Розділ 9. Історія розвитку

В пределах Закарпатского внутреннего прогиба важная роль в формировании отдельных морфоструктур принадлежит поперечным разломам. Наиболее крупный из них Боржавский способствовал формированию меридиональной части хребта Тупого и повлиял на самостоятельное развитие Солотвинской (Верхнетисенской) и Чоп-Мукачевской впадин. В рельефе им отвечают Верхнетисенское низкогорье и Чоп-Мукачевская низменность.

В пределах Солотвинской (Верхнетисенской) впадины устойчивые опускания начали проявляться уже в олигоцене и достигли максимума в миоцене. В результате прогибания во впадине сформировалась мощная (до 2000 м и более) толща морских и лагунных средне-миоценовых соленосных отложений, собранных в широкие пологие антиклинальные и синклинальные брахискладки северо-западного простирания, местами осложнённые соляной тектоникой. Распространён соляной карст, диапиры, отмечены деформации продольного профиля и изменение высот террас Тисы в районе г. Солотвино. Устойчивые опускания впадины на границе миоцена и плиоцена сменились поднятиями. В результате этого рельеф начал подвергаться интенсивно развивающимся эрозионным процессам. Солотвинское (Верхнетисенское) низкогорье со всех сторон окружено горными сооружениями: Полонинским хребтом, Раховским массивом, хребтами Тупым, Оаш, Гутый.

Чоп-Мукачевская впадина начала прогибаться в позднем миоцене – плиоцене и опускания продолжались в антропогене, а в голоцене опускания сменились поднятием. Общая мощность осадков здесь достигает 2000 м. Для Чоп-Мукачевской впадины характерно развитие блоковой тектоники, приведшей к формированию хорошо выраженных в рельефе горстов и антиклинальных структур.

Основная (западная) часть Чоп-Мукачевской впадиныпредставляет равнинную поверхность, на однообразном  фоне которой возвышаетсяБереговское вулканическое холмогорье(сложенное преимущественно липаритами, образовавшимися в результате миоценовых вулканических извержений), отвечающее поднятому Береговскому блоку фундамента.

В структуре Украинских Карпат выделяется по вертикали два основных подразделения: домезозойский складчатый метаморфический фундамент и верхний мезо-кайнозойский складчатый комплекс Карпат.

РАЗВИТИЕ ДОМЕЗОЗОЙСКОГО СКЛАДЧАТОГО ФУНДАМЕНТА

КАРПАТ

Представления о геологической истории и составе домезозойского фундамента Украинских Карпат получены в последнее время в связи с развитием глубокого бурения, вскрывшего фундамент на глубине 1500—2500 м в Предкарпатском краевом прогибе, в Закарпатье в рай­оне Ужгорода, и применения методов определения абсолютного воз­раста геологических формаций.

Н. П. Семененко, JI. Г. Ткачук и В. И. Клушин в фундаменте Укра­инских Карпат и Предкарпатья выделили Галицийскую складчатую область, которая развивалась в период от 700 мдн. лет до 440—380 млн. лет, т. е. от верхнего рифея — докембрия V до среднего палеозоя (силур—нижний девон). Она синхронна по времени развития байкаль­ской складчатой системе.

Галицийская складчатая область рифеид и каледонид окаймляет с запада Украинский щит, который закончил свое складчатое развитие в докембрии IV— 1200 млн. лет тому назад формированием овручской складчатой системы. Восточная граница Галицийской складчатой об­ласти начинается к западу от г. Львова, и в Предкарпатском альпий­ском краевом прогибе ее денудационная поверхность погружена на глу­бину 1,5—2,5 км.

К востоку от г. Львова развит передовой прогиб Галицийской складчатой области глубиной до 7 км и шириной 60 км, который выпол­нен рифейскими и палеозойскими образованиями (см. рис. 16). О нали­чии этого палеозойского прогиба было доложено В. С. Поповым и В. В. Глушко на V съезде Карпато-Балканской геологической ассоциа­ции (КБГА) в Бухаресте. Впервые рифейский возраст 630 млн. лет был установлен Н. П. Семененко в 1958 г. для пород Раховского кристалли­ческого массива и в связи с этим выделен раховский цикл складкооб­разования, магматизма и метаморфизма; который проходил в период формирования верхней части пятого докембрййского мегацикла — рифея. Позднее, в 1960 г., был установлен и более древний возраст метаморфизма — 700 млн. лет для метаморфических сланцев фунда­мента Предкарпатского прогиба (села Рудки и Кохановка).

Мощные осадочные и осадочно-вулканогенные толщи верхней части рифея в процессе складкообразования были метаморфизованы в раз­личной степени, в одних участках они интрудированы гранитами и мета­морфизованы до ступеней кристаллических сланцев и гнейсово-амфибо- ловой ступени на Раховском массиве и в районе Угольки (амфиболиты); в другда..участках — в зоне.Предкарпатского прогиба — развиты на­чальные ступени метаморфизма глинисто-аспидных сланцев и филли-

тов. Менее метаморфизованные сланцы фундамента Предкарпатского прогиба, как уже отмечалось, имеют возраст 700 млн. лет, а кристал­лические сланцы Раховского массива — до 630 млн. лет, поэтому сейчас нет оснований для разделения пород фундамента на серии только по степени их метаморфизма, как это делают некоторые авторы.

Эти складчатые геосинклинальные метаморфизованные толщи по­род Галицийской складчатой области прослеживаются по простиранию от Украинских Карпат на территорию Польши.

Метаморфические сланцы осадочно-вулканогенных формаций верх­ней части докембрия V—рифея, сформированные на протяжении рахов­ского цикла, развиты по р. Висле от г. Кракова до устья р. Сан, где они вскрыты скважинами (Нечайна, Подбожье, Пуща и др.) на глу­бинах 800—2200 м и описаны как альгонкские или рифейские образова­ния С. Седлецким и др. (1962) и 3. Обуховичем (1963). Абсолютный возраст метаморфизма (650 млн. лет) этих сланцев установлен в АН УССР Н. П. Семененко и другими по образцам, собранным из этих скважин С. Седлецким. Однако в Галицийской складчатой области фундамента Карпат, имеет место и более древний ярус складчатости гиперборейского цикла докембрия V, представляющего более древний структурный ярус рифеид возрастом от 800 до 1100 млн. лет.

К югу от г. Кракова, в Ржешатарах, на глубине 947 м для роговой обманки из амфиболитов установлен в Институте геологии АН УССР возраст 870 млн. лет. Весьма характерно, что складчатый ярус рифеид гиперборейского цикла возрастом от 800 до 1100 млн. лет установлен и в фундаменте Крыма по определениям, произведенным в АН УССР. Рифейская складчатая область окаймляет, таким образом, Украинский щит как с запада, так и с юга.

Мощные вулканические явления в связи со складкообразованием в конце рифея на границе с нижним кембрием (от 570 до 605 млн. лет) сопровождались разломными движениями в периферической части Галицийской складчатой области на склонах Украинского щита, когда образовался полесский комплекс базальтов и трахидолеритов западного склона щита. Складкообразование и метаморфизм проходили в Гали­цийской области складчатости в кембрии на протяжении от 550 до 500 млн. лет. Эта фаза развита как на территории Украинских Карпат, так и в Свентокшиских горах, где установлены в скв. Бажова возрасты от 550 до 500 млн. лет для кембрийских сланцев. Эта же кембрийская фаза установлена по определениям Н. П. Семененко и др., и в Доб- рудже, в ядре кристаллических сланцев в Чамурлия-де-Сус— 530 млн. лет.

Развитие фаз метаморфизма и складкообразования на протяжении ордовика и силура определяется интервалом от 470 до 380 млн. лет. Фаунистически охарактеризованные складчатые силурийские отложе­ния обнаружены в ряде скважин в Предкарпатском прогибе В. Н. Ут- робиным. В этот период наметились мощные зоны разломов в перифе­рической зоне галицийской складчатости на платформе. Известны про­явления вулканизма (ортофировые туфы) в силуре в скальских извест­няках на платформе. Следует отметить, что разломные явления в периферической области галицийской складчатости, проходившие в рифее и в нижнем палеозое, создали сложную горсто-грэбеновую структуру Припятского вала и западного склона Украинского щита.

В пределах собственно Келецкой зоны мощность кембрийских отло­жений достигает 2000—2300 м. Выше кембрия в Келецкой зоне зале­гает маломощный ордовик около 150 м и еще выше нижние горизонты силура 150—200 м, представленные граптолитовыми сланцами. Эта серия пород смята завершающими этапами каледонской складчатости.

и несогласно перекрывается средним девоном. Возраст глинисто-филли- товидных сланцев, представляющих метаморфизованные аргиллиты из скв. Котовицы* составил 410 млн. лет, что отвечает силуру. В силурий­ских сланцах наблюдаются диабазовые тела, свидетельствующие так­же о развитии здесь силурийского вулканизма. Каледонским циклом по сути завершается развитие этой подвижной зоны, заложенной в до­кембрии V — рифее.

В восточной части фундамента Предкарпатского прогиба не по­лучил развитие герцинский метаморфизм, развитый в Западных Карпа­тах в Чехословакии. В Раховском массиве устанавливаются наложен­ные на древние толщи герцинский и мезозойский метаморфизм. В Западных Карпатах М. Машка и В. Зоубек выделяют в древнем основании комплексы от докембрия до нижней перми и в верхней системе неоидного чехла — комплексы от верхней перми до четвертич­ного времени. Варисцийский структурный этаж развит в западных Внутренних Карпатах беспорядочно и в нем выделяются три струк^ турных яруса. Бретонская складчатость и метаморфизм достигли здесь кульминации к концу девона, и только незначительная часть гра- нитоидов Западных Карпат относится к судетскому времени. Судетский интервал был последним в варисцийских циклах, когда протекала интенсивная складчатость и метаморфизм. Отсутствие молодых варис­цийских гранитоидов подтверждается, по мнению М. Машка, отсутст­вием в Карпатах варийсцийской эндогенной минерализации. Более молодые — рудногорская и астурийская фазы тектогенеза выражены менее четко. Позднее нижнекарбоновые толщи подверглись слабому метаморфизму только в результате более поздних тектонических про­цессов мелового периода.

Во время допозднего намюра, когда в карбоне началась морская трансгрессия, Западные Карпаты представляли собой сушу, и в тече­ние этого периода проходили процессы денудации Словацкого мас­сива. Морское осадконакопление в карбоне сменилось паралическим угленосным, в связи с раннеастурийским интервалом тектогенеза, кото­рый вызвал местами небольшие угловые несогласия. Астурийски'е дви­жения не вызвали метаморфизма, но привели к значительным палео­географическим изменениям. Поздневарисцийское время —это эпоха поднятия гор. Ранней Пермью в Западных Карпатах закончилась варис- цииская эра. ^г

Новый цикл возникновения мезо-кайнозойской подвижной зоны и геосинклинального опускания наступил здесь в раннем триасе.

Киммерийские тектонические движения, среди которых в Марма- рошском массиве на территории Румынии и в Раховском массиве на территории СССР выделяются древние киммерийские (послетриасо- вые), внутри киммерийские (послелейасовые) и молодые киммерийские движения, оказали воздействие на кристаллические породы Раховского массива. Раховский кристаллический массив к северу надвинут на меловой флиш. ^}

Следует отметить, что перекрытый юрскими отложениями рифейско- нижнепалеозойский складчатый фундамент в зоне Предкарпатского прогиба, очевидно, в мелу и палеогене выступал в виде горной гряды так как в Ходновичах на метаморфических сланцах непосредственно залегают отложения тортона. Эта горная гряда, окаймлявшая флише- выи бассейн, питала конгломераты верхнемелового и палеогенового флиша, а также молассы миоцена.

По данным В. Н. Утробина, в подземном рельефе фундамента Предкарпатья наблюдаются эрозионные врезы амплитудой до 1200 м которые быстро затухают в северо-восточном направлении. Следова-

тельно, горная гряда, соединявшаяся с Свентокшискими горами и окаймлявшая флишевый бассейн, возвышалась здесь над базисом эро­зии не менее чем на 1200 м и была опущена в миоцене в предтортон- ское время — за последние 20 млн. лет на глубину местами более 2500 м.

РАЗВИТИЕ МЕЗО-КАЙНОЗОЙСКОГО СКЛАДЧАТОГО КОМПЛЕКСА КАРПАТ

Денудированная, но обновленная мезозойскими движениями'Кар­патская горная страна при разрушении давала основной обломочный материал, из которого слагались более молодые терригенные образова­ния. Даже в то время, когда большая часть страны оказалась погру­женной ниже уровня моря, когда на ее месте развился подвижной фли­шевый морской бассейн, отдельные ее элементы возвышались над водой, размывались и продолжали питать продуктами разрушения этот фли­шевый трог. В области современного Предкарпатья эта система, сначала в мезозое сильно выравненная и покрытая морем, затем, после тихоокеанской складчатости, вновь возродилась. С ее существованием связано появление конгломератовых толщ в предгорном миоцене, она служила препятствием Для проникновения водного бассейна в палео­гене и в нижнем миоцене из южной (внутренней) части прогиба в север­ную; она же отделяла платформенный верхнемеловой бассейн от фли- шевого.

В нижем мезозое Карпатская область испытывает погружение, возникшие здесь горные сооружения размываются и только местами продолжают существовать уже не в виде сплошной суши, а в виде выступающих Кордильер, архипелагов островов, отдельных приподня­тых участков. Трансгрессия началась еще в триасе; в отдельные моменты она прерывается некоторым отступанием (быть может, и не во всех зонах), о чем свидетельствуют отсутствие части лейаса и бата и трансгрессивное залегание верхнего лейаса и келловея в самых южных зонах.

Максимальное развитие морского бассейна падает на титон.

В нижнем мезозое Море покрывает и самую южную часть терри­тории, которая в тектоническом смысле является продолжением цент­ральных массивов Западных Карпат, в частности татрид. В дальней­шем эта часть будет именоваться Татранской областью — до тех пор, пока на древнем основании ее не начнется формирование Закарпат­ского внутреннего прогиба. В нижнем мезозое она представляла собой геосинклинальную зону.

После континентального перерыва в конце палеозоя и начале мезозоя Русская платформа (Подольская плита) тоже слегка погру­жается и опускается под уровень верхнеюрского моря.

Очевидно, вся рассматриваемая территория представляла собой в юре, в частности в титоне, огромный единый морской бассейн, отложивший весьма маломощные осадки на платформе и гораздо большей мощности — во всей остальной геосинклинальной области.

Нижнемеловое время было эпохой крупных событий. К самым его низам (или верхам титона) относится вспышка эффузивной дея­тельности, следы которой мы находим в виде диабазов и порфиритов не только в Утесовой и Мармарошской зонах но и в Дусинско-Черно- горской зоне (гора Петрос). Внедрение ультраосновной магмы (серпен­тиниты р. Угольки в Закарпатье) составляет также одну из особенно­стей мелового времени.

Осадочные образования нижнегб' мела "уже~'во 'фЛИшевой ййй близкой к ней фации развиты во всех зонах Карпат. К этому времени

относится начало формирования флищевого трога, начало нового ритма колебательных движений и более значительного погружения. В Татранской области погружение было замедленным, и вместо флиша образовывалась ургонская фация неокома.

К. этому же времени относятся плавные поднятия и отступание моря на платформе.

Весьма большое значение имеет альбская фаза складчатости и последовавшие за ней крупные поднятия. Этой фазой вызвано форми­рование татранской складчатой системы и возникновение горной страны, для которой флишёвая область играла роль краевого про­гиба. Внутри этой последней, в геоантиклинальных участках (напри­мер в Мармароше), также образуются местные поднятия, в пределах которых более молодые осадки залегают трансгрессивно.

Нижнемеловые складчатые движения отразились, вероятно, и в области Предкарпатья. Об этом можно судить, с одной стороны, по проявлению их в Добрудже и в Келецко-Сандомирском кряже, а с другой — по характеру фаций верхнего мела платформы и флише- вого бассейна. Здесь выступала разделявшая их полоса суши. Таким образом, в нижнемеловое время наблюдаются достаточно резкие разли­чия в жизни разных частей описываемой территории. К концу нижнего мела происходит отчетливое их дифференцирование.

В Татранской области — сначала морской бассейн, а затем интен­сивная складчатость, поднятие и образование горной системы. В Кар­патской области — глубокое и быстрое прогибание, формирование флишевого трога, охватывающего и южную часть Предкарпатья. В его центральной или северной части — сравнительно слабая складча­тость, поднятие и появление полосы сущи. На платформе —также отступание моря.

Верхний мел — это эпоха преимущественно нисходящих колебатель­ных движений и обширной трансгрессии, начавшейся местами в сено- мане, местами жеещевальбе. Только в Татранской области продолжает существовать постепенно размывающаяся горная страна. Перед ней располагается неуклонно прогибающийся флишевый трог, с весьма подвижным основанием, мелкие осцилляционные колебательные дви­жения вызывают накопление ритмично чередующихся флишевых пород — однообразной серии громадной мощности.

Выступы суши, Кордильеры, внутри фдишевой области также в значительной мере покрываются водой (например, Мармарош).

Опускания, но спокойного характера, в отличие от лихорадочных пульсаций в флишевой области Карпат, испытывает и Русская плат­форма, покрывающаяся мощной верхнемеловой толщей.

Предкарпатье частично входило во фдишевую область, частично принадлежало к плавно погружающейся платформе. Разделявшая эти обе части зона внутри Предкарпатья представляется в виде полосы суши с более резким рельефом у южного края, откуда поступал тер- ригенный материал в флишевый бассейн, и сравнительно ровной на севере; влияние ее на примыкавшую окраину эпиконтинентального бассейна Русской платформы сказывается в обогащении терригенными элементами верхнемеловых мергелей, а в непосредственной к ней близости — и в появлении толщи так называемых журавненских песчаников.

На границе мела и палеогена происходят новые складчатые дви­жения в Татранской области. Ее основные структурные особенности обязаны своим появлением нижнемеловой складчатости, но дальней­шее усложнение и надвигание на верхний мел Утесовой зоны вызваны этой новой фазой.

Однако уже вскоре начинается быстрое погружение Татранской области, и в ее пределы проникает нижнетретичное море. Она обра­зует в смысле тектонического режима 'единое целое с Карпатской флишевой областью и в ней отлагается тоже флишевая серия — так называемый подгальский флиш. Хотя отложения подгальского флиша известны только в Западных Карпатах (до Токай-Прешовской гряды на востоке), где они покрывают несогласно все подстилающие осадки, вряд ли можно сомневаться в том, что аналогичные породы развиты на глубине и в Закарпатском внутреннем прогибе, а вероятно, захо­дят и в Утесовую зону.

Никаких признаков складчатости между мелом и палеогеном мы не видим в Карпатской флишевой области. Здесь продолжается непре­рывное погружение с осцилляционным ритмом, и мощная палеогено­вая флишевая серия является непосредственным продолжением мело­вой. В палеогене снова проявляется эффузивная деятельность. Совер­шенно определенное стратиграфическое положение в верхней менили- товой свите занимает мощный чечвинский горизонт дацитовых туфов в Скибовой зоне. Обогащение кремнеземом пород менилитовой серии, очевидно, тоже имеет известную связь с вулканической активностью. Несомненно и в палеогеновом бассейне существовали приподнятые геоантиклинальные участки, которые снабжали флишевые отложения терригенным материалом. Например, весьма вероятно наличие круп­ной повышенной размывающейся полосы между Дусинско-Черногор- ской и Кросненской зонами, обусловившей резкие различия слагающих их толщ. Именно разрушением таких участков, иногда в виде архипе­лага островов, вызвано появление галек палеозойских и юрских пород или даже целых слоев конгломерата в различных отложениях палеогена (выгодская свита, нижнепопельские слои и др.).

Южная часть Предкарпатья и в палеогене, как и в меловое время, живет одной жизнью с флишевым трогом и здесь отлагаются те же флишевые осадки. Однако в более ее северных частях находят отражение предпалеогеновые движения. Судя по соотношениям в Добрудже и в Келецко-Сандомирских горах, эта складчатая фаза была очень слабая, но за ней последовало новое поднятие суши, огра­ничившей с севера флишевый бассейн.

В отличие от того, что происходило в верхнемеловое время, теперь Русская платформа (Подольская плита) плавно поднимается — нео­ген здесь лежит непосредственно на меловых осадках.

Итак, к концу палеогена наблюдается следующее расчленение всей описываемой территории. Посредине — область прогиба, запол­няющаяся флишевыми осадками —геосинклинальная область. Она охватывает как часть татрид, так и часть Предкарпатья. По обе сто­роны геосинклинали находятся области воздымания — северная часть Предкарпатья вместе с платформой и южная часть татрид. Внутри флишевого прогиба также имеются отдельные приподнятые размываю­щиеся участки (кордильеры).

Очень важный момент в истории развития всей территории — граница между палеогеном и неогеном. Это переломный момент, когда "нарушаются все существовавшие до того соотношения. Именно в этот момент во флишевой области происходит основная складчатость и последовавшее за ней поднятие Карпат. Резко меняется знак колеба­тельных движений, и вместо многовекового погружения начинается воздымание. Карпатская геосинклиналь замыкается, и на месте обшир­ного бассейна формируется горная страна — собственно Карпаты.

Складчатость распространяется и на южную — флишевую часть Предкарпатья. В Татранской области, где в палеогене отлагался под

гальский флнш, возникают пологие складки большого радиуса — сводовые поднятия, осложненные крутыми разрывами с движением масс на юг.

Сравнивая области проявления тихоокеанской и первой карпат­ской фазы складчатости, можно видеть, что в третичное время про­исходит как бы перемещение — транспонация складчатости с севера на юг, из Татранской области в Карпатскую. Здесь наблюдается очень любопытное явление. Обычно область развития флиша пред­ставляется как настоящая складчатая зона. Флиш характеризуется чаще всего как мощная и сильно дислоцированная серия; под флише- вой зоной понимают всегда зону складчатую. В данном случае мы видим, что флишевая серия Татранской области (подгальский флиш) участвует в строении сводовых поднятий, и только.

Наиболее вероятное объяснение различия характера^ тектоники флиша в обеих областях — Татранской и Карпатской — связано с различной предыдущей их историей. Не акцентируя внимание на представлении о несминаемости кристаллических пород и так называе­мых консолидированных масс (в определенных условиях участвуют в складчатости и толщи массивных известняков, и гранитные тела). Все же можно предположить, что одинаковые напряжения вызывают различные проявления формы складчатости в более или менее пла­стичных породах.

Мощная серия флиша Карпатской области является более пла­стичной, чем комплекс пород, подстилающих подгальский флиш в Татранской области (приближенное к поверхности кристаллическое основание, сложно складчатый мезозой). В целом Татранская ^область к моменту третичной складчатости оказалась более устойчивой, менее пластичной, чем Карпатская область. Это и явилось причиной того, что характер и формы третичных дислокаций в них были резко раз­личными.

Итак, Татранская область испытывает складчатые движения, но очень слабые. Она уже слилась со срединной массой средиземно­морского орогена (Паннонией) — с «внутренней» его «платформой» и уже не входила в состав северной ветви складчатой зоны. Она расчленяется далее крупными разрывами на отдельные блоки, из которых одни опускаются, другие поднимаются. К числу таких опускающихся участков принадлежит и Закарпатье.

Рассмотренные соотношения имеют значение и для некоторых общих вопросов тектоники. Они показывают необходимость дифферен­цированного подхода к общему понятию складчатой области. В самом деле, в той полосе, которая обычно именуется северной ветвью Среди­земноморской складчатой области, выделяются зоны, которые по-раз­ному ведут себя в различные моменты складчатости. В эпоху тихоокеан­ской складчатости, в последние ее фазы, Карпатская область, где про­должается спокойное погружение и накопление осадков, не может рассматриваться как складчатая. Складчатые движения сосредоточены в это время южнее (татриды, граниды, гемериды). Наоборот, в эпоху собственно альпийских движений эти южные зоны причленяются к «внутренней платформе» (срединной массе Паннонии), а складча­тость развивается в Карпатской области. Это вместе с тем — один из примеров, . показывающих необходимость разграничения мезозойской тихоокеанской складчатости и третичной — альпийской.

Обратимся теперь к следующему этапу —_неогеновой - истории. По обеим сторонам воздымающихся Карпат —области восхбдящих коле­бательных движений и вместе с тем области денудации— образуются прогибы — один северный, краевой — в Предкарпатье, другой южный,

внутренний — в Закарпатье, в той области, которая до сих пор име­новалась Татранской. Эти прогибы являются вместе с тем и обла­стями сноса продуктов разрушения Карпат, областями накопления мощных молассовых толщ. В Закарпатском внутреннем прогибе в нижнем миоцене сначала в лагунных условиях отлагаются соленос- ные слои, а затем сюда проникает море, и образуется серия мелко­водных песчано-глинистых осадков. Признаки эффузивной деятель­ности выражены в виде ряда горизонтов дацитовЫх туфов.

Предкарпатский краевой прогиб в первую — Дотортонскую стадию своего развития охватывал только ту часть, которая выделена под названием южной, или Внутренней зоны прогиба. Здесь его основа­нием является флишевая толща. Таким образом, Не вся флишевая область вошла в состав воздымающегося горного сооружения Карпат. На ее северной окраине начал формироваться краевой прогиб. Все это были субакваЛьные отложения, в воротыщенский век преимуще-

ственно'лагунньге. Однако присутствие конгломератовых толщ

1 (слободские конгломераты) или флишеподобных добротовских слоев \с отпечатками следов наземных позвоночных заставляет говорить \ о некотором местном опреснении, о существовании суши с горным рельефом и о речных артериях, прорезавших эту сушу. I Именно в северной (внешней) части Предкарпатья и находилась эта суша.

Первая карпатская фаза складчатости не затронула ни Русскую платформу, ни примыкающее к ней Внешнее Предкарпатье. На плат­форме лишь в гельвете намечается слабое опускание и проникнове­ние моря (онкофоровые слои), однако очень неустойчивого: это мелко­водный бассейн с близкой к нормальной соленосностью (о чём свиде­тельствуют встреченные здесь устрицы и пёктениды).

Во Внешнем Предкарпатье отложений низов миоцена мы незнаем. Выступающая здесь полоса суши, являвшаяся северным бортом про­гиба, постепенно все больше и больше разрушалась и сглаживалась, и в стебникское время вряд ли обладала уже резко повышенным рельефом.

Итак, в нижнем миоцене существуют погружающийся Закарпат­ский прогиб е его' молассовыяй" отложениями, горная Карпатская страна — область размыва с восходящим движением, далее краевой Предкарпатский прогиб, заполненный мощными молассами, и плат­форменная область, охватывающая собственно Русскую платформу и внешнюю часть Предкарпатья. -

Начиная с нижнего тортойа, происходят очень интересные явле­ния. Прежде всего развивается обширная трансгрессия — как во внут­ренней части прогиба, так и во внешней (платформенной), и на самой платформе. 'Всюду здесь отлагаются морскйе песчано-глинистые осадки с нормальной морской фауной. Полосы суши, о которой только что говорилось, уэке больше не существует.

Сравнивая мощности осадков в разных зонах и некоторые осо­бенности фацйалыюго состава, можнб сразу уловить резкие различия между собственно-платформенной,--с одной стороны и обеими зонами Предкарпатья — Внутренней и Внешней, — с другой.

На Русской платформе (Подольской плите) мощности тортона (и сармата) небольшие, в разрезе присутствуют литотамниевые и дру­гие (ратинские) известняки. В Предкарпатье мощности огромные и отложения песчано-глинистые без признаков известняков. Самое важ­ное и интересное то, что во Внешней зоне Предкарпатья, которая до сих пор причленялась к платформе, составляла часть ее, также про­исходит резкое прогибание, и мощность осадков превышает 1500 м.

Можно сказать, что с нижнего тортона Внешнее Предкарпатье начи­нает вовлекаться в глубокое погружение, как бы отрывается от плат­формы и причленяется к области краевого Предкарпатского прогиба. Теперь это единая область, однако в баличское время амплитуда погружения в обеих частях прогиба остается еще различной и более или менее уравнивается только в галицкое время. Внутренняя (южная) часть прогиба развивалась на геосинклинальном, флишевом основании; а внешняя (северная) часть —на платформенном основании. Внутрен­няя, эпигеосинклинальная зона начала формироваться гораздо раньше, чем внешняя, эпиплатформенная зона.

Необходимо отметить еще один важный момент в миоценовой исто­рии рассмотренной области — момент регрессии и перерыв на границе нижнего и верхнего тортона. Затем на больших пространствах отла­гается толща гипсов (тирасская свита) — на платформе с этими гипсами тесно связаны почти немые ратинские известняки, однако в северной ее части продолжается отложение песков с морской фауной. Это начало новой верхнетортонской трансгрессии. Тортонское море смени­лось нижнесарматским. Отложения моложе нижнего сармата нам не известны.

В Карпатской горной стране продолжается поднятие и одно­временная денудация. Море на эту территорию больше уже никогда не проникало.

По другую сторону Карпат в среднем миоцене продолжает суще­ствовать внутренний Закарпатский прогиб. Мощность заполняющих его морских моласс достигает нескольких тысяч метров (хотя приводи­мые в литературе мощности явно преувеличены) (Коробков и Плеша­ков, 1948). Параллелизацию с молассами Предкарпатья проводить очень трудно.

Трансгрессивная нижнетортбнская серия начинается в Закарпатье терешульскими конгломератами, покрывающими непосредственно мело­вой флиш (не считая буркаловской свиты, имеющей локальное разви­тие). Более древние слои (тереблинская и солотвинская свиты) у края Карпат из разреза выпадают и развиты только во внутренней части Солотвинской впадины *.

Колебательные движения вызывают отложение то более грубых конгломератовых горизонтов, то более мелкозернистых осадков, наблю­даются то небольшие продвижения моря и трансгрессивное залегание, то некоторое отступание. Вероятно, отдельные пачки конгломератов представляют собой не трансгрессивные, а регрессивные образования. Они возникают не в результате опускания и продвижения тортонского моря в сторону Карпат, а наоборот, вследствие более быстрых скач­ков— Поднятий Карпат и тогда более широкого распространения на юг грубообломочных отложений.

Для этого времени характерна и довольно интенсивная вулка­ническая деятельность (горизонты липарито-дацитовых туфов в тор- тоне, сарматские липаритовые лавы и туфы).

Только в Закарпатском прогибе известны паннонскйе и верхне­плиоценовые образования. Большие площади заняты вулканическими породами —лавами различного состава (но главным образом анде­зитами и андезито-базальтами), их туфами и туфобрекчиями, обра­зующими даже резко выраженный в рельефе вулканический Выгорлат- Гутинский хребет.

Вряд ли можно сомневаться в том, что все эти излияния связаны с молодыми разломами. Эти разломы появились уже в то время, когда Татранская область превратилась в жесткую плацдармную зону и причленилась к Венгерскому срединному массиву. Возобновле­ние или образование новых разломов происходило и позже. Интересно отметить, что линии разломов не совпадают с простиранием карпат­ской складчатости. Так, в районе Хуста вулканическая полоса, связан­ная с разломом, косо пересекает это направление. Особенно показа­тельна Токай-Прешовская эффузивная гряда (в Чехословакии, неда­леко от границы с Закарпатьем), вытянутая в направлении, попереч­ном к складчатости.

Что же касается самых молодых осадочных образований, то они отлагались уже, в отличие от тортонских и сарматских, в сильно опреснявшемся бассейне. В результате отмирания морского бассейна Закарпатский прогиб превращается в потерявшую связь с открытым морем солоноватоводную лагуну, может быть даже в обширное озеро. Этот процесс идет все дальше, и самые верхние горизонты разреза представляют собой уже пресноводные озерные и дельтовые образова­ния (чопская свита).

В верхнем неогене происходит дальнейшее воздымание Карпат и их денудация. По обе стороны этой горной системы продолжают существовать краевые прогибы, глубоко погружающиеся и заполняю­щиеся молассами.

В Закарпатском внутреннем прогибе морские условия к концу нео­гена прекращаются.

Исключительное развитие имеют вулканические процессы, связан­ные с крупными молодыми разломами.

Предкарпатский прогиб значительно расширяется, захватывая и Внешнее Предкарпатье, ранее входившее в состав платформы. Здесь существует морской бассейн вплоть до нижнего сармата. Более моло­дые отложения неизвестны. Морской бассейн покрывает и Подольскую плиту, которая в своем медленном и незначительном погружении сильно отстает от Предкарпатского прогиба. Результатом этого отста­вания является резко различная мощность "миоцена — громадная в области прогиба и сравнительно очень малая на плат­форме.

Новый очень важный момент —неогеновая складчатость (вторая крупная карпатская фаза). В пределах Закарпатского прогиба она проявилась слабо. Об этом можно судить по наличию очень пологих широких складок в неогеновой толще. Правда, местами есть и ослож­нения, но они связаны с соляной тектоникой, протыканием ядер анти­клиналей соляными штоками. В других случаях такие осложнения возникают на контактах с надвигающимся в сторону прогиба флишем.

В Карпатской флишевой области эта складчатость-была несрав­ненно более значительной, но все же не ею, а первой — преднеогено- вой было вызвано образование основных складок —всей складчатой структуры Карпат в целом. Однако в это время продолжали разви­ваться надвиговые явления. Они были двусторонними. В южной окраине более слабые надвигания, обычно местного значения, происходили на юг, в сторону Закарпатского прогиба. Амплитуда северных надвигов, в сторону Предкарпатского прогиба, была достаточно большой. Во всяком случае, она достигала 10—15 км (а может быть, и значительно больше!, судя по положению под надвигами флишевой области соле- носных молассовых слоев прогиба.

Интенсивная складчатость имела место в южной части Внутренней зоны Предкарпатского прогиба, что вытекает из резких дислокаций

молассовых толщ. Постепенно к северу она ослабевает, но еще на границе Внутренней и Внешней зон прогиба возникает крупный реги­ональный надвиг.

Во Внешней зоне прогиба также образуются складки, правда очень пологие, широкие, брахиантиклинального типа, к платформе совсем затухающие. Следует подчеркнуть, что они находятся именно в той зоне, которая еще недавно, до баличского века, представляла собой часть платформы. Характерным является дальнейшее перемеще­ние на север — транспонация складчатости, захватывающей не только Карпатскую область и эпигеосинклинальную прилежащую часть про­гиба (как это было в первую карпатскую фазу), но весь прогиб, вклю­чая (пусть в слабой степени) и его внешнюю, бывшую платформенную часть. Возраст этой фазы точно установить не удается, но она прояви­лась, во всяком случае, после нижнего сармата, скорее всего, в после- паннонское время.

В дальнейшем вся территория в целом поднимается.

Последние водные бассейны, существовавшие еще в краевых про­гибах и на платформе (плиоценовый в Закарпатье и сарматский на севере), их покидают и никогда уже больше не возвращаются. Кар­паты продолжают подниматься, горная страна растет, но одновре­менно и разрушается процессами денудации. Наличие денудационных уровней и речных террас является ярким свидетельством недавних молодых поднятий.