Реферат: Украинские Карпаты
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 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): Береговська, Оровська, Сколевська, Парашковська, Зелемянковська, Ружанковська.
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 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 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 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 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 долины здебільшого гірського типу, глибоко вріза і розчленовують северо-східні і юго-західні спади гор. По основним морфоструктурным елементам розрізняють продольные і поперечні річкові долины. Українські Карпати розчленовані широкими продольными долинами, залишками яких є Вододільно-верховинська, Березно-липшанская, Ясиня-черемошская і інші. В поєднанні з поперечними долинами вони зумовили характерне для Українських Карпат решетчатое і радиальное расчленение. Сучасна річкова мережа закладена в ранньому плейстоцене. Первоначально вододільна лінія в Українських Карпатах минала по гребню Полонинского хребта. В початку антропогена вона була перепилена ріками юго-західного спаду Карпат. Перепиливание полонинского вододілу супроводжувалося місцевими перехватами в верховьях Тисы, Теребли і інших рік. Лише Прут і Черемош перетинають Вододільно-верховинську зону.
В будівлі долин гірських рік северо-східного і юго-західного спадів (приток Дністру і Тисы) значних відмінностей немає: число терас (7-8), їхні рівні, зміна висоти уступов на обидва спадах Карпат в основному співпадають, хоча самый високий террасовый рівень юго-західного спаду (200 м) перевищує такий же рівень протилежного спаду на 50 м (табл. 3).