К содержанию

Карпатская горная дуга и прилегающие к ней холмогорья и равнины прошли сложный путь геологического развития. В наши дни эта область находится в промежуточном состоянии. Здесь завершились интенсивные тектонические движения, и в то же время не наступил период полной консолидации и стабильности, характерный для платформ.

Период формирования земной коры континентального типа в Карпатах наступил относительно поздно, где-то в среднем протерозое. Наиболее древние горные породы, найденные в Карпатах, возникли около 1,2 миллиарда лет тому. Видимо лишь только с этого времени или несколько раньше в Карпатах наступил период геосинклинального развития, для которого характерно накопление мощных толщ осадочных пород. Этот процесс сопровождался интенсивным выделением магмы, что привело к образованию в этом регионе гранитного слоя, типичного для земной коры континентального типа. Однако тектонические движения в Карпатах еще не совсем прекратились в наши дни. Об этом свидетельствуют геодезические наблюдения – горные Карпаты продолжают «расти» и сдвигаются на северо-восток со скоростью нескольких сантиметров в год. Об активных процессах в верхней мантии Земли под Карпатами свидетельствуют землетрясения, последнее из которых произошло 4 марта 1977 года в горах Вранча на территории Социалистической Республики Румынии.

В развитии подвижных поясов Земли наблюдается цикличность. Каждый такой цикл тектоно-магматического развития включает в себя прогибание земной коры с образованием впадины (геосинклинального прогиба), в которой накапливаются мощные толщи осадков. Затем наступает подъем площади прогибов, который сопровождается смятием осадков в складки и образованием горных сооружений. Для начального периода характерны подводные вулканические излияния основных магм, а также внедрение в верхнюю оболочку коры гранитных интрузий, нередко достигающих огромных объемов. В этот период на глубине – в условиях высоких температур и давления – протекают процессы регионального метаморфизма-превращения осадочных и изверженных горных пород в кристаллические сланцы, гнейсы, амфиболиты и др.

Еще на раннем этапе образования гранитного слоя в протерозое (свыше 1,2 миллиарда лет тому) произошло разделение региона, части которого к нынешнему времени оформились как Внешние и Внутренние Карпаты. Граница между ними проходит по Закарпатскому глубинному разлому. Толщина земной коры во Внутренних Карпатах не превышает 30 км, а во Внешних Карпатах она достигает 60 км. Это свидетельствует о том, что прогибания во Внешних Карпатах в период формирования континентальной земной коры происходили интенсивнее, чем во Внутренних Карпатах.

Есть еще одна особенность в строении этих структур. Во Внешних Карпатах слой осадочных пород, не подвергшихся метаморфизму, достигает 20 км, тогда как во Внутренних Карпатах он едва приближается к 5 км. Это явление объясняется тем, что во Внешних Карпатах почти полностью отсутствовали процессы магматизма, а следовательно, и метаморфизма. Напротив, во Внутренних Карпатах магматическая деятельность прекращалась лишь на сравнительно короткое время. Мощные магматические процессы сопровождались приносом тепла из глубин Земли. Это привело к неоднократному процессу регионального метаморфизма. На участках наиболее интенсивного метаморфизма осадочные породы в результате перекристаллизации и уплотнения приобрели физические свойства гранита. Таким образом, явления магматизма и метаморфизма приводили к наращиванию гранитного слоя во Внутренних Карпатах и превращению его в жесткий массив. Отсутствие этих процессов во Внешних Карпатах способствовало развитию здесь подвижной шовной зоны между жесткими массивами – Восточно-Европейской платформой и Внутрикарпатским массивом. Эта шовная зона в Карпатах в основном и поглощала энергию расширения и сжатия земной коры. Растяжение приводило к образованию прогибов и накоплению в них мощных осадочных толщ, а сжатие и смятие этих осадков – к образованию складчатых горных систем.

Нынешнее разделение Карпат на Внешние и Внутренние четко проявилось в альпийском тектоно-магматическом цикле, который начался в триасе (свыше 200 миллионов лет тому), и продолжается до сих пор. Все толщи горных пород, образовавшиеся до этого, были сильно нарушены и глубоко метаморфизованы. После завершения предшествующего альпийскому герцинского цикла, наступил период относительного покоя, во время которого территория Карпат была приподнята над уровнем моря, а горный рельеф был сглажен процессами денудации. В начале мезозоя (свыше 200 миллионов лет тому) значительная часть суши опустилась, и здесь возник обширный морской бассейн, где накапливались кремнисто-карбонатные осадки, которые периодически нарушались мощными подводными вулканическими извержениями базальтовых магм. Этот режим продолжался до нижнемеловой эпохи (120-130 миллионов лет тому). С эпохи нижнего мела (или несколько раньше) и до конца палеогена (36 миллионов лет тому) на территории Внешних Карпат формировался глубокий прогиб, в котором накапливались мощные толщи флишевых осадков. Во внутренней части флишевого бассейна происходили подводные извержения спилитов и кератофиров, но большой силы они не имели. В эпоху верхнего мела мощные тектонические движения во Внутренних Карпатах способствовали внедрению гранитных интрузий, которые принято называть банатитами (от названия провинции Банат в Южных Карпатах, где они наиболее интенсивно проявились). Образование внутрикоровых кислых магм, очень сильно насыщенных газами после внедрения интрузий, привело к грандиозным вулканическим извержениям. Взрывы достигали огромной силы, и вулканический пепел разносился на сотни километров от источника. Липаритовый вулканизм продолжался около 30 миллионов лет (верхний палеоген и миоцен). Основная часть липаритовых вулканов располагалась на территории Венгрии. На территории Закарпатья они существовали в районе города Берегова.

Переломный момент в развитии Карпат наступил на границе палеогена и неогена (25-26 миллионов лет тому). С этого времени начали действовать силы сжатия земной коры. Флишевый бассейн был смят и превращен в складчатое горное сооружение. Этот период геологи называют инверсионным, когда дно впадины, образующей водоем, выходит из-под уровня воды, становится сушей, и здесь уже происходит не накопление осадков, а разрушение ранее образованных пород. Вдоль воздымающейся складчатой зоны, компенсируя поднятие складчатой флишевой зоны, образовались прогибы – Предкарпатский передовой и Закарпатский внутренний. Предкарпатский передовой прогиб развился с внешней стороны на фундаменте Восточно-Европейской платформы, а с внутренней – на фундаменте складчатой зоны. Закарпатский внутренний прогиб возник на жестком фундаменте Внутренних Карпат. В прогибах, накапливались мощные толщи песчано-глинистых осадков с прослоями липаритовых туфов, а также образовались пласты бурых углей и залежи каменной (в Закарпатье) и калийных (в Прикарпатье) солей.

Развитие Закарпатского внутреннего прогиба сопровождалось глубокими расколами внутрикарпатского массива на отдельные блоки. По межблоковым разрывам из верхней мантии поднималась магма. На поверхности она образовала мощные гряды вулканических пород. В результате возникла так называемая цепь погребенных вулканов, обнажающихся в районе сел Вышкова, Великой Доброни, Дрисины и Шаланок. В плиоцене (10-12 миллионов лет тому) в центральной части Внутренних Карпат образовалась Межгорная (Большая Венгерская) впадина, в бортовых частях которой продолжался андезитовый вулканизм, сформировавший на территории Закарпатья протяженную Вигорлат-Гутинскую вулканическую гряду.

Таким образом, на протяжении всего неогена во Внутренних Карпатах действовали мощные вулканы, что и привело к накоплению огромных масс пород, вытянутых в виде протяженных гряд, которые и принято называть Вулканическими Карпатами.

В раннечетвертичное время Карпатский регион был приподнят и осушен. Реликтами обширных водоемов, покрывавших значительную часть Внутренних Карпат, являются озера, к числу которых принадлежат расположенные в Венгрии Балатон и Веленце.

* * *

Современная геологическая структура Карпат была сформирована за последние 200 миллионов лет в период альпийского цикла тектоно-магматического развития. Как в вертикальном разрезе, так и в плане территория Карпат разделяется на целый ряд зон со своим специфическим геологическим строением. Отчасти глубинное геологическое строение отражается и в рельефе поверхности. В Карпатах выделяют основные тектонические зоны, которые сменяя друг друга, наследуют дугообразную форму этой складчатой горной системы.

С внешней стороны Карпатская подвижная область граничит с жесткой Восточно-Европейской платформой, консолидация которой произошла свыше 1200 миллионов лет тому. Для нее характерно двухэтажное строение. Нижний этаж (фундамент) состоит из метаморфических пород, интенсивно смятых в складки. Верхний этаж представлен осадочными породами, пласты которых, как правило, залегают горизонтально.

Предкарпатский передовой прогиб сложен вулкано-генно-осадочной толщей неогена с прослоями углей, гипсов, соли. Породы собраны в крупные пологие складки, крутизна которых увеличивается с приближением к складчатой флишевой зоне. Особо примечательным для внутренней части Предкарпатского прогиба является крупный надвиг мел-палеогеновых пород на более молодые неогеновые осадочно-вулканогенные породы. Амплитуда перемещения горных масс в горизонтальном направлении местами превышает 50 км. Движение горных масс, в пределах Украинских Карпат, шло в основном на северо-восток.

Складчатая флишевая зона сложена интенсивно смятыми преимущественно флишевыми породами, а также горизонтами песчаников, когломератов, гравелитов, аргиллитов, мергелей. Весьма незначительны по масштабам выходы магматических пород. Наиболее крупные из них известны в нижнемеловых отложениях Раховского района, где они представлены подводными извержениями спилитов и кератофиров.

Флишевые осадки – это ритмично чередующиеся прослои аргиллита, алевролита, мергеля и известняка.

В процессе сжатия спокойное залегание пород было нарушено и разновозрастные пласты оказались надвинутыми друг на друга. Так образовалось складчато-чешуйчатое строение флишевой зоны.

Утесовая зона разделяет Внешние и Внутренние Карпаты. Это зона Закарпатского глубинного разлома, возникшая многие сотни миллионов лет тому и служившая ареной интенсивных тектонических движений вплоть до четвертичного периода (1-2 миллиона лет тому). Отличительной чертой зоны являются скалы юрского известняка возрастом более 140 миллионов лет, которые как бы плавают в верхнемеловом (70 миллионов лет) мергеле. Эти геологические явления во многом остаются загадкой для геологов и в настоящее время. Очевидно, в процессе интенсивных тектонических движений огромные глыбы известняка были сорваны со своего основания и вмяты в мягкий верхнемеловой мергель. Утесовая зона на протяжении длительного времени разделяла две зоны с различным характером геологического развития.

Зону центральных массивов характеризуют высоко приподнятый складчатый фундамент доальпийских метаморфических пород, который лишь местами перекрыт альпийскими породами. Она имеет глыбово-чешуйчатое строение. В ней часто можно наблюдать, как древние породы по горизонтам далеко надвинуты на более молодые. Показательным в этом плане на территории Закарпатья является Раховский район. Здесь в долине речки Тисы обнажаются породы мелового флиша, а на возвышенностях – метаморфические породы палеозоя и протерозоя. Такое явление можно объяснить только пологим надвигом древних кристаллических пород на более молодой флиш.

Внутренние прогибы возникли в период миоцена (12- 26 миллионов лет тому) в тыльной части центральных массивов как компенсационные впадины по отношению к поднимающейся складчатой флишевой зоне. Они имеют блоковое строение, заполнены молассами – продуктами разрушения горных пород складчатой зоны и туфовым материалом. К межблоковым (межглыбовым) разломам, пронизывающим земную кору, приурочены вулканические толщи. Одна из них – наиболее мощная – наблюдается в осевой части Закарпатского внутреннего прогиба. Это так называемая цепь погребенных вулканов. Вулканические породы в этой цепи представлены в основном, андезитами. Выходы их известны в районе сел Дрисины и Шаланок. Вдоль южной окраины Закарпатского внутреннего прогиба отмечаются мощные толщи липаритов. На поверхности они обнажаются на большой площади в Береговском районе. Эти вулканические извержения начались в палеогене и закончились в конце миоцена (около 15 миллионов лет тому). Поэтому значительная их часть перекрыта осадочными породами плиоцена.

Большая Венгерская впадина образовалась в плиоцене (12 миллионов лет тому) и ее формирование продолжалось до четвертичного времени (2 миллиона лет тому). Впадина возникла на месте Паннонского массива и заполнена песчано-глинистыми породами толщиной до 3,5 км. На сочленении внутренних прогибов и Большой Венгерской впадины сохранились отдельные выступы (горсты) этого массива, которые объединяются в самостоятельную горстовую зону. На территории Закарпатья расположен Береговский горст.

По краям впадины в плиоцене продолжался андезитовый вулканизм. С ним связано образование наиболее крупной в Закарпатье Вигорлат-Гутинской вулканической гряды.

Общая протяженность гряды свыше 200 км при ширине до 20 км. В гряде преобладают андезиты и их туфы, значительно меньше базальтов, липаритов и их туфов. Мощность вулканической гряды превышает 1000 м.

Такова краткая характеристика основных геологических зон Карпат.

Следующая глава

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