинності і* мають мелкобугристуюповерхню. Місцями на них починають* розвиватися сучасні оползни. Але найчастіше сучасні оползнирозміщені в* верховьяхбалокз* постійним водотоком, а також в* нижній частині крутих спадів*. Оползневые* форми виникають* також в* зоні активних тектоническихподвижек.
На формування селейв* Карпатах великий вплив виявляють структурно-геологічні і* геоморфологічні умови. Найбільш селеактивнымиє флишевыеКарпати. Селевые* явища типу водо-кам'яних* і* грязе-кам'яних* потоків* почастішали в* Карпатах в* останні десятиріччя в* зв'язку* з* площаднымивырубкамилесов. Ссіли спостерігаються в* басейнах рік Косовки*, Шопурки*, Тересвы*, Пруту, Быстрицы* Надворнянской* і* в* верховьяхЧорної Тисы*. Відзначені* вони також в* басейнах Черемоша*, Серета*, Дністру, Пистынки*, Боржавы*, Рики*, Ужа*, в* предгорьяхВулканічного хребта.
Найчастіше ссіли виникають* під час річних* ливней. Вони руйнують дороги, мости, житлові* вдома* і* різноманітні* споруди, обломочныйматеріал заносить земельні угіддя навіть* на низьких терасах. Серед природних чинників*, сприятливих виникненню селевыхявищ, велике значення мають інтенсивна эрозионнаярасчлененностьбасейнів гірських* рік, наявність крутих спадів*, сприятливих підсиленню поверхнього стоку, слабка* денудационнаятривалість флишевыхтолщпри великій їхн тектоническойтрещиноватости, значна* потужність пухкого матеріалу на спадах* і* широке розповсюдження* територій, позбавлених рослинності. Кам'яні* осыпиі* россыпитакож є важливим джерелом живлення* селевыхпотоків*. Вирубування лесовна крутих спадах* і* знищення* зарослейможжевельникав* субальпийскойзоні викликало збільшення плоскостногосмыва, обвально-осьшных і* оползневыхформ рельєфу, що сприяють живленню* селеопасныхпотоків*. Сніжні лавинывідбуваються* в* районах Черногоры* і* Свидовца*. Вони виникають* в* результаті зриву зі спадів* хребтов«сніжних карнизов».
Широке розповсюдження* в* Карпатах отримали* ветровалыі* ветроломы, що сприяють рыхлению. Делювіального покрову, посилюють* плоскостнойзмивши, лінійну эрозиюі* селевыеявища. Найчастіше ветроломывідбуваються* в* верховьяхЧорної Тисы* і* Быстрицы* Надворнянской*, де низкогорныехребтыскладені олигоценовыммелкоритмичньмфлишем, перекрытымпухким увлажненнымделювієм. Бо на спадах* преобладаетгрубообломочныйматеріал, коренева система деревьевслабко* закреплена, що сприяє прояву* ветровалов.
Ледниковые* і* криогенныеформизустрічаються в* найбільш піднесених гірських*, масивах Внутрішніх Карпат: Черногоре*, Свидовце*, Рахівських горах, Полонинском* хребте. Краще всього* вони висловлені* на Свидовце*, де уявлені* карами, цирками, нивальныминишами, а також мощнимимореннымиі* водно-ледниковыми образованиями. Середня* висота гребневойлінії Свидовца* складає* 1735 мі* карі майже суцільною смугою окаймляютсхідні, северо-східні і* північні спади* хребта. Вони придають цієї частини хребтаальпійський вигляд*, ускладнюють і* урізноманітнюють* його рельєф. Спади* каровкруті, обрывистые, висота їхн 100 мі* більш*, ширина 100-150 м. Зустрічаються на Свидовце* і* нивальныениши. продолжение
--PAGE_BREAK--
На северо-східних спадах* Черногоры*, в* верховьяхПруту і* Чорного Черемоша*, збереглися двох'ярусні карі, де-не-де* троговыедолиныз* зруйнованими плечами. Тут карі мають ширину 150-300 м, реже500 мі* більш*. Спади* їхн круті, днища виконані моренойі* перекрытыпослеледниковымиконусамиосыпей. На дні деяких більш* дрібних каровзустрічаються поклади торфу.
Нижче карів на північно-східному схилі Чорногори розташовані улоговиноподібні розширення долин ерозійно-льодникового походження.
Акумулятивні льодникові утворення подані двома різновидами. На схилах розповсюджені вивітрені моренні утворення, які складаються з великої кількості мілкоуламочного щебенистого і суглинистого матеріала з включенням глиб різних розмірів. Інший різновид морен, майже не вивітрений, розташован безпосередньо на дні карів.
В трогових долинах і в гирлах карів спостерігаються морфологічно добре виявлені кінцеві, бокові, серединні та стадіальні морени. Вони мають вигляд валів різного напрямку і висоту 10 — 15 м (до 25 м). Морени складені великими глибами із слабоокатаних вапняків з невеликою домішкою дрібноуламочного матеріалу. В тиловій частині і поблизу бортів карів морени погребені молодими осипами. Останнє карпатське гірсько-долинне оледінінняможе бути зіставлено з валдайським материковим оледінінням. Більш стародавнє оледініннявідбувалося, мабуть, в середньоплейстоценовий час.
Карстові формирельєфу відомі в Карпатах і Закарпатському прогибі. В Карпатах карст розвинут в північній частині Утесової зони (зона кліпенів) та найбільш повно виявлен у міжріччі Великої і Малої Угольки, де розповсюджені вапняки та вапнякові брекчії юрського віку.На схилах вапнякових утесів південної зони експозиціїмісцями спостерігаються кариу вигляді жолобків, багато підземних лабірінтів, відкрито більше двадцяти печер. Найбільш відомі серед них такі печери: Загадка, система печер Білі Стіни, Дружба, Чур, Камінний Міст, Гребень.
Карст Закарпатського прогибу пов«язан з виходами на поверхню соленосних утворень середнього міоцена. Найбільш повно соляний карст вивчен в межах Солотвинської котловини, де описані форми поверхневого та покритого карста. На ділянках, де шари солі виведені на поверхню, розповсюджен відкритий карст. Він представлен соляними пірамідами, соляними столами, соляними грибами (висота від 1 — 2 до 4 — 6 м). В основі цих форм часто утворюються воронки, які з»єднуються між собою і утворюють вузькі карстові жолоба. Над виробленими камерами соляних шахт на поверхні виникають воронки глибиною 10 — 12 м і діаметром 20 — 30 м.