Геологічна будова Українських Карпат
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