До змісту

Карпатська гірська дуга та прилеглі до неї пагорби та рівнини пройшли складний шлях геологічного розвитку. В наші дні ця область знаходиться в проміжному стані. Тут завершилися інтенсивні тектонічні рухи, і, в той же час, не настав період повної консолідації та стабільності, характерний для платформ.

Період формування земної кори континентального типу в Карпатах наступив відносно пізно, десь в середньому протерозої. Найбільш древні гірські породи, знайдені в Карпатах, виникли близько 1,2 мільярда років тому. Мабуть лише тільки з цього часу, або трохи раніше, в Карпатах наступив період геосинклінального розвитку, для якого характерним є накопичення потужних товщ осадових порід. Цей процес супроводжувався інтенсивним виділенням магми, що призвело до утворення в цьому регіоні гранітного шару, типового для земної кори континентального типу. Однак тектонічні рухи в Карпатах ще не зовсім припинилися в наші дні. Про це свідчать геодезичні спостереження − гірські Карпати продовжують “рости” та зсуваються на північний схід зі швидкістю декількох сантиметрів на рік. Про активні процеси у верхній мантії Землі під Карпатами свідчать землетруси, останнє з яких відбулося 4 березня 1977 року в горах Вранча на території Соціалістичної Республіки Румунії.

У розвитку рухливих поясів Землі спостерігається циклічність. Кожен такий цикл тектоно-магматичного розвитку включає в себе прогинання земної кори з утворенням западини (геосинклінального прогину), в якій накопичуються потужні товщі опадів. Потім настає підйом площі прогинів, який супроводжується зім’яттям осадів у складки та утворенням гірських споруд. Для початкового періоду характерні підводні вулканічні виливи основних магм, а також впровадження у верхню оболонку кори гранітних інтрузій, які нерідко досягають величезних обсягів. В цей період на глибині − в умовах високих температур та тиску − протікають процеси регіонального метаморфізму-перетворення осадових та вивержених гірських порід у кристалічні сланці, гнейси, амфіболіти та ін.

Ще на ранньому етапі утворення гранітного шару в протерозої (понад 1,2 мільярда років тому) відбулося розділення регіону, частини якого до нинішнього часу оформилися як Зовнішні та Внутрішні Карпати. Кордон між ними проходить Закарпатським глибинним розломом. Товщина земної кори у Внутрішніх Карпатах не перевищує 30 км, а під Зовнішніми Карпатами вона сягає 60 км. Це свідчить про те, що прогинання під Зовнішніми Карпатами в період формування континентальної земної кори відбувалося інтенсивніше, ніж у Внутрішніх Карпатах.

Є ще одна особливість будови цих структур. Під Зовнішніми Карпатами шар осадових порід, які не піддалися метаморфізму, досягає 20 км, тоді як у Внутрішніх Карпатах він ледве наближається до 5 км. Це явище пояснюється тим, що під Зовнішніми Карпатах майже повністю були відсутні процеси магматизму, а отже, й метаморфізму. Навпаки, у Внутрішніх Карпатах магматична діяльність припинялася лише на порівняно короткий час. Потужні магматичні процеси супроводжувалися привнесенням тепла з глибин Землі. Це призвело до неодноразового процесу регіонального метаморфізму. На ділянках найбільш інтенсивного метаморфізму осадові породи в результаті перекристалізації й ущільнення придбали фізичні властивості граніту. Таким чином, явища магматизму та метаморфізму призводили до нарощування гранітного шару у Внутрішніх Карпатах та перетворенню його в жорсткий масив. Відсутність цих процесів у Зовнішніх Карпатах сприяло розвитку тут рухомої шовної зони між твердими масивами − Східно-Європейською платформою та Внутрішньокарпатским масивом. Ця шовна зона в Карпатах в основному й поглинала енергію розширення та стиснення земної кори. Розтягування призводило до утворення прогинів та нагромадженню в них потужних осадових товщ, а стиск й зминання цих осадів − до утворення складчастих гірських систем.

Нинішнє розділення Карпат на Зовнішні та Внутрішні чітко проявилося в альпійському тектоно-магматичному циклі, який розпочався в тріасі (понад 200 мільйонів років тому), й триває досі. Всі товщі гірських порід, що утворилися до цього, були сильно порушені та глибоко метаморфізовані. Після завершення попереднього альпійського герцинського циклу, наступив період відносного спокою, під час якого територія Карпат була піднята над рівнем моря, а гірський рельєф був згладжений процесами денудації. На початку мезозою (понад 200 мільйонів років тому) значна частина суші опустилася, і тут виник великий морський басейн, де накопичувалися кременисто-карбонатні осади, які періодично порушувалися потужними підводними вулканічними виверженнями базальтових магм. Цей режим тривав до нижньо-крейдової епохи (120-130 мільйонів років тому). З епохи нижньої крейди (або трохи раніше) і до кінця палеогену (36 мільйонів років тому) на території Зовнішніх Карпат формувався глибокий прогин, в якому накопичувалися потужні товщі флішевих осадів. У внутрішній частині флішового басейну відбувалися підводні виверження спілітів та кератофірів, але великої сили вони не мали. В епоху верхньої крейди потужні тектонічні рухи у Внутрішніх Карпатах сприяли впровадженню гранітних інтрузій, які прийнято називати банатитами (від назви провінції Банат у Південних Карпатах, де вони найбільш інтенсивно проявилися). Утворення внутрішньокорових кислих магм, дуже сильно насичених газами після впровадження інтрузій, призвело до грандіозних вулканічних вивержень. Вибухи досягали величезної сили, й вулканічний попіл розносився на сотні кілометрів від джерела. Ліпаритовий вулканізм тривав близько 30 мільйонів років (верхній палеоген та міоцен). Основна частина ліпаритових вулканів розташовувалася на території Угорщини. На території Закарпаття вони існували в районі міста Берегова.

Переломний момент у розвитку Карпат наступив на кордоні палеогену та неогену (25-26 мільйонів років тому). З цього часу почали діяти сили стискання земної кори. Флішові басейн був зім’ятий та перетворений в складчасту гірську споруду. Цей період геологи називають інверсійним, коли дно западини, що утворює водоймище, виходить з-під рівня води, стає суходолом, і тут уже відбувається не нагромадження осадів, а руйнування раніше утворених порід. Уздовж складчастої зони, яка підіймається, утворилися прогини, що компенсують підняття складчастої флішові зони, − Передкарпатський передовий та Закарпатський внутрішній. Передкарпатський передовий прогин розвився із зовнішньої сторони на фундаменті Східно-Європейської платформи, а з внутрішнього − на фундаменті складчастої зони. Закарпатський внутрішній прогин виник на жорсткому фундаменті Внутрішніх Карпат. У прогинах накопичувалися потужні товщі піщано-глинистих осадів з прошарками ліпаритових туфів, а також утворилися шари бурого вугілля та поклади кам’яної (в Закарпатті) та калійних (у Прикарпатті) солей.

Розвиток Закарпатського внутрішнього прогину супроводжувався глибокими розколами внутрішньо-карпатського масиву на окремі блоки. Міжблоковими розривами з верхньої мантії піднімалася магма. На поверхні вона утворила потужні гряди вулканічних порід. В результаті виник так званий ланцюг похованих вулканів, що відслонюються в районі сіл Вишково, Велика Добронь, Дрисино та Шаланки. В пліоцені (10-12 мільйонів років тому) в центральній частині Внутрішніх Карпат утворилася Міжгірська (Велика Угорська) западина, в бортових частинах якої тривав андезитовий вулканізм, який сформував на території Закарпаття протяжну Вигорлат-Гутинську вулканічну гряду.

Таким чином, протягом усього неогену у Внутрішніх Карпатах діяли потужні вулкани, що призвело до накопичення величезних мас порід, витягнутих у вигляді протяжних гряд, які й прийнято називати Вулканічні Карпати.

В раннє-четвертинний період Карпатський регіон був піднятий та осушений. Реліктами великих водойм, що покривали значну частину Внутрішніх Карпат, є озера, до числа яких належать розташовані в Угорщині Балатон та Веленце.

***

Сучасна геологічна структура Карпат була сформована за останні 200 мільйонів років у період альпійського циклу тектоно-магматичного розвитку. Як у вертикальному розрізі, так і в плані територія Карпат поділяється на цілий ряд зон зі своєю специфічною геологічною будовою. Частково глибинна геологічна будова віддзеркалюється й у рельєфі поверхні. У Карпатах виділяють основні тектонічні зони, які, змінюючи один одну, успадковують дугоподібну форму цієї складчастої гірської системи.

Із зовнішнього боку Карпатська рухома область межує з жорсткою Східно-Європейською платформою, консолідація якої відбулася понад 1200 мільйонів років тому. Для неї характерна двоповерхова будова. Нижній поверх (фундамент) складається з метаморфічних порід, інтенсивно зім’ятих в складки. Верхній поверх представлений осадовими породами, пласти яких, як правило, залягають горизонтально.

Передкарпатський передовий прогин складений вулкано-генно-осадовою товщею неогену з прошарками вугілля, гіпсів, солі. Породи зібрані у великі пологі складки, крутизна яких збільшується з наближенням до складчастої флішової зоні. Особливо примітним для внутрішньої частини Передкарпатського прогину є великий насув крейдо-палеогенових порід на більш молоді неогенові осадочно-вулканогенні породи. Амплітуда переміщення гірських мас у горизонтальному напрямку місцями перевищує 50 км. Рух гірських мас, в межах Українських Карпат, йшов, в основному, на північний схід.

Складчаста флішова зона складена інтенсивно зім’ятими, переважно флішевимі породами, а також горизонтами пісковиків, когломератів, гравелітів, аргілітів, мергелів. Досить незначні за масштабами виходи магматичних порід. Найбільші з них відомі в нижньокрейдових відкладах Рахівського району, де вони представлені підводними виверженнями спілітів та кератофірів.

Флішові осади − це прошарки аргілітів, алевролітів, мергелю та вапняку, що ритмічно чергуються

У процесі стиснення спокійне залягання порід було порушено й різновікові пласти виявилися насунутими один на одного. Так утворилася складчасто-луската будова флішової зони.

Стрімчакова зона розділяє Зовнішні та Внутрішні Карпати. Це зона Закарпатського глибинного розлому, що виникла багато сотень мільйонів років тому та служила ареною інтенсивних тектонічних рухів аж до четвертинного періоду (1-2 мільйони років тому). Відмінною рисою зони є скелі юрського вапняку віком більше 140 мільйонів років, які ніби плавають в верхньокрейдяному (70 млн. років) мергелі. Ці геологічні явища багато в чому залишаються загадкою для геологів й в даний час. Очевидно, в процесі інтенсивних тектонічних рухів величезні брили вапняку були зірвані зі своєї основи й вм’яті в м’який верхньокрейдяний мергель. Стрімчакова зона протягом тривалого часу розділяла дві зони з різним характером геологічного розвитку.

Зону центральних масивів характеризує високо піднятий складчастий фундамент доальпійских метаморфічних порід, який лише місцями перекритий альпійськими породами. Вона має брилово-лускату будову. У ній часто можна спостерігати, як стародавні породи горизонтами далеко насунені на більш молоді. Показовим в цьому плані на території Закарпаття є Рахівський район. Тут в долині річки Тиси відслонюються породи крейдового флішу, а на височинах − метаморфічні породи палеозою та протерозою. Таке явище можна пояснити тільки пологим насувом древніх кристалічних порід на більш молодий фліш.

Внутрішні прогини виникли в період міоцену (12 – 26 мільйонів років тому) в тильній частині центральних масивів як компенсаційні западини по відношенню до складчастої флішової зони, що підіймається. Вони мають блокову будову, заповнені моласами − продуктами руйнування гірських порід складчастої зони та туфовим матеріалом. До міжблокових (міжглибових) розломів, що пронизують земну кору, приурочені вулканічні товщі. Одна з них − найбільш потужна − спостерігається в осьовій частині Закарпатського внутрішнього прогину. Це так званий ланцюг похованих вулканів. Вулканічні породи в цьому ланцюзі представлені в основному, андезитами. Виходи їх відомі в районі сіл Дрисино та Шаланки. Уздовж південної околиці Закарпатського внутрішнього прогину відзначаються потужні товщі ліпаритів. На поверхні вони відслонюються на великій площі в Берегівському районі. Ці вулканічні виверження почалися в палеогені та закінчилися в кінці міоцену (близько 15 мільйонів років тому). Тому значна їх частина перекрита осадовими породами пліоцену.

Велика Угорська западина утворилася в пліоцені (12 млн. років тому). Її формування тривало до четвертинного часу (2 млн. років тому). Улоговина виникла на місці паннонського масиву та заповнена піщано-глинистими породами товщиною до 3,5 км. На зчленуванні внутрішніх прогинів та Великої Угорської западини збереглися окремі виступи (горсти) цього масиву, які об’єднуються в самостійну горстову зону. На території Закарпаття розташований Берегівський горст.

Краями западини в пліоцені тривав андезитовий вулканізм. З ним пов’язане утворення найбільшого в Закарпатті Вигорлат-Гутинського вулканічного пасма.

Загальна протяжність гряди понад 200 км при ширині до 20 км. В гряді переважають андезити та їх туфи, значно менше базальтів, ліпаритів та їх туфів. Потужність вулканічної гряди перевищує 1000 м.

Ось така коротка характеристика основних геологічних зон Карпат.

Наступний розділ

Источник: Лазаренко Э.А. По вулканическим Карпатам. Путеводитель. – Ужгород: Карпаты, 1978. – 96 с.
Переклад О.Цапулич