МОРФОСТРУКТУРА

Современная морфоструктура Украинских Карпат оформилась в основном в неоген-антропогеновое время, но она включает также морфоструктуры, унаследовавшие продольные и поперечные элементы древнего (мелового)' структурного плана.

Разрывная тектоника Украинских Карпат отличается большой сложностью. В морфоструктуре гор получили от

ражение крупные глубинные продольные и поперечные разломы. Среди глубинных продольных региональных разрывов исключительно важное значение имеют надвиги. Наиболее крупным продольным глубинным разломом является Закарпатский. Разлом следует примерно вдоль линии стыка флишевых пород Полонинских Карпат и вулканических образований Вулканического хребта. С Закарпатским глубинным разломом связывается происхождение своеобразной зоны карпатских утесов (клиппенов). К зоне глубинного разлома относится также межгорная Березно-Липшанская (Турьинска-я) продольная долина, а в юго-восточной части — зоны верховий Черного Чере- моша. С Закарпатским и частично Береговским разломами связывают очаги неогенового вулканизма Вигорлат- Гутинской гряды.

К глубинным продольным разломам также относятся: Срединокарпатский (Центральнокарпатский), вдоль которого прослеживается крутой северо-восточный склон Полонинского хребта, Свидовца, Черногоры и Гринявскю? гор; Внешнекарпатский разлом, с которым связывают формирование протяженных морфоструктур скибовой зоны; Предкарпатский разлом, замаскированный надвигом между внутренней и внешней зонами прогиба; краевой разлом Русской платформы — внешняя граница Пред- карпатского передового прогиба.

Поперечные разломы имеют северо-восточную ориентировку и секут почти под прямым углом северо-западное простирание карпатских складчатых структур. С поперечными разломами связаны субмеридиональные отрезки речных долин Латорицы, Боржавы, Теребли, Черной Тисы и другие.

Система продольных и поперечных разломов способствовала возникновению глыбокой ступенчатой структуры фундамента Карпат.

Карпатскому горному сооружению, созданному интенсивными складчато-надвиговыми и сводово-блоковыми новейшими движениями, свойственна продольная зональность рельефа, что выражается в зональном расположении морфоструктур: хребтов-чешуй, складчатоглыбовых хребтов и горстовых массивов. Горное сооружение обрамлено предгорными прогибами: Предкарпат- ским вдоль северо-восточного склона и Закарпатским —- вдоль юго-западного (рис. 23).

Предкарпатская возвышенность — обращенная мор-

Рис. 23. Схематическая тектоническая карта Украинских Карпат (по В. Г. Бондарчуку и Н. П. Семененку, 1967):

I — Внутренняя зона прогиба; 2 — Внешняя зона прогиба; 3 — поднятая Буковинско-Покутская часть Внутренней зоны прогиба; 4 — Скибовая, или Внешняя зона; 5—Центральная зона; 5 — Внутренняя зона; 7 — Раховский массив; 8— Верхнетисенская впадина; 9 — Мукачевская впадина;. 10 — Венгерская впадина; 11 — Вулканические Карпаты; 12 — экзотические скалы (клип- пены); 13 — центры древнего вулканизма; 14 — соляные купола и антиклинальные структуры, усложненные соляной тектоникой; 15 — граница Русской платформы; 16 — граница между Внешней и Внутренней зонами Карпатского передового прогиба; 17 — юго-западная граница поднятой Буковинско-Покут- ской части Внутренней зоны Карпатского передового прогиба; 18 — глубинная граница между Внешней и Внутренней зонами Карпатского передового прогиба; 19 — морфологическая северо-восточная граница Карпат; 20 — граница между основными структурными единицами

фоструктура,занимает пространство между юго-западной окраиной Русской платформы и горным поясом Карпат и отделяется от них рядом выраженных в рельефе региональных глубинных разломов северо-западного простирания. В геоструктурном отношении Предкарпатской возвышенности соответствует Предкарпатский предгорный прогиб, который оформился как самостоятельная морфоструктура в миоцене.

бе выделяются две зоны: внутренняя геосинклинальная и внешняя приплатформенная. Внутренняя прикарпатская часть прогиба в течение неогена заполнялась продуктами разрушения непрерывно воздымавшейся Карпатской горной страны, а во внешней приплатформенной части накапливался обломочный материал, сносимый с Украинского щита. Внешняя и внутренняя зоны разделены региональным надвигом, возникшим вдоль линии разлома.

Внешняя зона, начиная со среднего миоцена, вовлекается в прогибание и заполняется верхнемиоценовыми отложениями. В ее пределах развиты многочисленные куполовидные складки, с которыми связаны газовые месторождения (Дашава, Олар, и др.). В рельефе складкам соответствуют изолированные возвышенности.

Внутренняя зона прогиба, отделенная от внешней зоны Садковичско-Садзавским продольным разломом, начала формироваться одновременно с поднятием Карпат и поэтому имеет черты геосинклинальной структуры.

Предкарпатская возвышенная равнина интенсивно расчленена правыми притоками р. Днестр, приуроченными чаще всего к зонам поперечных тектонических нарушений. Поэтому для равнины характерно чередование возвышенных междуречий с разделяющими их широкими террасированными долинами.

В местах поперечных поднятий отмечается уменьшение мощности пород, увеличивается количество грубообломочного материала, отмечается формирование бра- хиантиклинальных складок. На участках погружений структурных элементов Предкарпатского прогиба прослеживается увеличение мощности осадков.

В пределах Карпатского складчатого горного сооружения выделяется ряд структурно-фацальных зон: Ски- бовая, Кросненская, Дуклянская, Магурская, Черногорская, Свидовецкая, Буркутская, Раховская, Марма- рошская, Пенинская. В геологическом строении зон участвуют толщи мелового и палеогенового флиша, а в Чивчинских горах и Раховском массиве (Мармарошская и Раховская зоны) из-под флиша выступают кристаллические сланцы и мраморы протерозоя.

Внешняя полоса Украинских Карпат представлена че

шуйчато-моноклинальными среднегорьями и низкогорья- ми и соответствует в основном Скибковой зоне. Ширина зоны около 40 км. В ее составе выделяют Бески- ды, Горганы и Покутско-Буковинские Карпаты. Граница с Предкарпатским прогибом тектоническая и карпатские флишевые породы в виде чешуй надвинуты на внутреннюю зону прогиба. Сложены складки верхнемеловыми и палеогеновыми песчано-глинистыми флишевыми отложениями. Для морфоструктуры Внешних Карпат характерно развитие длинных и узких чешуйчатых надвигов, так называемых скиб, которые надвинуты друг на друга с амплитудой до 13—15 км. В Вескидах и Горганах насчитывается 6—7 параллельных друг другу скиб, в Букови- нских Карпатах их количество увеличивается до 8—9. Тут скибы становятся уже и расстояние между ними уменьшается. Выделены следующие основные скибы (с се* веро-востока на юго-запад): Береговская, Оровская, Ско- левская, Парашковская, Зелемянковакая, Ружанковс- кая.

Чешуйчатая структура обусловила моноклинальные условия залегания песчаников и глинистых толщ верхнемелового и палеогенового флиша. Процессы эрозии способствовали возникновению ассиметричных (моноклинальных) хребтов с крутыми северо-восточными и пологими юго-западными склонами. Гребни хребтов образо- ваны плотными песчаниками верхнемелового и палеоценового возраста, продольные долины приурочены к полосам более мягких пород эоцена и олигоцена.

В продольном строении Внешней антиклинальной зоны Карпат отмечается изменение тектонической структуры и литологии горных пород. Так, в северо-западной части Внешних Карпат наблюдаются очень пережатые чешуи-надвиги веерообразного строения. Им в рельефе отвечают семь-восемь морфоструктур общекарпатского простирания. Это низкогорные (800—1000 м) скла- дчато-надвиговые 'хребты Верхнеднестровских Бескид.

Сколевским Бескидам свойственны прекрасно выраженные чешуйчатые прямолинейные структуры и проявление структурно-литологичеекой зональности. Эти фак

торы обусловили возникновение средневысотных (1100— 1300 м) моноклинальных хребтой.

В пределах Скибовых Горган (Внешних Горган) от р.Мизунки до р.Прута горные хребты приобретают извилистое очертание (сложены неоднородными по плотности породами различных зон флиша). Средневысотные хребты Горган имеют острые гребни, крутые склоны с каменными осыпями, расчленены глубокими долинами.

Общекарпатская северо-западная ориентировка морфоструктурных элементов прослеживается в северной низкогорной части Покутско-Буковинских Карпат и в юго-восточной части Внешних Карпат. Морфологически й гипсометрически Покутско-Буковинские Карпаты составляют единое целое с Внешними Карпатами, хотя в структурном отношении являются составной частью внутренней зоны Предкарпатского прогиба. В рельефе Покутско-Буковинских Карпат выделяется ряд параллельных хребтов-антиклиналей с препарированными денудацией ядрами и крыльями, сложенными песчаниками мелового и палеогенового возраста.

Центральнокарпатская морфоструктура (Кросненская зона) вытянута неширокой полосой в общекарпатском направлении и разделяет Внешнюю и Внутреннюю морфоструктуры. Это зона низкого- рий и среднегорий Водораздельно-Верховинских Карпат, сложенных- мощной толщей песчаников и аргиллитов олигоценового возраста. Распространение неустойчивых к процессам денудации горных пород способствовало формированию низкогорного (600—700 м) рельефа.

В тектоническом строении зоны преобладают широкие синклинали и узкие гребневидные антиклинали. Наблюдаются и надвиги, но они не образуют таких сжатых чешуй, как во Внешних Карпатах. Главные антиклинали и синклинали Центральной карпатской зоны осложнены мелкой складчатостью.

нятое основание зоны ограничено поперечными разломами. Это обусловило возникновение массива средневысотных гор — Приводораздельных или Внутренних Горган (1600—1700 м). Структуры представлены антиклинальными складками, с которыми связаны главные морфоструктурные элементы-—средневысотные эрозионно-антиклинальные хребты и горные массивы.

Морфоструктура Внутренних Карпат — зона складчато-глыбовых и глыбовых гор, образующих орографическую ось Карпат — Полонинско-Черногорс- кие Карпаты, где обособленные горные массивы, превышающие главный водораздел, имеют горстовое происхождение и соответствуют Дуклянской, Черногорской и другим зонам. Юго-западная часть морфоструктуры резко погружается и срезается разломами. С ними связано образование Вулканического хребта и зоны между флишевыми и Вулканическими Карпатами — Берез- но-Липшанского межгорья. Северная часть морфострук- ,туры орографически выражена Полонинским хребтом, массивами Свидовец и Черногора. В геологическом строении принимают участие верхнемеловой и палеогеновый флиш (черные сланцы и кварцитоподобные песчаники). Для зоны характерны широкие складки, усложненные мелкой складчатостью и надвигами.

Современный рельеф Внутренних Карпат отличается массивностью форм. Это зависит как от литологического состава слагающих пород, так и от неглубоко расположенного кристаллического фундамента зоны, разбитого разломами на отдельные блоки. Вероятно, еще в домезо- зойское время, а затем во время формирования горного рельефа Карпат фундамент испытал преимущественно положительные глыбовые движения. Поэтому здесь расположены наиболее высокие горные массивы Украинских Карпат: Полонинский хребет, Черногоры, Гринявс- кие и Шепитские горы.

Ядро Внутренних Карпат представлено сводово-глыбовым среднегорьем и высокогорьем остаточного Рахов- ского массива и Чивчинских гор, соответствующих Map- марошской и Раховской зонам. Они сложены кристаллическими и метаморфическими породами докембрия и нижнего палеозоя (кристаллические сланцы, гнейсы, кристаллические известняки, амфиболиты, граниты). Кристаллические породы нижнего структурного этажа Рахов- ского массива и Чивчинских гор перекрыты осадочными

отложениями триаса и юры, меловым и палеогеновым флишем. В процессе длительных восходящих движений осадочный чехол (особенно нижнемезозойские отложения— триас и юра) почти полностью уничтожен процессами денудации и сохранился в виде эрозионных останцев на поверхности Раховского массива.

Вдоль границы с Магурской зоной вытянута Утесо- вая зона — зона экзотических скал (клиппенов). Она имеет ширину от 2 до 20 км и прослеживается двумя полосами между р.Тересвой и р.Латорицей. Выделяют Северную утесовую зону и Южную, Северная зона утесов протягивается от Раховского массива в северо-западном направлении примерно до р.Боржавы вдоль линии тектонического контакта Мармарошского надвига. Утесы (клиппены) образуют полосу из отдельных изолированных экзотических скалистых островков размером от нескольких десятков до сотен метров. Резкость их форм нарушает спокойный рельеф Внутренних Карпат. Сложены скалы карбонатными и кремнистыми породами юрского и триасового возраста, реже кристаллическими породами. Это тектонические отторженцы, вдавленные по линии Мармарошского надвига в толщу мелового флиша (песчаники и аргиллиты).

Южная зона утесов хорошо выражена около сел Кри- чевое, Долгое, Свалява. Изолированные экзотические островки плотных юрских известняков имеют разные размеры, возвышаясь над поверхностью склонов на 16-^- 20 м. Зона разломов является тектонической границей, отделяющей Внутренние Карпаты от Закарпатского предгорного прогиба.

Закарпатская низменная равнина ограничена на севере горной системой Карпат и Венгерской низменностью на юге. В пределах низменности выделяются следующие морфоструктуры:              Вигорлат-Гутинская              вулканическая

гряда, Солотвинская (Верхнетисенская) и Чоп-Мука- чевская впадины.

Морфоструктура В и г о р л а т-Г утинской ву лч канической гряды (Вулканические Карпаты) по происхождению тесно связана с тектоническими движениями противоположного знака, возникшими на границе олигоцена и миоцена на стыке складчато-глыбового сооружения Внутренних Карпат и Венгерского срединного массива. Движения положительного знака по линии Закарпатского разлома способствовали поднятию север-

ной части Внутренних Карпат (Полонинский хребет, Pa- ховский кристаллический массив, Черногора); движения отрицательного знака привели к опусканию, южной части, на месте которой и сформировался Закарпатский предгорный прогиб. Параллельно разлому следует система глубоких сбросов, которые, достигнув магматических очагов, способствовали проявлению вулканической деятельности. Из продуктов различных вулканических извержений в неогене и сформировался ВигорлатТутин- ский хребет — самое крупное горное сооружение вулканической зоны.

Сложена Вигорлат-Гутинская морфоструктура преимущественно андезитами, андезито-базальтами и базальтами, а также их туфами. Во время вулканической деятельности преобладало трещинное излияние лавы. Одновременно происходил выброс материала и через вулканические аппараты центрального типа. Первичные поверхности вулканической аккумуляции в пределах Вигор- лат-Гутинского хребта имеют достаточно хорошую сохранность. Это плоские поверхности лавовых плато, большие и мелкие массивы потухших вулканов. Из таких вулканов на южном склоне вулканического хребта хорошо сохранились в рельефе горы Синяк, Бужора, Борилов Дил. Они имеют правильную коническую форму и однородное геологическое строение, слабо расчленены. К юго- западу от Вигорлат-Гутинского хребта расположена Закарпатская аллювиальная равнина с высотами 100— 120 м. Она соответствует значительной части Закарпатского внутреннего прогиба.

В пределах Закарпатского внутреннего прогиба важ: пая роль в формировании отдельных морфоструктур принадлежит поперечным разломам. Наиболее крупный из них Боржавский способствовал формированию меридиональной части хр. Тупого и повлиял на самостоятельное развитие Солотвинской (Верхнетисенской) и Чоп-Му- качевской впадин. В рельефе им отвечают Верхнетисен- ское низкогорье и Чоп-Мукачевская низменность.

В пределах Солотвинской (Верхнетисенской) впадины устойчивые опускания начали проявляться уже в олигоцене и достигли максимума в миоцене. В результате прогибания во впадине сформировалась мощная (до 2000 м и более) толща морских и лагунных среднемиоценовых соленосных отложений, собранных в широкие пологие антиклинальные и синкли-

нальные брахискладки северо-западного простирания. Брахиантиклинали местами осложнены соляной тектоникой. Распространен соляной карст, диапиры, отмечены деформации продольного профиля и изменение высот террас Тисы в районе г. Солотвино. Устойчивые опускания впадины на границе миоцена и плиоцена сменились поднятиями. В результате этого рельеф начал подвергаться интенсивно развивающимся эрозионным процессам. Солотвинское (Верхнетисенское) низкогорье со всех сторон окружено горными сооружениями: Полонинским хребтом, Раховским массивом, хребтами Тупым, Оаш, Гутый.

Чоп-Мукачевская впадина начала прогибаться в позднем миоцене — плиоцене и опускания продолжались в антропогене. В голоцене опускания сменились поднятием. Общая мощность осадков достигает 2000 м. Для Чоп-Мукачевской впадины характерно развитие блоковой тектоники, что привело к формированию хорошо выраженных в рельефе горст-антиклинальных морфоструктур.

Основная, западная ' часть Чоп-Мукачевской впадины—-равнинная поверхность. На фоне однообразной равнины возвышается Береговское вулканическое хол- могорье, отвечающее поднятому Береговскому блоку' фундамента. Вулканические извержения были приурочены к линии сбросов Береговского поднятия, и происходили в среднем и позднем миоцене. Холмогорье сложено в основном липаритами.

Карпатское горное сооружение имеет сложную и длительную историю своего развития. Принято считать, что современные морфоструктуры Украинских Карпат офор^ мились во время альпийского орогенеза, в конце олипgt; цена — начале миоцена. К этому времени обычно относится возникновение первых горных сооружений Карпатской дуги на месте глубокого геосинклинального бассейна. Однако следует помнить, что альпийская геосинклиналь оформилась на территории, которая уже испытала рифейский, каледонский и герцинский ороге- нические циклы и где уже ранее существовали горные системы, связанные с ними. Карпатская складчатая система начала формироваться в конце юрского периода на месте разрушенного денудацией герцинского складчатого сооружения. До конца олигоценовой эпохи в ее пределах существовал геосинклинальный режим осад-.

конакопления, способствовавший формированию мощных флишевых отложений. В конце олигоцена — начале миоцена интенсивные тектонические движения положительного знака способствовали поднятию территории выше уровня моря и образованию суши. К этому времени уже наметилось разделение на основные морфоструктурные зоны: Внутреннюю, а затем Внешнюю и Центральную. В Центральной зоне олигоценовый морской бассейн продолжал существовать, а во Внутренней и Внешней зонах уже была суша. Периферические участки (Закарпатский прогиб и Внутренняя зона Предкарпатского прогиба) начали в это же время прогибаться и заполняться продуктами разрушения возвышающихся гор — молассами. В дальнейшем различия в направленности тектонических движений увеличились и осложнились надвищвыми явлениями. В послесарматское время произошла заключительная стадия складчатости (поздненеогеновая), проявившаяся главным образом в Скибовой зоне и во внутренней зоне Предкарпатского прогиба, где образовались складки и надвиги амплитудой до 15 км и более. Надвиговые движения на южной окраине Карпатских гор были незначительны и направлены в сторону Закарпатского прогиба. Здесь основная роль в формировании морфоструктуры принадлежит разрывной тектонике — опусканиям по разломам, сопровождавшимся вулканической деятельностью. Продукты вулканических выбросов переслаивались с морскими отложениями мелководий. Начиная со среднего сармата море в Закарпатском прогибе стало мелеть. В образовавшихся лагунах и остаточных озерах накапливались солоновато-, водные и пресноводные отложения (поздний миоцен — поздний плиоцен). В Предкарпатском прогибе континентальные условия наступают раньше. Море покидает эту территорию в среднем сармате. В антропогене Предкарпатский прогиб втягивается в общие с Карпатами поднятия и вместе с ними превращается в область сноса— обращенную морфоструктуру. Амплитуры этих поднятий достигают 120—160 м.