Геологічна будова Українських Карпат та Донецького вугільного басейну

Реферат за темою:

Геологічна будова Українських Карпат та Донецького вугільного басейну

Донецьк

2008

ПЛАН

1. Геохронологічна таблиця

2. Геологічна будова Українських Карпат

3. Донецький вугільний басейн

1. Геохронологічна таблиця

Українські Карпати складають приблизно чверть Карпатської дуги. Перед появою Карпатської гірської дуги на поверхні планети був тривалий період, протягом якого море в цьому місці змінилось сушею.

Мелово-палеогенова флішева геосінкліналь, де зародились сучасні Карпати, не було суцільним водневим простором, її розділяли продольні гряди суші (так звані кордильєри) - виступи древніх порід фундаменту флішу. Явні сліди розливу фундаменту - виступи конгломератів, які містять неокатані уламки кристалічних сланців та кварцю, до гравелітів з галькою метаморфічних порід часто зустрічаються серед шарів типового двохкомпонентного фліша (ритмічно чергующихся пісковиків та сланців), що складають флішеву зону Карпат.

2. Геологічна будова Українських Карпат

Українські Карпати складають частину провінції Карпатських гір та подані трьома геоморфологічними областями: власно Українськими Карпатами, Передкарпатською височиною та Закарпатською низиною.

Українські Карпати - середньовисотні гори, що тягнуться з північного заходу на південний схід смугою, довжиною більше 270 км і шириною 100 - 110 км. Середня висота їх 1000 м, максимальна - 2061 м (г, Говерла).

Межі Українських Карпат визначаються державним кордоном України з Польщею, Чехією, Угорщиною,Румунією. Північно-східний кордон вздовж лінії міст Судова вишня - Комарне - Миколаїв - Жидачів - Івано-Франковськ -Коломия - Черновці. До складу Українських Карпат входять Передкарпатська височина, гірські Карпати та Закарпатська низина.

Вздовж північно-східного краю Українських Карпат знаходиться Передкарпатська підвищена рівнина, що відповідає Передкарпатському прогибу. Середня висота в межах Передкарпатської височини - біля 350 м.

В межах гірських Карпат виділяється ряд орографічних зон. У складі зовнішньої смуги Українських Карпат виділяють Бескиди, Горгани та Покутсько-Буковинські Карпати. Середньовисокі хребти Горган мають гострі гребні, круті схили з кам"яними осипами, які розділені глибокими долинами. Бескидам та Покутсько-Буковинським Карпатам притаманні м"які контури їх поверхні та куполоподібні вершини. Від Передкарпаття Зовнішні Карпати відокремлені уступом з відносними висотами 200 - 400 м.

В Центральній смузі Українських Карпат протягнулися Водороздільні-Верховинські Карпати. Висоти не перевищують 800 - 1200 м. Понижені місця хребта є зручними перевалами (Ужокський - 889 м, Верецький - 839 м, Воловецький 1014 м). На сході Водороздільно-Верховинських Карпат розташовані Ясинське та Ворохтянське міжгірські зниження, а також Верховинсько-Путильське низькогір"є. Ширина Водороздільно-Верховинських Карпат змінюється від 30 км на північному заході до 10 км на південному сході. Тут проходить головний водорозділ карпатських річок.

Далі до південного заходу підіймається осьова, найбільш висока частина Українських Карпат - Полонинсько-Чорногірські Карпати. Вони витягнуті в загальнокарпатському напрямку на 210 км з середньою шириною 20 - 25 км. Ця частина Карпат включає Полонинський хребет, гірські масиви Свидовець, Чорногора, Гриняви та Буковинську Полонину. Орографічною віссю є Полонинський хребет, який поперековими долинами річок поділен на окремі масиви (Полонина Руна, Полонина Боржавська, Полонина Красна).

Найвища частина Українських Карпат - Чорногора - розташована між Чорною та Білою Тисою, верхов"єм Прута і Чорним Черемошем. Тут знаходиться найвища її вершина - гора Говерла (2061 м). Верхня частина Чорногірського масиву представляє собою велике плоскогір"є полонин, над яким возвишаються конусообразні вершини: Петрос - 2022 м, Ребра - 2001 м.

Далі до південного сходу, між Чорним та Білим Черемошем, розташовані Гринявські гори з осевим хребтом Пневе. Поміж річками Білим Черемошем, Путилой і Сучавой простирається Буковинська Полонина.

На півдні Українських Карпат розташован Раховський масив і Чівчинські гори. Ця частина гір характеризується крутими схилами, гострими гребнями гір і значною глибиною розтину.

Вздовж південно-західного схилу Полонинського хребта виділяється вузька зона Березно-Липшанської поздовжньої міжгірської долини. Абсолютні висоти знижуються тут до 400 м.На південному сході від річки Рікі низькогір"є переходить у Верхнетисенську (Хустську або Солотвинську) горбисту рівнину з висотами 500 - 600 м.

До південного заходу від низькогір"я паралельно йому підіймається Вулканічний (Вігорлат-Гутинський) хребет. Він витягнут від річки Уж до річки Ріка. Долини річок Уж, Латориця, Боржава, Тиса прорізують Вулканічний хребет і поділяють його на окремі масиви. Між річками Боржава і Ріка Вулканічний хребет різко змінює свій північно-західний напрям на мерідіональний (хр. Тупий або Великий Шолляс) та біля м.Хуст переходить на лівий берег Тиси. Це вже Гутинські гори, розташовані на теритторії Румунії. Вулканічні Карпати мають гострі форми, скелясті схили, іноді зплощені вершини.

З південно-західного до зовнішнього краю Вулканічного хребта примикає Закарпатська низина, яка єчастиною великої Середньо-Дунайської рівнини. Поверхня її має невеликий нахил у південно-західному напрямку, абсолютні висоти зменшуються від передгір"я (116 - 120 м) до р. Тиси (105 м). Низину перетинають праві притоки Тиси: Латориця, Серне, Боржава з Іршавою та інші.

Морфоструктура

Сучасна морфоструктура Українських Карпат сформувалася в основному в неоген-антропогенний час, але вона включає також морфоструктури, які успадкували поздовжні та поперечні елементи давнього (мелового) структурного плану. Усі морфоструктури, крім вулканогенних, виникли внаслідок інтенсивного смятия порід і розвитку надвигів та горстів.

Розривна тектоніка Українських Карпат дуже складна. В морфоструктурі гір відобразились великі глибинні поздовжні та поперечні розломи. Серед глибинних поздовжніх регіональних розривів виключно важливе значення мають надвиги. Найбільш великим поздовжнім глибинним розломом є - Закарпатський. Розлом йде приблизно вздовж лінії зтику флішевих порід Полонинських Карпат та вулканічних утворень Вулканічного хребта. З Закарпатським глибинним розломом пов"язується походження своєрідної зони карпатських утесів (кліппенів). До зони глибинного розлому відноситься також міжгірська Березно-Липшанська (Тур"їнська) поздовжня долина, а в південно-східній частині - зони верховій Чорного Черемоша. З Закарпатським і частково Береговським розломами пов"язують осередки неогенового вулканізму Вігорлат-Гутинської гряди.

До глибинних поздовжніх розломів також належать:

Серединокарпатський (Центральнокарпатський), вздовж якого відмічається крутий північно-східний схил Полонинського хребта, Ссвидовця, Чорногори і Гринявських гір;

Зовнішньокарпатський розлом, з яким пов"язують формування протяжних морфоструктур скибової зони;

Передкарпатський розлом, що замаскирований надвигом між внутрішньою та зовнішньою зонами прогибу;

краєвий розлом Руської платформи - зовнішня межа Передкарпатського передового прогибу.

Поперекові розломи мають північно-східну орієнтацію і перетинають майже під прямим кутом північно-західне поширення карпатських складчатих структур. З поперековими розломами пов"язані субмерідіональні відрізки річкових долин Латориці, Боржави, Тереблі, Чорної Тиси і інш.

Система поздовжніх і поперекових розломів сприяла виникненню глибокої ступінчатої структури фундаменту Карпат.

Карпатській гірській споруді, створеній інтенсивними складчато-надвиговими та сводово-блоковими найновішими рухами, притаманна поздовжня зональність рельєфу, що відбивається в зональному розміщенні морфоструктур: хребтів-лусок, складчато-глибових хребтів і горстових масивів. Гірська споруда обрамлена передгірними прогибами: Передкарпатським вздовж північно-східного схилу і Закарпатським - вздовж південно-західного.

Передкарпатська височина - обернена морфоструктура,що займає простір між південно-західною окраїною Руської платформи і гірським поясом Карпат і відокремлюється від них рядом виражених в рельєфі регіональних глибинних розломів північно-західного розповсюдження. В геоструктурному відношенні Передкарпатській височині відповідає Передкарпатський передгірний прогиб, який сформувався як самостійна морфоструктура в міоцені. Порівняно широкий на північному заході (до 50 - 60 км) прогиб поступово звужується в південно-східному напрямку до 25 - 30 км. В прогибі виділяються дві зони: внутрішня геосінклінальна і зовнішня приплатформенна. Внутрішня прикарпатська частина прогиба напротязі неогена заповнювалася продуктами руйнування безупинно воздимавшейся Карпатської гірської країни, а в зовнішній приплатформенній частині накопичувався уламковий матеріал, що зносився з Українського щиту. Зовнішня і внутрішня зони поділені регіональним надвигом, що виник вздовж лінії разлома.

Зовнішня зона, починаючи з середнього міоцена, втягується в прогибання і заповнюється верхнєміоценовими відкладеннями. В її межах розвинуті численні куполоподібні складки, з якими пов'язані газові родовища (Дашава, Олар, і ін.). В рельєфі складкам відповідають ізольовані височини.

Внутрішня зона прогиба, що відділена від зовнішньої зони Садковичсько-Садзавським поздовжнім розломом, почала формуватися водночас з підняттям Карпат і тому має риси геосінклінальної структури.

Передкарпатська піднесена рівнина інтенсивно розділена правими притоками р. Дністер, зв'язаними найчастіше з зонами поперечних тектонічних порушень. Тому для рівнини характерно чергування піднесених міжріч з широкими терасовими долинами, які розділяють їх.

В місцях поперечних піднесень відзначається зменшення потужності порід, збільшується кількість грубого уламкового матеріалу, відзначається формування брахіантиклінальних складок. На дільницях занурення структурних елементів Передкарпатського прогибу відмічається збільшення потужності опадів.

В межах Карпатського складчатого гірського спорудження виділяється ряд структурно-фацальних зон: Скибова, Кросненська, Дуклянська, Магурська, Чорногорська, Свидовецька, Буркутська, Рахівська, Мармарошська, Пенінська. В геологічній побудові зон беруть участь шари мелового і палеогенового фліша, а в Чівчинських горах і Рахівському масиві (Мармарошська і Рахівська зони) з-під фліша виступають кристалічні сланці і мармури протерозоя. Фліш представлено перешаруванням пісчаників, аргіллитів, алевролитів, що грають неоднакову роль в побудові різноманітних структурно-фаціальных елементів. До складу нижньомелового фліша входять конгломерати, вапняки і мергелі.

Зовнішня смуга Українських Карпат представлена лускато-моноклінальними середньогір"ями і низькогір"ями та відповідає, як правило, Скибковій зоні. Ширина зони біля 40 км. В її складі виділяють Бескиди, Горгани і Покутсько-Буковинські Карпати. Кордон з Передкарпатським прогибом тектонічний і карпатські флішеві породи у вигляді луски насунуті на внутрішню зону прогиба. Складені складки верхньомеловими і палеогеновими піщано-глинястими флішевими відложеннями. Для морфоструктури Зовнішніх Карпат характерний розвиток довгих і вузьких лускоподібних надвигів, так званих скиб, що насунуті друг на друга з амплітудою до 13-15 км. В Бескидах і Горганах налічується 6-7 паралельних друг другу скиб, в Буковинських Карпатах їхня кількість збільшується до 8-9. Тут скиби стають вужче і відстань між ними зменшується. Виділені такі основні скиби (з північного сходу на південний захід): Береговська, Оровська, Сколевська, Парашковська, Зелемянковська, Ружанковська.

Лускоподібна структура зумовила моноклінальні умови залегання пісчаників і глинястих шарів верхньомелового і палеогенового фліша. Процеси эрозії сприяли виникненню ассиметричних (моноклінальних) хребтів з крутими північно-східними і пологими південно-західними спадами. Гребні хребтів утворені щільними пісчаниками верхньомелового і палеоценового віку, поздовжні долины віднесені до смуг більш м'яких порід еоцена і олігоцена.

В поздовжній побудові Зовнішньої антиклінальної зони Карпат відзначається зміна тектонічної структури і літології гірських порід. Так, в північно-західній частині Зовнішніх Карпат спостерігаються дуже стиснуті луски-надвиги вієроподібної будови. Їм в рельєфі відповідають сім-вісім морфоструктур загальнокарпатського поширення. Це низькогірні (800-1000 м) складчато-надвигові хребти Верхнедністровських Бескид. В основі хребтів залегають відрепарировані эрозієй і виведені на поверхню стійкі породи верхнемелового і палеогенового фліша. Сінклінальні частини складок складаються з менш щільних порід олігоцена і еоцена.

Сколевським Бескидам властиві чудово виражені лускоподібні прямолінійні структури і прояв структурно-літологічної зональності. Ці чинники зумовили виникнення средньовисотних (1100 -- 1300 м) моноклінальних хребтів.

В межах Скибових Горган (Зовнішніх Горган) від р. Мізунки до р. Пруту гірські хребти набувають звивистого обрису (складені неоднорідними по щільності породами різноманітних зон фліша). Середньовисотні хребти Горган мають гострі гребні, круті спади з кам'яними осипами, розчленовані глибокими долинами.^:

Загальнокарпатська північно-західна орієнтировка морфоструктурних елементів прослідковується в північній низькогірній частині Покутсько-Буковинських Карпат і в південно-східній частині Зовнішніх Карпат. Морфологічно і гіпсометрично Покутсько-Буковинські Карпати складаютьєдине ціле з Зовнішніми Карпатами, хоча в структурному відношенні є складовою частиною внутрішньої зони Передкарпатського прогиба. В рельєфі Покутсько-Буковинських Карпат виділяється ряд паралельних хребтів-антикліналей з препарованими денудацієй ядрами і крилами, складеними пісчаниками мелового і палеогенового віку.

Центральнокарпатська морфоструктура (Кросненська зона) витягнута неширокою смугою в загальнокарпатському напрямку і поділяє Зовнішню і Внутрішню морфоструктури. Це зона низькогор'їв і середньогорій Вододільно-Верховинських Карпат, складених потужним шаром пісчаників і аргіллітів олігоценового віку. Розповсюдження нестійких до процесів денудації гірських порід сприяло формуванню низькогірного (600-700 м) рельєфу.

В тектонічній будові зони переважають широкі сінкліналі і вузькі гребнєподібні антикліналі. Спостерігаються і надвиги, але вони не утворюють таких стислих лусок, як в Зовнішніх Карпатах. Головні антикліналі і сінкліналі Центральної карпатської зони ускладнені дрібною складчатістю. Найбільш зануреним частинам відповідають низькогір'я Стрийсько-Санської і Воловецько- Міжгірної котловин, Верховинського вододільного хребта, Ворохто-Путильського низькогір'я і Ясинської котловини. В середній частині морфоструктури (верхів'я річок Рікі, Тереблі, Тересви) по геологічним матеріалам встановлена дільниця піднятої складчатої основи. Тут розвинуті еоценові і палеоценові пісчаники, а в ядрах антиклінальних складок місцями оголюються пісчаники верхнемелового фліша. Значно припіднятаоснова зони обмежена поперечними розломами. Це зумовило виникнення масиву середньовисотних гір - Приводороздільних або Внутрішніх Горган (1600-1700 м). Структури представлені антиклінальними складками, з якими зв'язані головні морфоструктурні елементи - середньовисотні эрозійно-антиклінальні хребти і гірськімасиви.

Морфоструктура Внутрішніх Карпат - зона складчато-глибових і глибових гір, що утворюють орографічну вісь Карпат -- Полонинсько-Чорногорські Карпати, де відокремлені гірські масиви, що перевищують головний вододіл, мають горстовое походження і відповідають Дуклянській, Чорногірській і іншим зонам. Південно-західна частина морфоструктури різко занурюється і зрізається розломами. Із ними позв'язане утворення Вулканічного хребта і зони між флішевими і Вулканічними Карпатами -- Березно-Липшанського міжгір'я. Північна частина морфоструктури орографічно виражена Полонинським хребтом, масивами Свидовець і Чорногора. В геологічній будові приймають участь верхнемеловой і палеогеновий фліш (чорні сланці і кварцитоподібні пісчаники). Для зони характерні широкі складки, ускладнені дрібною складчатістю і надвигами.

Сучасний рельєф Внутрішніх Карпат відрізняється массивністю форм. Це залежить як від літологічного складу складових порід, так і від неглибоко розташованого кристалічного фундаменту зони, розбитого розломами на окремі блоки. Певно, ще в домезозойський час, а потім під час формування гірського рельєфу Карпат фундамент випробовував здебільшого позитивні глибові рухи. Тому тут розміщені найбільш високі гірські масиви Українських Карпат: Полонинський хребет, Чорногори, Гринявські і Шепитські гори.

Ядро Внутрішніх Карпат представлено сводово-глибовим середньогір'єм і високогір'єм остаточного Рахівського масиву і Чівчинських гір, що належить до Мармарошської і Рахівської зони. Вони складені кристалічними і метаморфічними породами докембрія і нижнього палеозоя (кристалічні сланці, гнейси, кристалічні вапняки, амфіболіти, граніти). Кристалічні породи нижнього структурного поверху Рахівського масиву і Чівчинських гір перекриті осадочними відкладеннями тріаса і юри, меловим і палеогеновим флішем. В процесі тривалих висхідних рухів осадочний чохол (особливо нижнємезозойські відкладення -- тріас і юра) майже повністю знищений процесами денудації і зберігся у вигляді ерозійних останців на поверхні Рахівського масиву.

Вздовж кордону з Магурською зоною витягнута Утесова зона - зона екзотичних скель (кліпенів). Вона має ширину від 2 до 20 км і проходить двома смугами між р. Тересвой і р. Латорицей. Виділяють Північну утесову зону і Південну. Північна зона утесів простягнулася від Рахівського масиву в північно-західному напрямку приблизно до р. Боржави вздовж лінії тектонічного контакту Мармарошського надвигу. Утеси (кліпени) утворюють смугу з окремих ізольованих екзотичних скелястих острівців розміром від декількох десятків до сотень метрів. Різкість їхніх форм порушує спокійний рельєф Внутрішніх Карпат. Складені скелі карбонатними і кремнистими породами юрського і тріасового віку, рідше кристалічними породами. Це тектонічні відторженці, вдавлені по лінії Мармарошського надвигу в товщину мелового фліша (пісчаники і аргіліти).

Південна зона круч добре виявлена біля сіл Кричеве, Довге, Свалява. Ізольовані екзотичні острівці щільних юрських вапняків мають різні розміри, підіймаючись над поверхнею схилів на 16 -- 20 м. Зона розломів є тектонічним кордоном, що відокремлює Внутрішні Карпати від Закарпатського передгірного прогину.

Закарпатська низменна рівнина обмежена на півночі гірською системою Карпат і Угорською низиною на півдні. В межах низини виділяються такі морфоструктури: Вигорлат-Гутинське вулканічне пасмо, Солотвинська (Верхнетисенська) і Чоп-Мукачівська западини.

Морфоструктура Вигорлат-Гутинського вулканічного пасма (Вулканічні Карпати) за походженням тісно пов'язана з тектонічними рухами протилежного знаку, що виникли на кордоні олігоцена і міоцена на стику складчато-глибової побудови Внутрішніх Карпат і Угорського серединного масиву. Рухи позитивного знаку по лінії Закарпатського розлому сприяли піднесенню північної частини Внутрішніх Карпат (Полонинський хребет, Рахівський кристалічний масив, Чорногора); рухи негативного знаку призвели до опускання південної частини, на місці якої і сформувався Закарпатський передгірний прогин. Паралельно розлому йде система глибоких викидів, що досягнув магматичних очагів, сприяли проявувулканічної діяльності. З продуктів різноманітних вулканічних викидів в неогені і сформувався Вигорлат-Гутинский хребет -- найбільша гірська споруда вулканічної зони.

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 потухлих 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 прогину.

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 прогинання 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.

Елементи морфоскульптури Українських Карпат почали формуватися після епохи складчатості і загального підняття гір, що настало в кінці олігоцена -- початку міоцена. В зв'язку з преривистими підняттями, що чергувалися з періодами відносного тектонічного спокою, рельєф Карпат придбав ярусну побудову -- виникли різновічні поверхні денудаційного походження, поділені виступами. Більшість дослідників виділяють в Українських Карпатах три (деякі автори -- чотири) поверхні денудаційного вирівнювання.

Припускається, що зароджування річкової мережі Карпат відноситься до кінця олігоцена -- початку міоцена. В першу чергу формувалися поздовжні річкові долини, закладення яких було зумовлене направленням основних структурних елементів і літологічним складом порід. Підняття гір сприяло закладенню поперечних долин. На початку формування Карпатських гір хребти ненабагато перевищували прилеглі території. За умов спокійного тектонічного режиму процеси денудації поступово вирівнювали і знижували вершини і гребні гір. Відбувалося формування першої поверхні вирівнювання, що закінчилося, мабуть, вже в ранньому міоцені. Залишки цієї поверхні вирівнювання, що отримала назву полонинської, збереглися в високогірній частині Українських Карпат на висоті від 1300-1400 м на північному-заході до 1950 м на південному сході. Плоскі вершинні поверхні покриті гірськими луками і називаються полонинами.

Українські Карпати в смузі фліша сильно розчленовані, але численні рівні поверхні на їхніх вершинах, що збереглися, дозволяють виділити більш низьку, другу денудаційну поверхню з відносною висотою 500-650 м. Її висота над рівнем моря збільшується з північного заходу на південний схід. Вік цієї поверхні вирівнювання А. І. Спиридонов визначає як пізній міоцен-пліоценовий. Поверхня зрізає товщі флішевих порід і міоценові відкладення (аж до середньосарматських), а її зовнішній край перекрит вулканогенними утвореннями Вигорлат-Гутинського пасма. Отже, вік поверхні вирівнювання може бути визначений як довулканічний.

Сама низька, третя денудаційна поверхня вирівнювання виражена дуже виразно. Абсолютна висота поверхні коливається в межах від 400 до 950 м. Вона підвищується до сучасного вододілу, а відносна висота досить постійна -- від 150 до 200 м. Поступ в бік річкових долин і гірське обрамлення з тыльної сторони придають цієй поверхні вигляд сходинки (педимента). Поверхня виражена в місцях розповсюдження фліша і розчленовує утворення Вигорлат-Гутинського хребта. Ці факти дозволяють визначити вік третьої поверхні вирівнювання післявулканічним -- пізньопліоценовим-ранньоантропогеновим.

Існують і інші думки відносно кількості і віку поверхонь вирівнювання (П. Н. Цись, В. Г. Бондарчук, І. Д. Гофштейн і ін.). Думки різних дослідників про кількість і вік поверхонь, а також про механізм їхнього утворення значно розходяться. В Передкарпатській піднесеній рівнині І. Д. Гофштейн виділяє поверхні вирівнювання двох рівнів: більш висока відноситься до рівня Червоної (пізній пліоцен), більш низька - до рівня Лоєвої (ранній плейстоцен). Обидві поверхні є передгірними аллювіальними рівнинами з вырівненим корінним цоколем. Поверхня Лоєвої займає значну площу міжріччя. Поверхня Червоної представлена розрізненими останцями.

Морфоскульптура Українських Карпат формувалася під впливом водно-ерозійних, денудаційних, гравітаційних, льодникових, карстових і інших, процесів, інтенсивність прояву яких залежить, від спрямування неотектонічних рухів і літологічної побудови гір.

3. Донецький вугільний басейн

Донецький вугільний басейн -- промисловий регіон, що включає Донецьку область без Приазов'я та північ Дніпропетровської і південь Луганської областей України. В етно-культурному плані Донбас із центром на Донщині займає землі від Слобожанщини до Приазов'я, від Запорожжя до території донських козаків, тепер Росії.

Тісне переплетення інтересів і економічних ресурсів Донецької та Луганської області, зумовили неформальне об'єднання їх в загальний регіон Донбас. Донбас -- основна паливно-енергетична база центрального і південного районів України (Дніпропетровська, Донецька, Луганська області) і Російської Федерації (Ростовська область).

Відкритий в 20-х рр. 18 ст.; промислове освоєння з кінця 19 ст. Площа біля 60 тис. кмІ. Сумарні запаси до глибини 1800 м - 140,8 млрд. т. У вугленосній товщі кам'яновугільного віку до 300 пластів; середня потужність робочих пластів 0,6-1,2 м. Вугілля кам'яне, Д - Т (78 %), антрацити (22 %). Теплота згорання 21,2-26,1 МДж/кг.

Як починався шахтарський Донбас

Гірнича історія Донбасу дуже давня. Ще в неоліті, наприкінці кам'яного віку (IV-III тис. до н.е.) тут виник один з найбільших в Східній Європі центр по видобутку і обробці головного мінералу первісної людини -- кременю, з якого виготовлялися предмети праці та зброї.

Наступним - вже у пізньому середньовіччі - було масштабне видобування солі (Пірко В.О.‚ Литвиновська М.В. Соляні промисли Донеччини в XVII - XVIII ст. (Історико-економічний нарис і уривки з джерел) / - Донецьк: Східний видавничий дім‚ 2005. - 136 с. (http://vesna.org.ua/txt/pirkovo/salt.doc)

Відкриття вугільних родовищ на Донбасі тривалий час датувалося історичною наукою 1722 роком, а честь першовідкривача приписувалася російському рудознатцю Григорію Капустіну, який немов би виявив пласти вугілля над річкою Кундрючою та в урочищі Оленячі гори на околиці сучасного м. Лисичанська. За новими даними (В.І.Подов, м. Луганськ, 1991), розвідка кам'яного вугілля на Донбасі велася в кінці другого десятиліття XVIII cт. під керівництвом ландрата (радника Київської губернії з використання природних ресурсів) Микити Вепрейського та управляючого Бахмутськими соляними промислами і коменданта Бахмутської фортеці Семена Чиркова за допомогою місцевих козаків, які, використовуючи вугілля в побуті, і вказали на місце виходу вугільних пластів на поверхню в районі р. Біленької (притоки р. Лугані). В кінці 1721 р ними були зібрані зразки кам'яного вугілля і руди і направлені до камерколегії у С.-Петербурзі з метою його випробування і відповідних аналізів. Для уточнення відомостей щодо віднайденого вугілля з С.-Петербурга у 1722 р. був відряджений Григорій Капустін. Таким чином, перші відомості про знахідки кам'яного вугілля і руди у Донецькому краї були зроблені місцевими козаками та адміністрацією краю до експедиції Г.Капустіна.

На кінець XVIII століття було накопичено достатній вітчизняний досвід розвідки і розробки вугілля викопного. Однак розміри його видобування у XVIII столітті були ще незначні, і лише під кінець століття в зв'язку з будівництвом Луганського чавуноливарного заводу видобуток вугілля зріс.

З 1795 року почалася історія міст Луганську (де під керівництвом шотландського інженера Карла Гаскойна почав створюватися Луганський чавунно-ливарний завод), Лисичанську (де в Лисячій балці почалося промислове видобування вугілля) і всього Донецького басейну - Донбасу, який в уяві кількох поколінь людей ідентифікується, перш за все, як шахтарський край.

Започаткована в Лисячій балці, що прорізає високий правий корінний берег Сіверського Донця, перша копальня почала давати вугілля в 1796 році. Першими шахтарями Донбасу стали кріпаки з російських Ліпецького та Олександрівського заводів. Частина з них видобувала вугілля, а інші будували примітивні казарми та землянки, де селилися гірники. Так починалося перше шахтарське селище, що кілька десятиліть називалося Лисячою Балкою (або Байраком), а в 1830-х роках отримало сучасну назву - Лисичанськ.

До 1802 року лисичанські вугільні розробки були єдиними казенними копальнями на Донбасі. За перше десятиліття свого існування (1796-1806 роки) тут було видобуто понад 36 тис. т вугілля (зараз в Україні стільки добувають в середньому кожні сім годин), що склало понад 90% всього видобутого у Донецькому басейні вугілля. Дві третини видобутого вугілля кіньми возили за 100 км до Луганського заводу, а решту продавали або використовували на місці.

Вже давно в Лисичанську на схилах Сіверського Донця не рубають вугілля і лише пам'ятний знак на честь відкриття першої вугільної копальні Донбасу, встановлений в Лисячій балці в 1960 році, нагадує, що саме тут був започаткований один з найрозвинутих промислових районів сучасної України.

На початку ХІХ ст. при цьому заводі відкривається перша в Україні Гірничозаводська школа. У 1827 р випускник Гірничого кадетського корпусу у С.-Петербурзі гірничий інженер з Харкова Євграф Ковалевський (1790 чи 1792, Харків -- 1867, С.-Петербург) виконав перше наукове стратиграфічне і геологічне дослідження Донбасу. Йому ж належить назва «Донецький басейн» від чого згодом було утворено скорочення «Донбас». Процес становлення вугільної промисловості в Україні радикально активізувався після скасування кріпацтва і на початку розвитку капіталізму під кінець XIX століття.

Геологічне минуле

Донецький вугільний басейн утворився на затоках і лиманах давно неіснуючого моря. Це море займало всю східну половину Європейської Росії і західну Азіатською, розділяючись між ними суцільним масивом Уральського хребта і врізаючись на захід вузькою, сильно витягнутою Донецькою затокою в материк. Як пам'ятники, давно зниклого моря, до наший епохи збереглися порівняно невеликі резервуари, наповнені морською водою, морить Каспійське і Аральське. У місцях, що оголіли, утворилася могутня товща вапняку з тих, що мешкали на дні моря раковин. Береги моря були покриті пишною рослинністю, властивою кам'яновугільному періоду: жахливими сигилляріямі, гігантськими хвощами, деревовидними папоротями, стрункими лепідодендронамі і каламітами. Залишки цих рослин, вельми багатих клітковиною, вистилали дно мілководої затоки, перемежаючись з піском і мулом, починали гнити і в результаті тління, тисячоліття, що продовжувалося, перетворювалися на торф, кам'яне вугілля і антрацит. З часу виходу з під вод кам'яновугільного моря товща Донецьких відкладень три рази була знову опинялася під хвилями морів - протягом юрського, крейдяного і третинного періодів. Кожне наступне море розмивало нерівності поверхні, заповнюючи своїми відкладеннями западини, сприяючи, таким чином, поступовому вирівнюванню поверхні. Врешті-решт, від гірських ланцюгів, перерезивавших місцевість, залишилися тільки їх широкі основи у вигляді кряжів. Ряд цих кряжів перетинає басейн з північного заходу на південний схід, засвідчуючи положення розмитих гірських ланцюгів. Найзначніший з цих кряжів, так званий головний перелом, або Донецький кряж. Спільною діяльністю протягом цілих геологічних періодів процесів розмиву та кряжеутворення поверхня Донецького басейну приведена до свого сучасного вигляду, відома під назвою "Плато розмиву".

Донбас як вугільний басейн

ДОНЕЦЬКИЙ ВУГІЛЬНИЙ БАСЕЙН (ДОНБАС) - найважливіший вугільний басейн в Україні. Розташований головним чином в Луганській, Донецькій і Дніпропетровській, частково Полтавській та Харківській областях України; у Ростовській області Росії. Пл. бл. 60 тис. км2 (650х200 км), у тому числі в межах України 50 тис. кмІ. Донецький кам'яновугільний басейн є складовою частиною найбільшої на Європейському континенті рифтогенної структури -- Дніпровсько-Донецької западини. У центр. частині басейну розташований Донецький кряж - найбільш піднесена частина Лівобережної України. Найбільші пром. центри: мм. Донецьк, Луганськ, Горлівка, Стаханов, інш. Д.в.б. в промисл. масштабах розробляється з кінця ХУІІІ ст. Першу шахту у Д. в.б. збудовано в Лисичанську 1796 року.

Геологія

Басейн є синклінорієм субширотного простягання, ускладненим складчастими і розривними порушеннями. У основі його залягають докембрійські магматичні і метаморфічні породи різного складу, перекриті девонськими вапняками з морською фауною, глинистими сланцями, пісковиками, конґломератами, вулканічними туфами, іноді порфіритами. Вище лежить потужна товща кам'яновугільних порід, що містить до 330 вугільних пластів і прошарків, потужність більшості яких становить 0,30…0,45 м. Загальна потужність палеозойських та мезозой-кайнозойських вулкано-генно-теригенних відкладів сягає 22 км. Головним вугленосним утворенням є теригенно-вугленосна формація, до якої належить грандіозна товща теригенних, переважно піщано-глинистих порід з прошарками вапняків і вугілля карбонового віку.

Гірські породи складені аргілітами, алевролітами, пісковиками, вапняками і вугіллям, що циклічно перешаровуються. Їх накопичення відбувалося в морських, континентальних і перехідних умовах. На значній частині площі басейну кам'яновугільні відклади виходять під четвертинні утворення, на іншій частині вони перекриті відкладами пермі, тріасу, юри, крейди, палеогену і неогену різного складу і генезису: вапняками, мергелями, глинистими і алевролітовими породами, пісковиками і пісками. Вугілля гумусове, автохтонне, за метаморфізмом - від бурого до антрацитів. На західній і північній околицях Д.в.б. розвідані значні запаси найбільш слабометаморфізованого кам'яного і перехідного до бурого вугілля, яке виявилися солоним.

Запаси вугілля

Станом на 90-і рр. ХХ ст. сумарні запаси вугілля до глиб. 1800 м оцінюються в 140,8 млрд. т, з них 108,5 млрд. т. відповідають кондиціям за потужністю пластів і зольністю. Розвідані запаси пром. категорій вугілля становлять 57,5 млрд, т і перспективні 18,3 млрд. т. Серед пром. і перспективних найбільш значні запаси (млрд. т): антрациту (13,8), газового (27,5), пісного (6,3), коксівного (9,8) вугілля.

За даними на 2000 р. розвідані запаси пром. категорій вугілля Донбасу становлять 57,5 млрд. т і перспективні ще 18,3 млрд. т. Найбільші запаси газового вугілля - 27,5; запаси антрацитів становлять 13,8; коксівного вугілля - 9,8; пісного - 6,3 млрд. т. При річному видобутку 100 млн. т цих запасів вистачає на 570 років. Ресурси метану у вугільних пластах становлять 491 млрд. м{3}, а за межами діючих шахт - 592 млрд. м{3}. Ресурси вільного метану у вмісних породах складають 37,65 млрд м{3}. Донецький кам'яновугільний басейн (Донбас) експлуа-тується з 1796 р. Від цього часу тут було видобуто понад 8 млрд т вугілля; запаси, які тут залишилися -- більше 90 млрд т. Найбільшого рівня видобуток кам'яного вугілля в Україні досяг у 1970 р. і становив 177,8 млн т/рік.

Розробка басейну

Розробляють 65 пластів, глибина розробки в багатьох шахтах досягає 1100 м.

Видобувні роботи ведуть на глиб. 400-800 м, а на 35 шахтах - на глиб. 1000-1300 м. Пласти і прошарки вугілля розташовуються через 20-40 м один від одного (у сх. частині бас. - через 100 м). Потужність пластів 0,6-1,2(2,5) м. У розрізі карбону нараховується до 300 пластів і пропластків вугілля, в потужністю 0,45-2,5 м. В Д.в.б. виділені всі основні марки вугілля - довгополум'яне (Д), газове (Г), газове жирне (ГЖ), жирне (Ж), коксівне (К), опіснене-спікливе (ОС), пісне (П), слабкоспікливе (СС) і антрацити (А), а також перехідне вугілля від бурого до довгополум'яного. Петрографічний склад вугілля досить однорідний. Вугілля Д.в.б. належить до класу гумітів іноді з сапропелево-гумусовими прошарками. Вугілля ниж. відділу карбону - спорові дюрено-кларени. Пересічна зольність вугілля 13-15 %, теплотворна здатність 30…36 МДж/кг. Сер. теплота згорання товарного робочого палива 21-26 МДж/кг. Вугілля малофосфористе, від мало- до високосірчистого. Всі пласти (за винятком суперантрацитів) газоносні починаючи з глиб. 150-500 м (нижче зони газового вивітрювання). Причому вміст вуглеводневих газів у вугіллі настільки великий, що Д.в.б. можна розглядати як велике газове родовище зі специфіч. умовами розподілу газів. Геол. запаси вуглеводневих газів, що містяться у вугільних пластах і пропластках, перевищує 2,5 трлн. м3. Гірничо-геологічні умови складні: 95 % шахт Д.в.б.-газові, 70%-небезпечні за вибухами вугільного пилу, 45 %-небезпечні за газодинамічними явищами, 30%-небезпечні за самозайманням вугілля.

Інші корисні копалини Донбасу

Крім вугілля, Д.в.б. багатий і на інші корисні копалини. У півн.-зах. частині Донбасу відоме Шебелинське родов. природного газу.

До пісковиків карбону приурочене Микитівське стибій-ртутне родов., до пермських - родов. кам'яної солі (Артемівськ), поблизу мм. Слов'янськ і Лисичанськ відомі пром. поклади крейди, в Амвросієвському районі - крейдяні мергелі, що є цем. сировиною, у Волновахському і Старобешівському районах - родов. флюсових вапняків і доломіту, поблизу Часів Яру родов. вогнетривких глин, кварцового і формовочних пісків, у Волновахському районі - алмазів і т.д.

Метан вугільних родовищ Донбасу

У Донецькому басейні метаноносність кам'яного вугілля коливається в межах 0,5-25 м3/т, антрацитів до 35-40 м3/т. Ресурси метану в розвіданих кондиційних вугільних шарах до глибини 1800 м коливаються в межах 450-550 млрд. м3. У бокових породах акумульовано в 1,5-2 рази більше вуглеводних газів, ніж у вугільних шарах, тобто в них не менше 1,5-2 трлн. м3 метану. З урахуванням Львівсько-Волинського басейну можна вважати, що вугільні родовища України містять 2,5-3,0 трлн. м3 газу.

Для прогнозування метаноносності вуглепородного масиву створене унікальне устаткування, яке дозволяє на реальних зразках вугілля і гірських порід одержувати будь-який напружений стан (у тому числі і нерівнокомпонентний), що відповідає глибині залягання до 10 км. На зазначеному устаткуванні вивчена ефективна поверхнева енергія вугілля, його поведінка в об'ємному нерівнокомпонентному полі стискаючих напруг і закономірності фільтрації метану через вугільну речовину для глибини до 3 км.

На великих глибинах за рахунок нерівнокомпонентності поля чи напруг утворюється додаткова тріщинуватість, рівнозначна максимальній головній напрузі, за якою відбувається фільтрація метану. Для поліпшення метановидалення з вугілля масив необхідно обробляти хімічно-активними речовинами чи витісняти адсорбований метан поверхневоактивними речовинами.

Теоретично й експериментально доведено, що метан у викопному вугіллі знаходиться в трьох станах: вільному в транспортних і закритих каналах і порах (в останні він попадає унаслідок твердотільної дифузії), адсорбований на їхній поверхні і розчинений в органіці вугільної речовини. З врахуванням метану, який знаходиться в закритих порах і розчинений в органіці вугіллі, його кількість у вугіллі, підрахована на спектрометрах ЯМР, повинна бути в 1,6 рази більше кількості, підрахованого за стандартними методиками. На підставі цього вугільні родовища Донбасу варто вважати вуглегазовими.