• Друкувати
• Запитати
• Надіслати другу
• Поділитись
  • Facebook
  • Twitter
• Підписатись на новини

Мелово-палеогенова флішова геосінкліналь, де зародились сучасні Карпати, не було суцільним водневим простором, її розділяли повздовжні гряди суші (так звані Кордильєри) - виступи древніх порід фундаменту флішу. Явні сліди розливу фундаменту - виступи конгломератів, які містять не окатані уламки кристалічних сланців та кварцу, до гравелітів з галькою метаморфічних порід часто зустрічаються серед шарів типового двохкомпонентного флішу (ритмічно чередующихся пісковиків та сланців), що складають флішову зону Карпат.

Українські Карпати складають частину провінції Карпатських гір та подані трьома геоморфологічними областями: власно Українськими Карпатами, Перед-карпатською 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-Франківськ - Коломия - Чернівці. До складу Українських Карпат входять Перед-карпатська височина, гірські Карпати та Закарпатська низина.

Вздовж північно-східного краю Українських Карпат знаходиться Перед-карпатська підвищена рівнина, що відповідає Перед-карпатському прогину. Середня висота в межах Перед-карпатської 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. Середньо-високі 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 Водороздільно-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'я. 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 загально-карпатському 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 поділений на окремі масиви (Полонина Руна, Полонина Боржавська, Полонина Красна).

Найвища частина Українських Карпат - Чорногора - розташована між Чорною та Білою Тисою, верхів'ям Прута і Чорним Черемошом. Тут знаходиться найвища її вершина - гора Говерла (2061 м). Верхня частина Чорногорського масиву представляє собою велике плоскогір'я полонин, над яким височать конусоподібні 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, Путилою і Сучавою простирається Буковинська Полонина.

На півдні Українських Карпат розташований Рахівський 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'я 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 витягнутий 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 меридіональний (хр. Тупий або Великий Шолляс) та біля м. Хуст переходить на лівий берег Тиси. Це вже Гутинські гори, розташовані на території Румунії. Вулканічні Карпати мають гострі форми, скелясті схили, іноді зплощені вершини.

З південно-західного до зовнішнього краю Вулканічного хребта примикає Закарпатська низина, яка є частиною 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 основному в 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 зминання 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 стику флішових 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 Черемошу. З Закарпатським і частково Береговським розломами пов'язують осередки неогенового вулканізму Вігорлат-Гутинської гряди.

До глибинних поздовжніх розломів також належать:

• Середньо-карпатський (Центрально-карпатський), вздовж якого відмічається крутий північно-східний схил Полонинського хребта, Ссвидовця, Чорногори і Гринявських гір;
• Зовнішньо-карпатський розлом, з яким пов'язують формування протяжних морфоструктур скибової зони;
• Перед-карпатський розлом, що замаскований надвигом між внутрішньою та зовнішньою зонами прогину;
• краєвий розлом Руської платформи - зовнішня межа Перед-карпатського передового прогину.

Поперекові розломи мають північно-східну орієнтацію і перетинають майже під прямим кутом північно-західне поширення карпатських складчастих структур. З поперековими розломами пов'язані субмеридіональні відрізки річкових долин Латориці, Боржави, Тереблі, Чорної Тиси і ін.

Система поздовжніх і поперекових розломів сприяла виникненню глибокої ступінчатої структури фундаменту Карпат. Карпатській гірській споруді, створеній інтенсивними складчасто-надвиговими та сводово-блоковими найновішими рухами, притаманна поздовжня зональність рельєфу, що відбивається в зональному розміщенні морфоструктур: хребтів-лусок, складчасто-глибових хребтів і горстових масивів. Гірська споруда обрамлена передгірними прогинами: Перед-карпатським вздовж північно-східного схилу і Закарпатським - вздовж південно-західного.

Перед-карпатська 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 Перед-карпатській височині відповідає Перед-карпатський передгірний прогин, який сформувався як самостійна морфоструктура в міоцені. Порівняно широкий на північному заході (до 50 - 60 км) прогин поступово звужується в південно-східному напрямку до 25 - 30 км. В прогині виділяються дві зони: внутрішня геосінклінальна і зовнішня приплатформенна.

Внутрішня прикарпатська частина прогину на протязі неогена заповнювалася продуктами руйнування безупинно піднімавшійся Карпатської гірської країни, а в зовнішній приплатформеній частині накопичувався уламковий матеріал, що зносився з Українського щиту. Зовнішня і внутрішня зони поділені регіональним надвигом, що виник вздовж лінії розлому.

Зовнішня зона, починаючи з середнього міоцену, втягується в прогинання і заповнюється верхнє-міоценовими 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 прогину, що відділена від зовнішньої зони Садковичсько-Садзавським поздовжнім розломом, почала формуватися водночас з підняттям Карпат і тому має риси геосінклінальної структури.

Перед-карпатська піднесена рівнина 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 Перед-карпатського прогину відмічається збільшення потужності опадів.

В межах Карпатського складчастого гірського спорудження виділяється ряд структурно-фацальних зон:

• Скибова,
• Кросненська,
• Дуклянська,
• Магурська,
• Чорногорська,
• Свидовецька,
• Буркутська,
• Рахівська,
• Мармарошська,
• Пенінська.

В геологічній побудові зон беруть участь шари мелового і палеогенового флішу, а в Чівчинських горах і Рахівському масиві (Мармарошська і Рахівська зони) з-під флішу виступають кристалічні сланці і мармури протерозою. Фліш представлено перешаруванням пісковиків, аргілитів, алевролитів, що грають неоднакову роль в побудові різноманітних структурно-фаціальних елементів. До складу нижньо-мелового флішу 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 Перед-карпатським прогином тектонічний і карпатські флішеві породи у вигляді луски насунуті на внутрішню зону прогину. Складені складки верхньо-меловими і палеогеновими піщано-глинястими флішовими відкладаннями.

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 налічується 6-7 паралельних 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):

• Берегівська,
• Оровська,
• Сколевська,
• Парашковська,
• Зелемянковська,
• Ружанковська.

Лускоподібна структура зумовила моноклінальні умови залягання пісковиків і глинястих шарів верхньо-мелового і палеогенового флішу. Процеси ерозії сприяли виникненню асиметричних (моноклінальних) хребтів з крутими північно-східними і пологими південно-західними спадами. Гребні хребтів утворені щільними пісковиками верхньо-мелового і палеоценового віку, поздовжні долини віднесені до смуг більш м'яких порід еоцену і олігоцену.

В повздовжній 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 вієро-подібної будови. Їм в рельєфі відповідають сім-вісім морфоструктур загально-карпатського поширення. Це низькогірні (800-1000 м) складчасто-надвигові хребти Верхне-дністровських Бескид. В основі хребтів залягають відрепаровані ерозією і виведені на поверхню стійкі породи верхньо-мелового і палеогенового флішу. Сінклінальні частини складок складаються з менш щільних порід олігоцену і еоцену.

Сколевським Бескидам властиві чудово виражені лускоподібні прямолінійні структури і прояв структурно-літологічної зональності. Ці чинники зумовили виникнення середньовисотних (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 флішу). Середньовисотні хребти Горган мають гострі гребні, круті спади з кам'яними осипами, розчленовані глибокими долинами.:

Загально-карпатська 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 складають єдине ціле з Зовнішніми Карпатами, хоча в структурному відношенні є складовою частиною внутрішньої зони Перед-карпатського прогину. В рельєфі Покутсько-Буковинських Карпат виділяється ряд паралельних хребтів-антикліналей з препарованими денудацією ядрами і крилами, складеними пісковиками мелового і палеогенового віку.

Центрально-карпатська морфоструктура (Кросненська зона) витягнута неширокою смугою в загально-карпатському напрямку і поділяє Зовнішню і Внутрішню морфоструктури. Це зона низькогір’їв і середньогорій Вододільно-Верховинських Карпат, складених потужним шаром пісковиків і аргілітів 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 гребне-подібні антикліналі. Спостерігаються і надвиги, але вони не утворюють таких стислих лусок, як в Зовнішніх Карпатах. Головні антикліналі і сінкліналі Центральної карпатської зони ускладнені дрібною складчастістю. 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 складчастої основи. Тут розвинуті еоценові і палеоценові пісковики, а в ядрах антиклінальних складок місцями оголюються пісковики верхне-мелового флішу. Значно при піднята основа 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 ерозійно-антиклінальні хребти і гірські масиви.

Морфоструктура Внутрішніх Карпат - зона складчасто-глибових і глибових гір, що утворюють орографічну вісь Карпат - Полонинсько-Чорногорські Карпати, де відокремлені гірські масиви, що перевищують головний вододіл, мають горстове походження і відповідають Дуклянській, Чорногірській і іншим зонам.

Південно-західна частина морфоструктури різко занурюється і зрізається розломами. Із ними пов'язане утворення Вулканічного хребта і зони між флішовими і Вулканічними Карпатами - Березно-Липшанського міжгір’я. Північна частина морфоструктури орографічне виражена Полонинським хребтом, масивами Свидовець і Чорногора. В геологічній будові приймають участь верхне-меловий і палеогеновий фліш (чорні сланці і кварцитоподібні пісковики). Для зони характерні широкі складки, ускладнені дрібною складчастістю і надвигами.

Сучасний рельєф Внутрішніх Карпат відрізняється масивністю 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’ям і високогір’ям остаточного Рахівського масиву і Чівчинських гір, що належить до Мармарошської і Рахівської зони. Вони складені кристалічними і метаморфічними породами докембрію і нижнього палеозою (кристалічні сланці, гнейси, кристалічні вапняки, амфіболіти, граніти). Кристалічні породи нижнього структурного поверху Рахівського масиву і Чівчинських гір перекриті осадочними відкладеннями тріасу 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 флішу (пісковики 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 тектонічним кордоном, що відокремлює Внутрішні Карпати від Закарпатського передгірного прогину.

Закарпатська низьменна рівнина обмежена 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 олігоцену і міоцену на стику складчасто-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 прогин.

Паралельно розлому йде система глибоких викидів, що досягнув магматичних очагів, сприяли прояву вулканічної 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 алювіальна рівнина з висотами 100 - 120 м. Вона відповідає значній частині Закарпатського внутрішнього прогину.

В межах Закарпатського внутрішнього прогину 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 (Верхне-тисенської) і Чоп-Мукачівської западин. В рельєфі їм відповідають Верхне-тисенське низькогір’я і Чоп-Мукачівська низина.

В межах Солотвинської (Верхне-тисенської) западини тривкі зниження почали виявлятися вже в олігоцені і досягли максимуму в міоцені. В результаті прогинання в западині сформувався потужний (до 2000 м і більше) шар морських і лагунних середньо-міоценових соленосних відкладень, зібраних в широкі положисті антиклінальні і синклінальні брахіскладки північно-західного простирання. Брахіантикліналі місцями ускладнені соляною тектонікою.

Розповсюджений соляний карст, діапіри, відзначені деформації повздовжнього профілю і зміна висот терас Тиси в районі г. Солотвино. Тривкі зниження западини на кордоні міоцену і пліоцену змінилися підняттям. В результаті цього рельєф почав піддаватися інтенсивним ерозійним процесам. Солотвинське (Верхньо-тисенське) низькогір’я з усіх боків оточено гірськими спорудами: Полонинським хребтом, Рахівським масивом, хребтами Тупим, Оаш, Гутий.

Чоп-Мукачівська западина почала прогинатися 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’я, що відповідає піднятому Берегівському блоку фундаменту. Вулканічні виверження були віднесені до лінії викидів Берегівського підняття і відбувалися в середньому і пізньому міоцені. Холмогір’я 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 олігоцену - початку міоцену. 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 складчаста система почала формуватися в кінці юрського періоду на місці зруйнованого денудацією герцинського складчастого спорудження. До кінця олігоценової епохи в її межах існував геосінклінальний режим осадконакопичування, що сприяв формуванню потужних флішових відкладень. В кінці олігоцену - початку міоцену 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. Периферичні дільниці (Закарпатський прогин і Внутрішня зона Перед-карпатського прогину) почали в цей же час прогинатися і заповнюватися продуктами розпаду гір, що підносяться - моласами.

Далі відмінності в прямуванні тектонічних рухів збільшилися і ускладнилися надвиговими явищами. В після-сарматський час відбулася заключна стадія складчастості (пізньо-неогенова), що виявилася головним чином в Скибовій зоні і у внутрішній зоні Перед-карпатського прогину, 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 прогину. Тут основна роль в формуванні морфоструктури належить розривній тектоніці - зниженням по розломам, що супроводжувалися вулканічною діяльністю.

Продукти вулканічних викидів перешарувались з морськими відкладеннями мілководій. Починаючи з середнього сармата море в Закарпатському прогині почало міліти. В утворених лагунах і остаткових озерах накопичувалися солонувато-водні і прісноводні відкладення (пізній міоцен - пізній пліоцен).

В Перед-карпатському прогині континентальні умови настають раніше. Море покидає цю територію в середньому сарматі. В антропогені Перед-карпатський прогин втягується в спільні з Карпатами підняття і разом з ними перетворюється в область знесення - обернуту морфоструктуру. Амплітуди цих піднятій досягають 120-160 м.

Морфоскульптура

Елементи морфоскульптури Українських Карпат почали формуватися після епохи складчастості і загального підняття гір, що настало в кінці олігоцену - початку міоцену. В зв'язку з переривистими підняттями, що чергувалися з періодами відносного тектонічного спокою, рельєф Карпат придбав ярусну побудову - виникли різно-вічні поверхні денудаційного походження, поділені виступами. Більшість дослідників виділяють в Українських Карпатах три (деякі автори - чотири) поверхні денудаційного вирівнювання.

Припускається, що зароджування річкової мережі Карпат відноситься до кінця олігоцену - початку міоцену. 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 флішу 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 флішових порід і міоценові відкладення (аж до середньо-сарматських), а її зовнішній край перекритий 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 тильної сторони придають цієй поверхні вигляд сходинки (педименту). Поверхня виражена в місцях розповсюдження флішу і розчленовує утворення Вигорлат-Гутинського хребта. Ці факти дозволяють визначити вік третьої поверхні вирівнювання після-вулканічним – 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 алювіальними рівнинами з вирівненим корінним цоколем. Поверхня Лоєвої займає значну площу міжріччя. Поверхня Червоної представлена розрізненими останцями.

Морфоскульптура Українських Карпат формувалася під впливом водно-ерозійних, денудаційних, гравітаційних, льодовикових, карстових і інших, процесів, інтенсивність прояву яких залежить, від спрямування неотектонічних рухів і літологічної побудови гір.

04.12.2011