Сторінка
2
Вмежах Карпатського складчатого гірського спорудження виділяється ряд структурно – фацальних зон: Скибова, Кросненська, Дуклянська, Магурська, Чорногорська, Свидовецька, Бурктська, Рахівська, Мармарожська, Пенінська. В геологічній будові зон беруть участь шари мелового і палеогенового фліша, а в Чівчинських горах і Рахівському масиві з-під фліша виступають кристалічні сланці і мармури протерозоя. До складу нижнього фліша входять конломерати, вапняки і мергелі.
Зовнішня смуга Українських Карпат представленя лускато-моноклінальними середньо гір’ями і низько гір’ями та відповідає, як правило, Скибковій зоні. Ширина зони біля 40км. В її складі виділяють Безкиди, Горгани і Покутсько-Буковинські Карпати. Кордон з Передкарпатським пргибом тектонічний і карпатські флішеві породи у вигляді луски на сунуті на внутрішню зону прогиба. Для морфоструктури Зовнішніх Катпат характерний розвиток довгих і вузьких лускоподібних надвигів, так званих скиб, що насунуті одне на одне з амплітудою до 13км. в Безкидах і Горганах налічуються 6-7 паралельних скиб, в Буковинських Карпатах їхня кількість збільшується 8-9. Тут скиби стають вужче і відстань між ними зменшується.
В межах Скибових Горган від р. Мізунки до р.Пруту гірські хребти набувають звивистого обрису . Сереньовисотні хребти Горган мають гострі гребні, круті спади з кам’яними осипами.
Морфоструктура внутрішніх Карпат – зона складчасто-глибових і глибових гір, що утворюють орографічну вісь Карпат. 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 формування гірського рельєфу Карпат фундамент випробував здебільшогопозитивні глибові рухи. Тому тут розміщені найбільш високі гіоські масиви Українських Карпат : Полонинський хребет, Чорногори, Гринявські і Шипитські гори .
Ядро Внутрішніх Карпат прелставлено сводово-глибовим середньо гір’ям і високо гір’ям остаточного Рахівського масиву і Чівчинських гір, що належать до Мармарошської і Рахівської зони. Кристалічні породи нижнього структурного поверху гір перекриті осадочними відкладеннями тріаса і бри і меловим, палеогеновим флішем. В прцесі тривалих висхідних рухів осадочний чохол майже повністю знищений процесами денудації і зберігся у вигляді ерозійних останців на поверхні Рахівського масиву.
Утесова зона – зона екзотичних скель. Вона має ширину від 2-20км і проходить двома смугами між р. Тересвой ір.Латорицею. Виділяють Північну утесову зону і Південну . Північна зона утесів прстягнулася від Рахівського масиву в північно-західному напрямку приблизно до р. Боржави вздовж лінії тектонічного контакту Мармарожського надвигу. Утеси утворюють смугу з окремих ізольованих екзотичних скелястих острівців розміром від декількох десятків до сотень метрів. Різкість їхніх форм порушує спокійний рельєф Внутрішніх Карпат .
Морфоструктура Вигорла-Вулканічного пасма за походженням тісно пов’язана з тектонічними рухами протележного знаку, що виникли на кордоні олігоцена і міоцена на стику складчато-глибової побудови Внутрішніх Карпат і Угорського серединного масиву.
Складена Виргорлат-Гутинська морфоструктура здебільшого андезитами, андезито-базальтами і базальтами, а також їх туфами. Під час вулканічної діяльності переважав тріщинний вилив лави. Водночас відбувався вилив 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 Синак, Бужора, Борилів Діл. Вони мають правельну конічну форму і однорідну геологічну будову , слабко розчленовані. На південний-захід від Вигорлат-Гутинського хребта розташована Закарпатська аллювіальна рівнина з висотами100-200м. Вона відповідає значній частині Закарпатського внутрішнього прогибу. В межах Закарпатського внктрішнього прогиба важлива роль в формувані окремих морфоструктур належить поперечним розломам .Найбільш великий з них Боржавський сприяв формуванню мериодінальної частини хр. Тупого і впливу на самостійний розвиток Солотвинської і Чоп-Мукачевської западини. В рельєфі їм відповідають Верхнетинське низько гір’я і Чоп- Мукачівська низина.
В мажах Солотвинської западини тривкі зниження почали виявлятися вже в олігоцені і досягли максимума в міоцені. В результаті пргибання в западині сформувався потужний шар морських і лагунних середньміоценових соленосних відкладень, зібраних в широкі положисті антиклінальні і сиклінальні брахіскладки північно-західного простирання. Брахіатикліналі місцями ускладнені соляною тектонікою. Розповсюджений соляний карст, діапіри, віджначені деформації продольного профіля і зміна висот терас Тиси в районі г.Солотвино. Тривкі зниження запалини на кордоні міоцена і пліоцена змінилися підняттям. В результаті цього рельєф почав піддаватися інтенсивним ерозійним прцесам. Солотвинське низько гір’я і усіх боків оточено гірськими спорудами: Полонинським хребтом, Рахівським масивом, хребтами Тупим , Оаш, Гутий.
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 жвичайно відноситься винекнення перших гірських споруд Карпатської дуги на місці глибокого геосінклінального басейнк. Однак слід пам’ятати, що альпійська геосінкліналь сформувалася на території, що вже випрбувала 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 складчатого спорудження. До кінця олігоценової епохи в її межах існував геосінклінальний режим осадконакопичування, що сприяв формуванню потужних флішевих відкладень. В кінці олігоцена- початку міоцена інтенсивні тектонічні рухи позитивного знаку сприяли піняттю території вище рівня моря і утворенню суші. До цього часу вже намітився розподіл на основні морфострукткрні зони: Внутрішню, а після цьго Зовнішню і Центральну. В центральній зоні олігоценовий морський басейн продовжував існувати, а у Внутрішній та Зовнцшній зонах була вже суша. Перефиричні дільниці почали в цей час прогибатися і заповнюватися продуктами розрушення гір,що підносяться молассами. Далі відмінності в прямуванні тектонічних рухів збільшилися і ускладнилися надвиговими явищами. В післясарматський час відбулася заключна стадія складчатості,що виявилась головним чином в скибовій зоні і в внутрішній зоні Передкарпатського прогибу,де утворилися складки і надвиги амплітудою до 15км і більше.Надвигові рухи на південній окраїні Карпатських гір були незначні і направлені в бік Закарпатського прогиба. Тут основна роль у формувані морфлструктури належить розривній тектоніці зниженням по розломам, що супроводжувалися вулканічною діяльністю. Продукти вулканічвих викидів перешарувались з морськими відкладеннями мілководій. Починаючи з седнього сармата море в Закарпатському прогибі почало міліти. В утворених лагунах і остаткових озерах накопичувались солоновато-водні і прісноводні відкладення. В Передкарпатському прогибі континентальні умови настають раніше. Море покидає цю територію всереньому сарматі. В антропогені Передкарпатський прогиб втягується в спільні з Карпатами підняття і разом з ними перетврюються в область знесення обернуту морфоструктуру. Амплітуди цих піднятій досягають 120-160м.
Завантажити реферат