Українські Карпати

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.

Мілове-палеогенових флішева геосінкліналь, де зародились сучасні Карпати, не було суцільним водневих простором, її розділяли продольні гряди суші (так звані кордільєрі) -- виступи древніх порід фундаменту флішу. Явні сліди розливу фундаменту - виступи конгломератів, які містять неокатані уламки кристалічних сланців та кварц, до гравелітів з галькою метаморфічних порід часто зустрічаються серед шарів типового Двохкомпонентний фліша (ритмічно чергую пісковиків та сланців), що складають флішеву зону Карпат.

Українські Карпати складають частину провінції Карпатських гір та подані трьома геоморфологічнімі областями: власно Українськими Карпатами, Передкарпатського височини та Закарпатською низині.

Українські Карпати -- середньовісотні 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 - Черновці. До складу Українських Карпат входять Передкарпатського височина, гірські Карпати та Закарпатська низина.

Вздовж північно-східного краю Українських Карпат знаходиться Передкарпатського підвищена рівнина, що відповідає Передкарпатського прогину. Середня висота в межах Передкарпатської височини - біля 350 м.

В межах гірських Карпат виділяється ряд орографічніх зон. У складі зовнішньої смуги Українських Карпат виділяють Бескиди, Горгани та Покутсько-Буковинські Карпати. Середньовісокі хребти Горган мають гострі гребні, круті схили з кам "яними Осипов, які розділені глибокими долинами. Бескидах та Покутсько-Буковинським Карпатам притаманні м "які контури їх поверхні та куполоподібні вершини. Від Передкарпаття Зовнішні Карпати відокремлені уступом з відносними висота 200 - 400 м.

В Центральній смузі Українських Карпат протягнулася Водороздільні-Верховинські Карпати. Висотою не перевищують 800 - 1200 м. понижені місця хребта є зручними перевалами (Ужокській - 889 м, Верецькому - 839 м, Воловецький 1014 м). На сході Водороздільно-Верховинський Карпат розташовані Ясинська та Ворохтянська міжгірські зниження, а також Верховинська-Путильська нізькогір "є. Ширина Водороздільно-Верховинський 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 осьового, найбільш висока частина Українських Карпат -- Полонинська-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, Гринява та Буковинську Полонину. Орографічною віссю є полонинський хребет, який поперекових долинами річок поділен на окремі масиви (Полонина Руна, Полонина Боржавська, Полонина Красна).

Найвища частина Українських Карпат - Чорногора - розташована між Чорною та Білою Тисою, верхів "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 возвішаються конусообразні вершини: Петрос - 2022 м, Ребра - 2001 м.

Далі до південного сходу, між Чорним та Білим Черемошем, розташовані Грінявські гори з осьовим хребтом Пневи. Поміж річками Білим Черемошем, Путилі і Сучавою простирається Буковинська Полонина.

На півдні Українських Карпат розташован Раховській масив і Чівчінські гори. Ця частина гір характеризується крутими схилами, гострими гребенями гір і значною глибиною розтину.

Вздовж південно-західного схилу полонинського хребта виділяється вузька зона Березне-Ліпшанської поздовжньої міжгірської долини. Абсолютні висоти знижуються тут до 400 м.На південному сході від річки Рікі нізькогір "є переходить у Верхнетісенську (Хустську або Солотвинська) горбісту рівнину з висоти 500 -- 600 м.

До південного заходу від нізькогір "я паралельно йому підіймається Вулканічній (Вігорлат-Гутінській) хребет. Він витягнути від річки Уж до річки Ріка. Долини річок Уж, Латориця, Боржава, Тиса прорізують Вулканічній хребет і поділяють його на окремі масиви. Між річками Боржава і Ріка Вулканічній хребет різко змінює свій північно-західний напрям на мерідіональній (хр. Тупий або Великий Шолляс) та біля м.Хуст переходить на лівий берег Тиси. Це вже Гутінські гори, розташовані на терітторії Румунії. Вулканічні Карпати мають гострі форми, скелясті схили, іноді зплощені вершини.

З південно-західного до зовнішнього краю вулканічного хребта примикає Закарпатська низина, яка єчастіною 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.

морфоструктури.

Сучасна морфоструктури Українських Карпат сформувалася в основному в неоген-антропогенний час, але вона включає також морфоструктури, які успадкували поздовжні та поперечні елементи давнього (крейдового) структурного плану. Усі морфоструктури, крім вулканогенних, виникли внаслідок інтенсивного зминання порід і розвитку надвігів та горстів.

розривна тектоніка Українських Карпат дуже складна. У морфоструктурі гір відобразілісь великі глибинні поздовжні та поперечні розломи. Серед глибинних поздовжніх регіональних розривів виключно важливе значення мають Недовго. Найбільш великим поздовжнім глибинним розломи є - Закарпатський. Розлом йде приблизно вздовж лінії зтіку флішевіх порід Полонинська Карпат та вулканічних утворень Вулканічного хребта. З Закарпатським глибинним розломами пов "язується походження своєрідної зони карпатських утесів (кліппенів). До зони глибинного розлому відноситься також Міжгірська Березне-Ліпшанська (Тур "їнська) поздовжньо долина, а в південно-східній частині - зони верховій Чорного Черемоша. З Закарпатським і частково Береговський розломами пов "язують осередки неогенового вулканізму Вігорлат-Гутінської гряди.

До глибинних поздовжніх розломів також належать:

Середінокарпатській (Центральнокарпатській), вздовж якого відмічається крутий північно-східний схил полонинського хребта, Ссвідовця, Чорногори і Грінявськіх гір;

Зовнішньокарпатській розлом, з яким пов "язують формування протяжних морфоструктур скібової зони;

Передкарпатського розлом, що замаскірованій насувів між внутрішньою та зовнішньою зонами прогину; Краєвий розлом Руської платформи - зовнішня межа Передкарпатського передового прогину.

Поперекові розломи мають північно-східну орієнтацію і перетинають майже під прямим кутом північно-західне поширення карпатських складчастих структур. З поперекових 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 тваринний надвіговімі та сводово-блокової найновішими рухами, притаманна поздовжньо зональність рельєфу, що відбивається в зональному розміщенні морфоструктур: хребтів-лусок, тваринний Глібова хребтів і горстовіх масивів. Гірська споруда обрамлена передгірнімі прогинами: Передкарпатського вздовж північно-східного схилу і Закарпатським - вздовж південно-західного.

Передкарпатського височина - обернена морфоструктури, 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. У геоструктурному відношенні Передкарпатській височині відповідає Передкарпатського передгірній прогин, який сформувався як самостійна морфоструктури в міоцені. Порівняно широкий на північному заході (до 50 - 60 км) прогин поступово звужується в південно-східному напрямку до 25 - 30 км. У прогібі виділяються дві зони: внутрішня і зовнішня геосінклінальна пріплатформенна. Внутрішня Прикарпатська частина прогину напротязі неогена заповнювалися продуктами руйнування безупинно воздімавшейся Карпатської гірської країни, а в зовнішній пріплатформенній частині накопічувався уламковій матеріал, що зносівся з Українського щита. Зовнішня і внутрішня зони поділені регіональним насувів, що виник вздовж лінії розлому.

Зовнішня зона, починаючи з середнього міоцена, втягується в прогинання і заповнюється верхнєміоценовімі відкладеннямі. В її межах розвинуті численні куполоподібні складки, з якими пов'язані газові родовища (Дашава, Олар, і ін.). У рельєфі складкам відповідають ізольовані височини.

Внутрішня зона прогину, що відділена від зовнішньої зони Садковічсько-Садзавськім поздовжнім розломи, почала формуватися водночас з підняттям Карпат і тому має риси геосінклінальної структури.

Передкарпатського 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 терасовімі долинами, які розділяють їх.

В місцях поперечних піднесень відзначається зменшення потужності порід, збільшується кількість грубого уламкового матеріалу, відзначається формування брахіантіклінальніх складок. На дільницях занурення структурних елементів Передкарпатського прогину відмічається збільшення потужності опадів.

В межах Карпатського складчастої гірського спорудження виділяється ряд структурно-фацальніх зон: Скибові, Кросненська, Дуклянська, Магурська, Чорногорський, Свидовецький, Буркутська, Рахівська, Мармарошська, Пенінська. В геологічній побудові зон беруть участь шари крейдового і палеогенового фліша, а в Чівчінськіх горах і Рахівському масиві (Мармарошська і Рахівська зони) з-під фліша виступають кристалічні сланці і мармур протерозою. Фліш представлено перешаруванням пісчаніків, аргіллітів, алевролітів, що грають неоднаково роль в побудові різноманітних структурно-фаціальних елементів. До складу ніжньомелового фліша входять конгломерат, вапняки і мергелі.

Зовнішня смуга Українських Карпат представлена лускати-моноклінальнімі середньогір "ями і нізькогір "ями та відповідає, як правило, Скібковій зоні. Ширина зони біля 40 км. В її складі виділяють Бескиди, Горгани і Покутсько-Буковинські Карпати. Кордон з Передкарпатського прогином тектонічний і карпатські флішеві породи у вигляді луски насунуті на внутрішню зону прогину. Складені складки верхньомеловімі і палеогеновими піщано-глінястімі флішевімі відложеннямі. Для морфоструктури Зовнішніх Карпат характерний розвиток довгих і вузьких лускоподібніх надвігів, так званих Скиба, що насунуті друг на друга з амплітудою до 13-15 км. У Бескидах і Горганах налічується 6-7 паралельних друг другу Скиба, в Буковинських Карпатах їхня кількість збільшується до 8-9. Тут Скиби стають вужче і відстань між ними зменшується. Виділені такі основні Скиба (з північного сходу на південний захід): Береговський, Оровська, Сколівський, Парашковська, Зелемянковська, Ружанковська.

Лускоподібна структура зумовила моноклінальні умови залягання пісчаніків і глінястіх шарів верхньомелового і палеогенового фліша. Процеси ерозії сприяли виникненню асиметричних (моноклінальніх) хребтів з крутими північно-східними і пологими південно-західними спади. Гребні хребтів утворені щільними пісчанікамі верхньомелового і палеоценового віку, поздовжні долини віднесені до смуг більш м'яких порід еоцена і олігоцена.

В поздовжній побудові Зовнішньої антіклінальної зони Карпат відзначається зміна тектонічної структури і літології гірських порід. Так, у північно-західній частині Зовнішніх Карпат спостерігаються дуже стиснуті луски-Недовго вієроподібної будови. Їм в рельєфі відповідають сім-вісім морфоструктур загальнокарпатського поширення. Це нізькогірні (800-1000 м) тваринний надвігові хребти Верхнедністровськіх Бескид. В основі хребтів залегають відрепаріровані ерозієй і виведені на поверхню стійкі породи верхньокрейдяними і палеогенового фліша. Сінклінальні частини складок складаються з менш щільних порід олігоцена і еоцена.

Сколівський Бескидах властиві чудово виражені лускоподібні прямолінійні структури і прояв структурно-літологічної зональності. Ці чинники зумовили виникнення средньовісотніх (1100 - 1300 м) моноклінальніх хребтів.

В межах Скибові Горган (Зовнішніх Горган) від р.. Мізункі до р.. Пруту гірські хребти набувають звивистий обриси (складені неодноріднімі по щільності породами різноманітних зон фліша). Середньовісотні хребти Горган мають гострі гребні, круті спад з кам'яними Осипов, розчленовані глибокими долинами.:

Загальнокарпатська північно-західна орієнтіровка морфоструктурних елементів прослідковується в нізькогірній північній частині Покутсько-Буковинських Карпат і в південно-східній частині Зовнішніх Карпат. Морфологічно і гіпсометрічно Покутсько-Буковинські Карпати складаютьєдіне ціле з зовнішніми Карпатами, хоча в структурному відношенні є складовою частиною внутрішньої зони Передкарпатського прогину. В рельєфі Покутсько-Буковинських Карпат виділяється ряд паралельних хребтів-антікліналей з препарованімі денудацієй ядрами і крилами, складеними пісчанікамі крейдового і палеогенового віку.

Центральнокарпатська морфоструктури (Кросненська зона) витягнута неширокої смугою в загальнокарпатському напрямку і поділяє зовнішню і внутрішню морфоструктури. Це зона нізькогор'їв і середньогорій Вододільно-Верховинський Карпат, складених потужним шаром пісчаніків і аргіллітів олігоценового віку. Розповсюдження нестійких до процесів денудації гірських порід сприяло формуванню нізькогірного (600-700 м) рельєфу.

У тектонічній будові зони переважають широкі сінкліналі і вузькі гребнєподібні антікліналі. Спостерігаються і Недовго, але вони не утворюють таких стислих лусок, як в Зовнішніх Карпатах. Головні антікліналі і сінкліналі Центральної карпатської зони ускладнені дрібною складчатістю. Найбільш занурений частинам відповідають нізькогір'я Стрийська-Санської і Воловецька-Міжгірної улоговин, Верховинського вододільного хребта, Ворохта-Путильського нізькогір'я і Ясінської улоговини. У середній частині морфоструктури (верхів'я річок Рікі, Тереблі, Тересви) по геологічним матеріалам встановлена дільниця піднятої складчатої основи. Тут розвинуті еоценові і палеоценові пісчанікі, а в ядрах антіклінальніх складок місцями оголюються пісчанікі верхньокрейдяними фліша. Значно пріпіднятаоснова зони обмежена поперечними розломами. Це зумовило виникнення масиву середньовісотніх гір - Пріводороздільніх або Внутрішніх Горган (1600-1700 м). Структури представлені антіклінальнімі складками, з якими зв'язані головні морфоструктурні елементи - середньовісотні ерозійно-антіклінальні хребти і гірськімасіві.

морфоструктури Внутрішніх Карпат - зона тваринний Глібова і Глібова гір, що утворюють орографічну вісь Карпат - Полонинська-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 флішевімі і вулканічними Карпатами -- Березне-Ліпшанського Міжгір'я. Північна частина морфоструктури орографічно виражена Полонинська хребтом, масивами Свидовець і Чорногора. В геологічній будові приймають участь верхньокрейдяними і палеогенової фліш (чорні сланці і кварцітоподібні пісчанікі). Для зони характерні широкі складки, ускладнені дрібною складчатістю і насуваючись.

Сучасний рельєф Внутрішніх Карпат відрізняється массівністю форм. Це залежить як від літологічного складу складових порід, так і від неглибока розташованого кристалічного фундаменту зони, розбитого розломами на окремі блоки. Певно, ще в домезозойській годину, а потім під час формування гірського рельєфу Карпат фундамент випробовував здебільшого позитивні глібові рухи. Тому тут розміщені найбільш високі гірські масиви Українських Карпат: полонинський хребет, Чорногори, Грінявські і Шепітські гори.

Ядро Внутрішніх Карпат представлено сводово-Глібова середньогір'єм і вісокогір'єм остаточного Рахівського масиву і Чівчінськіх гір, що належить до Мармарошської і Рахівської зони. Вони складені кристалічними і метаморфічнімі породами докембрія і нижнього палеозою (кристалічні сланці, гнейси, кристалічні вапняки, амфіболіті, граніти). Кристалічні породи нижнього структурного поверху Рахівського масиву і Чівчінськіх гір перекриті осадовими відкладеннямі тріаса і юри, крейдяному і палеогеновим флішем. В процесі тривалих вісхідніх рухів осадовий чохол (особливо ніжнємезозойські 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 Утьосова зона - зона екзотичних скель (кліпенів). Вона має ширину від 2 до 20 км і проходить двома смугами між р.. Тересва і р. Латорицею. Виділяють Північну Утьосову зону і Південну. Північна зона утесів простягнулися від Рахівського масиву в північно-західному напрямку приблизно до р. Боржави вздовж лінії тектонічного контакту Мармарошського Недовго. Скеля (кліпені) 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 Недовго в товщину крейдового фліша (пісчанікі і аргіліті).

Південна зона утесів добре виявлена біля сіл Кричеві, Довге, Свалява. Ізольовані екзотичні острівці щільних юрський вапняків мають різні розміри, підіймаючісь над поверхнею схилів на 16 - 20 м. Зона розломів є тектонічне кордоном, що відокремлює Внутрішні Карпати від Закарпатського передгірного прогину.

Закарпатська низинна рівнина обмежена на півночі гірською системою Карпат і Угорською низини на півдні. В межах низини виділяються такі морфоструктури: Вигорлат-Гутінське вулканічне пасмо, Солотвинська (Верхнетісенська) і Чоп-Мукачівська западини.

морфоструктури Вигорлат-Гутінського вулканічного пасма (Вулканічні Карпати) за походженням тісно пов'язана з тектонічнімі рухами протилежного знаку, що виникли на кордоні олігоцена і міоцена на стику тваринний глібової 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 передгірній прогин. Паралельно розлому йде система глибоких викидів, що досягнув магматічніх очагів, сприяли проявувулканічної діяльності. З продуктів різноманітних вулканічних викидів в неогені і сформувався Вигорлат-Гутинського хребет - найбільша гірська споруда вулканічної зони.

Складена Вигорлат-Гутінська морфоструктури здебільшого андезитами, андезито-базальтами і базальтами, а також їх туфами. Під час вулканічної діяльності переважав тріщінній вилив лави. Водночас відбувався викид матеріалу і крізь вулканічні апарати центрального типу. Первинні поверхні вулканічної акумуляції в межах Вигорлат-Гутінського хребта збереглися достатньо добре. Це плоскі поверхні лавових плато, великі і дрібні масиви вимерлих вулканів. З таких вулканів на південному схилі вулканічного хребта добре збереглися в рельєфі гори Синяк, Бужора, Борілів Діл. Вони мають правильну конічну форму і однорідну геологічну побудову, слабко розчленовані. На південний-захід від Вигорлат-Гутінського хребта розташована Закарпатська аллювіальна рівнина з висоти 100 - 120 м. Вона відповідає значній частині Закарпатського внутрішнього прогину.

В межах Закарпатського внутрішнього прогину важлива роль в формуванні окремих морфоструктур належить поперечним розломами. Найбільш великий з них Боржавській сприяв формуванню мерідіональної частини хр. Тупого і вплинув на самостійний розвиток Солотвинської (Верхнетісенської) і Чоп-Мукачівської западин. У рельєфі їм відповідають Верхнетісенське нізькогір'є і Чоп-Мукачівська низина.

В межах Солотвинської (Верхнетісенської) западини трівкі 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 легенях середньоміоценовіх соленосних відкладень, зібраних в широкі положісті антіклінальні і сінклінальні брахіскладкі північно-західного простягання. Брахіантікліналі місцями ускладнені соляною тектонікою. Розповсюджено соляний карст, діапірі, відзначені деформації поздовжнього профіля і зміна висот терас Тиси в районі г. Солотвино. Трівкі зниження западини на кордоні міоцена і пліоцена змінилися підняттям. У результаті цього рельєф почав піддаватися інтенсивним ерозійнім процесам. Солотвинська (Верхнетісенське) нізькогір'є з усіх боків оточено гірськими спорудами: Полонинська хребтом, Рахівськім масивом, хребтами тупим, Оаш, Гутій.

Чоп-Мукачівська западина почала прогібатіся в пізньому міоцені - пліоцені і зниження продовжувались в антропогені. У голоцені зниження змінилися підняттям. Загальна потужність опадів досягає 2000 м. Для Чоп-Мукачівської западини характерний розвиток блокової тектонікі, що призвів до формування добре виявлених в рельєфі горст-антіклінальніх морфоструктур.

Основна, західна частина Чоп-Мукачівської западини - рівнинна поверхня. На фоні одноманітної рівнини підноситься Берегівске вулканічне холмогір'є, що відповідає піднятому Берегівському блоку фундаменту. Вулканічні виверження були віднесені до лінії викидів Берегівського підняття і відбувалися в середньому і пізньому міоцені. Холмогір'є складене в основному ліпарітамі.

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 ріфейській, каледонській і герцінській 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 герцінського складчастої спорудження. До кінця олігоценової епохи в її межах існував геосінклінальній режим осадконакопічування, що сприяв формуванню потужних флішевих відкладень. В кінці олігоцена - початку міоцена інтенсивні тектонічні рухи позитивного знаку сприяли підняттю території вище рівня моря і утворенню суші. До цього часу вже намітився розподіл на основні морфоструктурні зони: Внутрішню, а після цього зовнішню і Центральну. В Центральній зоні олігоценовій морський басейн продовжував існувати, а у Внутрішній і Зовнішній зонах вже була суша. Періферічні дільниці (Закарпатський прогин і Внутрішня зона Передкарпатського прогину) почали в цей же час прогібатіся і заповнюватися продуктами руйнування гір, що підносяться - моласами. Далі відмінності в прямуванні тектонічних рухів збільшилися і ускладнить надвіговімі явищами. У післясарматській час відбулася заключна стадія складчатості (піздньонеогенова), що виявилася головним чином в Скібовій зоні і во внутрішній зоні Передкарпатського прогину, де утворилися складки і Недовго амплітудою до 15 км і більше. Надвігові рухи на південній окраїні Карпатських гір були незначні і направлені в бік Закарпатського прогину. Тут основна роль в формуванні морфоструктури належить разрівній тектоніці - зниженням по розломи, що супроводжувалися вулканічною діяльністю. Продукти вулканічних викидів перешарувалісь з морськими відкладеннямі мілководій. Починаючи з середнього сармата море в Закарпатському прогібі почало міліті. В утворених легенях і остатковіх озерах накопичувалися солонкувато-водні і Прісноводні відкладення (пізній міоцен - пізній пліоцен). У Передкарпатського прогібі континентальні умови настають раніше. Море покидає цю територію в середньому сарматі. У антропогені Передкарпатського прогин втягується в спільні з Карпатами підняття і разом з ними перетворюється в область знесення -- обернути морфоструктури. Амплітурі цих піднятій досягають 120-160 м.

Морфоскульптура

Елементи морфоскульптурі Українських Карпат почали формуватися після епохи складчатості і загального підняття гір, що настало в кінці олігоцена - початку міоцена. У зв'язку з прерівістімі підняттями, що чергувалися з періодами відносного тектонічного спокою, рельєф Карпат придбав ярусне побудову - виникли різновічні 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 олігоцена - початку міоцена. В першу чергу формувалися поздовжні річкові долини, закладення яких було зумовлене направленням основних структурних елементів і літологічнім складом порід. Підняття гір сприяло закладення поперечних долин. На початку формування Карпатських гір хребти ненабагато перевищували прилеглі території. За умов спокійного тектонічного режиму процеси денудації поступово вірівнювалі 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 вісокогірній частині Українських Карпат на висоті від 1300-1400 м на північному-заході до 1950 м на південному сході. Плоскі вершінні 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-пліоценовій. Поверхня зрізає товщі флішевіх порід і міоценові відкладення (аж до середньосарматськіх), а її зовнішній край перекритий вулканогенними утвореннями Вигорлат-Гутінського пасма. Отже, вік поверхні вирівнювання може бути визначений як довулканічній.

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 прідають цієй поверхні вигляд сходинки (педімента). Поверхня виражена в місцях розповсюдження фліша і розчленовує утворення Вигорлат-Гутінського хребта. Ці факти дозволяють визначити вік третьої поверхні вирівнювання післявулканічнім - пізньопліоценовім-ранньоантропогеновім.

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. У 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 передгірнімі аллювіальнімі рівнинами з вирівненім корінним цоколем. Поверхня Лоєвої займає значну площу Міжріччя. Поверхня Червоної представлена розрізненими останцями.

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

Водіо-ерозійні і водіо-акумулятивні форми. До Них відносяться. Річкові долини, Байраки, балки. Річкові долини здебільшого гірського типу, глибоко вріза і розчленовують північно-східні і південно-західні спад гір. За основним елементам морфоструктурних розрізняють поздовжні і поперечні річкові долини. Українські Карпати розчленовані широкими поздовжніми долинами, залишками яких є Вододільно-Верховинська, Березно-ліпшанская, Ясиня-Черемоський і інші. У поєднанні з поперечними долинами вони зумовили характерне для Українських Карпат гратчасте і радіальне розчленування. Сучасна річкова мережа закладена в ранньому плейстоцені. Спочатку вододільна лінія в Українських Карпатах минала по гребені Полонинського хребта. У початку антропогену вона була перепиляти ріками південно-західного спаду Карпат. Перепилювання полонинського вододілу супроводжувалося місцевими перехопленнями у верхів'ях Тиси, Тереблі і інших рік. Лише Прут і Черемош перетинають Вододільно-Верховинська зону.

В будівлі долин гірських рік північно-східного і південно-західного спадів (приток Дністру і Тиси) значних відмінностей немає: число терас (7-8), їхні рівні, зміна висоти уступів на обидва спадах Карпат в основному співпадають, хоча самий високий терасовий рівень південно-західного спаду (200 м) перевищує такий же рівень протилежного спаду на 50 м (табл. 3).

Відмінності в кількості терас пояснюються опускання Закарпатського прогину в плейстоцені і відносно слабкими підняттями в його межах і переважними підняттями Передкарпатського прогину. На Передкарпатському піднесеній рівнині ріки мають положісті терасовані спад, а перша надзаплавної (голоценових) тераса кожної ріки займає порівняно невелику площу. В межах Закарпатської низовини голоценових тераса утворить простору алювіальних рівнину.

Новітні підняття і врізання рік сприяли інтенсивному ерозійного розчленовування гір системою поперечних і поздовжніх долин, а також балками і байраками. Глибина розчленування коливається від 200 м в передгір'ї, і до 1000 м в глибині гор при абсолютних висотах від 600 до 2000 м. Балки і Байрак у горах приурочені до місць залягання еоценових і олігоценової порід фліща, у передгір'ях вони зв'язані з міоценовими і пліоцен-антропогеновими утвореннями. Найбільшого розвитку Байраки і балки досягли в Ясіньской долині, Свалявському і Іршавському нізкогор'ях. В цих місцях розвинуті складно розгалужена балочна мережа і різноманітного типу Байраки. У Іршавському низькогір'я розвиток байраків настільки значно, що утвориться рельєф типу «бедленд».

Гравітаційні форми. Вони отримали широке розповсюдження і Уявлені обвальними, осьшнцмі, зсувними. Формами рельєфу. Обвально-осипние форми приурочені здебільшого до найбільш високої і інтенсивно розчленованої ерозією частини Українських Карпат - Горгани, Свидовця, Чорногорі, Полонинсько хребту. На положістіх дільницях спадів формуються рухомі кам'яні розсипи (куруми) і кам'яні ріки, характерні для Горган. В межах Полонинського хребта переважають дрібні форми осипів уламкового матеріалу, що формуються вздовж підніжжя спадів конусами довжиною до 50 м. Великі осипи в Чорногорі спускаються майже до тальвегом сучасних водних потоків. Складені вони крупноглибовим матеріалом. Дрібний щебень майже буде відстуній. Осипние форми невеликих розмірів простежуються також в глибоких У-образних річкових долинах, особливо в районі Рахівськіх гір. Значно менш розвинуті осипи в смузі вулканічних гір, де осипние спад приурочені найчастіше до структурних уступах на крутих внутрішніх спадах кальдери.

Обвали зустрічаються значно рідше і спостерігаються в долинах Пруту, Бистриці Надворянской, в гірській частині долини Тиси.

В місцях розвитку на поверхні глінястіх сланців, легко що наражаються на вивітрюванню, спостерігаються процеси площинного змиву, соліфлюкціі і оползанія. Делювіально-соліфлюкціонние і зсувні спад відзначаються в межах Центральної синклінальне зони, де широкий?? розвинута потужна товща глінястіх сланців олігоценової віку.

Зсувні форми розвинуті на спадах гірських долин Передкарпатському піднесеної рівнини (Покуття, Серет-Прутського межиріччя, спад Покутсько-Буковинських Карпат, Ломницький-Бистрицької межиріччя) і в Соло-твінском, Ясіньском, Іршавському нізкогор'ях. Розвиток зсувів зумовлений структурно-літологічний зональністю. Їхнє виникнення визначається виходами на поверхню потужних толщ олігоценової і міоценових піщано-глінястіх порід, неглибоким заляганням підземних вод, постійним підрізання спадів сучасними водотоками. Часто сильно що дислокувався мелкорітмічний фліш з переважанням глінястіх сланців буває перекритий делювіальнімі відкладеннями, що також сприяє утворенню зсувних форм рельєфу.

В районах розвитку зсувів основні зусилля повинні бути направлені на заходи по перерозподілу стоку на спади і по залісення. Древнеоползневие форми отримали розповсюдження в Ясіньском і Ворох-Путіловському нізкогор'ях. Ці спад закріплені заростями трав'янистої рослинності і мають дрібнобугристі поверхню. Місцями на них починають розвиватися сучасні зсуви. Але найчастіше сучасні зсуви розміщені у верхів'ях балок з постійним водотоком, а також в нижній частині крутих спадів. Зсувні форми виникають також в зоні активних тектонічних зрушень.

На формування селів в Карпатах великий вплив виявляють структурно-геологічні і геоморфологічні умови. Найбільш селеактівнимі є флішові Карпати. Селеві явища типу водо-кам'яних і грязе-кам'яних потоків почастішали в Карпатах в останні десятиріччя в зв'язку з майданними вирубками лісів. Ссілі спостерігаються в басейнах рік Косівка, Шопурка, Тересви, Пруту, Бистриці Надвірнянської і в верхів'ях Чорної Тиси. Відзначені вони також в басейнах Черемоша, Серету, Дністру, Пістинкі, Боржави, Рики, Ужа, в передгір'ях вулканічного хребта.

Найчастіше ссілі виникають під час річних злив. Вони руйнують дороги, мости, житлові вдома і різноманітні споруди, уламковий матеріал заносить земельні угіддя навіть на низьких терасах. Серед природних чинників, сприятливих виникненню селевих явищ, велике значення мають інтенсивна ерозійна розчленованість басейнів гірських рік, наявність крутих спадів, сприятливих підсіленню поверхневого стоку, слабка денудаційна тривалість флішові толщ при великій їхн тектонічної тріщинуватості, значна потужність пухке матеріалу на спади і широке розповсюдження територій, позбавлених рослинності. Кам'яні осипи і розсипи також є важливим джерелом живлення селевих потоків. Вирубування лісів на крутих спади і знищення заростей ялівцю в субальпійської зоні викликало збільшення площинного змиву, обвально-осьшних і зсувних форм рельєфу, що сприяють живлення селеопасних потоків. Сніжні лавини відбуваються в районах Чорногори і Свидовця. Вони виникають в результаті зриву зі спадів хребтів «сніжних карнизів ».

Широке розповсюдження в Карпатах отримали вітровали і ветроломи, що з