3.3. Історія геологічного розвитку

Зазвичай рахується, що зародження Карпатської геосинкліналі сталося на рубежі юри і ранньої крейди. Проте специфіка її появи і подальшого розвитку визначилася не лише особливими умовами ранньокрейдового часу і навіть не умовами початку альпійського циклу. Думка ця не нова: вперше вона була висловлена нашими попередниками ще в кінці XIX століття [7].

В даному випадку йдеться про характер геологічної структури підфлішової основи, тобто тіла Пракарпат що сформувалася унаслідок своєрідних тектонічних режимів. Його розчленування системою подовжніх розломів на серію блоків, що намітилося набагато раніше, саме і сприяло виникненню Карпатської геосинклинальной області. Післятитонське (неодноразове надалі) оновлення цих крупних порушень багато в чому зумовило лінійність трогової седиментації і виниклих згодом регіональних структурно-фаціальних зон. Нерівномірні (різного знаку, амплітуди і швидкості), стрибкоподібні переміщення по розломах зіграли перш за все, значну роль у формуванні флішу як дуже специфічної формації.

Східнокарпатський сегмент Карпатської геосинкліналі зародився на складно побудованій гетерогенній основі. Значна частина Східних Карпат "... у ранньому палеозої була евгеосинклінальною областю в межах якої йшло інтенсивне накопичення теригенних осадів аспідного і флішоїдного типів, яке змінилося з часом активними проявами вулканізму. Передорогенна стадія в нижньому карбоні ознаменувалася укорінюванням орогенних інтрузій гранодіоритів, представлених зараз ортогнейсами менчульського типу.

Після загальної інверсії герцинської евгеосинкліналі місцями накопичуються середньо- і, можливо, верхньокам´яновугільні відклади, які частково подібні (С.Г.Рудаков, 1966) до нижніх молас. Осадокоутворення супроводжувалось укорінюванням невеликих інтрузій біотитових плагіогранітів, що прорвали усе більш древні утворення.

Розчленована гірська країна, що виникла в результаті герцинських рухів піддається інтенсивним процесам денудації. У пермі і тріасі на її території у внутрішніх, а також, можливо, в центральних частинах виникають замкнуті і напівзамкненуті лагуни, в яких накопичуються грубоуламкові, карбонатні і місцями галогенні відклади. Інша (північна) частина Українських Карпат залишалася припіднятою і входила до складу бар'єру (Вінделіційсько-Берекідського валу за Д. Андрусевим, 1958), що розділяв Польський і Середземноморський басейни (Кульчицький, 1968, с.23).

У тріасі і юрі поступово стабілізуються умови седиментації осадків. Формуються малопотужні і схожі фації, у тому числі мілководді титонські з органогенними спорудами. Опускання не компенсується осадонакопичення, у зв'язку з чим (з врахуванням прояву офіолітового магматизму) цей режим розвитку вважається (Хаїн, Славін, 1966) лептогеосинклінальним. За ним слідує власне геосинклінальний флішовий режим (крейда-палеоген) а потім (у міоцені) - орогеншй з утворенням молас.

Геосинклінальний флішовий етап

На межі титону і беріасу-валанжину, що існували до цього палеогеографічні умови зазнають різкі зміни, що було зумовлене посиленням тектонічних переміщень із зсувами роз'єднаних розривами блоків. В зоні Пенін і Мармароша виникає вузьке підняття, яке розділяє геосинкліналь на дві частини: північну і південну. Північна (зовнішня) перетворюється у флішовий трог, шириною понад 200 км., в якому на протязі всієї крейди і палеогену йде інтенсивне накопичення потужного комплексу теригенного флішу. Вся ця область має всі ознаки типової міогеосинкліналі. В межах південної (внутрішньої) смуги, глибоко опущеної по разломах і в даний час перекритої моласовими відкладами Закарпатського прогину, в ранній крейді виникають умови, близькі до евгеосинклінального режиму (початковий тип). Ця область від розташованої на північ міогеосинкліналі відрізнялася невеликими розмірами і значно меншою інтенсивністю прогинання (Кульчицкий, 1968, с.23, 24).

Морський басейн в титонський час був порівняно мілководим з нормальною солоністю і досить теплою водою. З північного сходу його обмежувала рівнина, складена домезозойськими відкладами. В районі м. Яворова піднімалася і розмивалася невелика суша, що розширювалась убік Польщі. Між епіконтинентальним морем і карпатським басейном існував острівний Сандомирсько-Добруджинський вал (Zuber, 1901) з метаморфізованими породами рифею і, можливо, палеозою.

Основними джерелами зносу були південно-західна околиця Східно-європейської платформи і північна околиця Паннонії. Достовірних даних про контури внутрібасейнових острівних піднять (переважно підводних) немає.

Формування карпатського флішу, як відособленого поліфаціального комплексу відкладів, що ритмічно чергуються і утворилися в специфічних геотектонічних умовах геосинкліналі, охоплює весь крейдово - палеогеновий період часу. Відповідно до мінливості палегеографічних обставин і літолого-фаціального характеру розрізів флішовий етап розвитку запропоновано розділити на стадії: котинську - рання крейда, антийську або русичанську - пізня крейда (Вялов, 1971), карпійську - палеоцен-еоцен і омбронську - олігоцен (Вялов, Андрусов. 1965).