Горная дуга Карпат составляет восточное продолжение Альп, отделённое верхнетретичной тектонической котловиной Венского бассейна. Краевой хребет последнего в виде гор Лейта-Гебирге доходит до Дуная и продолжается по другую сторону реки в хребте Малые Карпаты. Долина Дуная в этом месте сужена и берега возвышенны; здесь расположена столица Словакии город Братислава. Таким образом, между Альпами и Карпатами есть непосредственная орографическая перемычка. Более глубокая связь между двумя важнейшими горными системами Средней Европы обнаруживается в их тектоническом строении, с грандиозными нагромождениями шарьяжных покровов, с мощными проявлениями третичной складчатости. Однако тектоника Карпат имеет ряд существенных отличий от Альп; ещё более значительны различия в геоморфологии гор.
Карпатская дуга своею северо-западной оконечностью как бы упирается в юго-восточный край Богемского массива. Отсюда горы образуют выступ к северу и, плавно изгибаясь, переходят от северо-восточного простирания в юго-восточное, протягиваясь мощным валом вдоль юго-западного края древней Русской платформы. На этом протяжении Карпатская дуга образует свою основную выпуклость, направленную к северо-востоку. В южной части Карпаты резко изгибаются к юго-западу, далее следуя к западу и снова к юго-западу; здесь как бы возникает самостоятельная дуга, окаймляющая с севера Нижне-Дунайскую низменность. Сохраняя горный характер, Карпаты вновь подходят к Дунаю и пересекаются им в ущелье Железных Ворот; продолжение горной дуги к югу от Дуная уже входит в состав системы Балканских гор.
Длина Карпатской дуги более 1300 км, несколько превосходит длину Альп. Но Карпаты сильно уступают Альпам по высоте, ширине и общей мощности горного поднятия. В Альпах высотные и тектонические зоны идут непрерывно на всём протяжении гор. В Карпатах отсутствует подобная целостность горной системы; пояс гор местами сильно снижается и суживается и, кроме того, распадается на отдельные части и массивы, разделённые глубоко проникающими в тело гор впадинами и котловинами.
Наибольшей высоты и ширины Карпаты достигают в северо-западной части, где массив Высокая Татра имеет 2663 м, и в южной части, превышающей 2500 м (Фагарашские горы, 2540 м). Северо-западную часть гор, по национальному составу населения, называют Словако-Польскими Карпатами; южную часть — Румынскими Карпатами. Между ними находится как бы перехват — резкое сужение и понижение пояса гор, Средне-Дунайская низменность в районе, пересечённом верхним течением Тиссы, заходит далеко к северо-востоку, сохраняя до самого подножия гор незначительную абсолютную высоту (110—120 м). Этот стратегически важный район, с наиболее удобными переходами через Карпатский вал из Восточной Европы в Западную, в большей своей части населён украинцами и может быть назван Украинскими Карпатами; он входит в основном в состав СССР (кроме западного участка).
Главные черты орографии и геологического строения Карпат могут быть обрисованы в следующем виде. Карпатская дуга в северо-западной части начинается узким, невысоким хребтом Малые Карпаты (до 761 м), сложенным кристаллическими сланцами и известняками, протягивающимся к северо-востоку и продолжающимся в хребте Белые Карпаты (968 м), за которыми сразу пояс гор сильно расширяется, простираясь к северо-востоку и востоку. При этом можно различить в нём две главные полосы — внешнюю, северную и внутреннюю, южную, с резкими особенностями их по характеру рельефа и геологического строения. Внешняя полоса сложена огромной по мощности толщей мелового и палеогенового флиша, в общем однородного состава, из частого чередования песчаников, конгломератов, глинистых и мергелистых сланцев. В виде системы средневысотных параллельных хребтов эта полоса идёт непрерывно дугой, имея название Западные Бескиды, а далее к востоку, в районе сужения Карпат, — Восточные Бескиды. Высшая точка Западных Бескид — Бабья Гора, 1725 м; Восточные Бескиды достигают 1300—1400 м (повышаясь в восточном участке). Средняя высота Бескид от 800 до 1000 м, а в наиболее суженном районе Карпат — 600—800 м. Самый удобный перевал в Западных Бескидах — Яблунковский (551 м высоты) — ведёт из долины Вага к верхнему Одеру. Несколько низких и удобных перевалов в Восточных Бескидах служат для перехода от системы верхней Тиссы к верхней Висле и верхнему Днестру. Таковы перевалы Дукля (502 м), Лупков (584 м), Ужокский (889 м).
К югу от Бескид, орографически тесно с ними смыкаясь, расположены горы внутреннего пояса Карпат, с более разнообразным рельефом и геологическим строением. В особенности характерно 8десь распадение гор на отдельные массивы, разделённые между собой широкими долинами и котловинами. Но в то же время данный район гор можно рассматривать как одно обширное сводообразное поднятие, вытянутое от запада к востоку, расчленённое продольными и поперечными разломами, кроме того, ограниченное периферическими расколами и резко опускающееся по краям. В центре поднятия возвышаются массивы, сложенные древними кристаллическими породами и мезозойскими известняками, с наличием также палеозойских сланцев. Периферическая зона хребтов, окаймляющих всё поднятие, состоит из молодых эффузивов, излившихся в результате интенсивной вулканической деятельности, происходившей в миоцене и плиоцене, в связи с расколами и сбросами. Эффузивы выражены главным образом андезитами и дацитами, реже трахитами и базальтами.
Максимальной высоты (2663 м) достигает вытянутый в широтном направлении эллипсовидный гранитный массив Высокая Татра с северным склоном из мезозойских известняков. Вершина массива представляет каровый гребень альпийского типа. Продольной Липтовской котловиной, пересечённой верховьем реки Вага, отделяется лежащий к югу параллельный массив однородного строения и формы Низкая Татра (2045 м). К западу от неё находится вытянутый в меридиональном направлении массив Большая Фатра (1591 м), а к северу от последнего — Малая Фатра (1477 м); оба они в основном сложены известняками. Южнее описанной центральной группы массивов протягивается обширный, частью платообразный, наклонно опускающийся к югу массив Словацких Рудных гор (до 1459 м). Восточная половина его состоит из гранитов и кристаллических сланцев, западная — из лавовых потоков и туфов. Массив сильно расчленён многочисленными врезанными в него речными долинами. У подножия его лежит полоса холмистых третичных предгорий (около 300 м высоты), а южнее проходит ещё ряд краевых вулканических массивов, в том числе Матра (1010 м).
На севере района, в пограничной зоне между внутренним и внешним поясом гор, среди, флиша подымаются изолированные известняковые вершины и гребни — «экзотические утёсы» размытого шарьяжного покрова. В западном и восточном участках района находятся ещё группы небольших обособленных массивов из кристаллических пород и известняков. К востоку от Рудных гор возвышается кристаллический массив (1318 м), а южнее — столовый массив Словацкий Карст, из триасовых известняков, (около 600 м), с большими пещерами и каньонообразными ущельями рек. Отделяясь широкой низиной, далее к югу, в краевой зоне, находится ещё один крупный круто обрезанный по краям известняковый массив — Мишкольц, или Букк (957 м).
На востоке весь этот горный район внутреннего пояса Карпат резко опускается по линии разломов и сбросов к дугообразно проходящей депрессии с долиной реки Гернад. За ней протягивается параллельной меридиональной дугой краевая вулканическая цепь Хедъялья и Прешовские горы, или Шоунары (до 1029 м), а далее к востоку лежит низменная равнина верхнего бассейна Тиссы — северный район Средне-Дунайской низменности. Тут на значительном расстоянии внутренняя гранитно-кристаллическая и известняковая полоса Карпат совершенно исчезает, погружаясь под аллювиальные наносы.
Горный хребет Карпат в этой суженной его части состоит почти целиком из одной внешней флишевой сланцево-песчаниковой полосы, которая достигает здесь значительной ширины (до 80 км и более) и постепенно повышается к юго-востоку (до 2058 м в хребте Чёрные горы). Вдоль южного края флишевой зоны проходит цепь вулканических вершин Вигорлат (до 1000—1500 м и более высоты); затем горы резко падают к низменности верхней Тиссы. Этот суженный (около 110 км ширины) сланцево-песчаниковый, окаймлённый, с юга вулканической цепью, район Карпат иногда называют Лесными Карпатами, так как он на большей части протяжения покрыт густыми лесами. Как выше упоминалось, его можно назвать Украинскими Карпатами (по национальному составу населения). Район этот, вместе с его южным склоном (Закарпатской Украиной), входит в состав СССР. Он разделяет две основные, более широкие части Карпат — северо-западную, или Словако-Польские Карпаты, и наиболее обширную по площади южную половину всей горной системы, или Румынские Карпаты.
Непосредственно к югу от истоков Тиссы Карпатский хребет вновь расширяется и приобретает сложное строение. Опять появляется здесь, составляя осевую горную зону, внутренняя кристаллическая полоса с отдельными выходами мезозойских известняков. Местами с ними чередуются участки, сложенные флишем, и вся внутренняя дуга замыкается почти непрерывной зоной эффузивов, достигающих мощного развития в размытом неогеновом вулканическом массиве Калиман (2102 м) и в цепи более молодых вулканических конусов Харгитей.
Внешняя флишевая полоса Карпат по-прежнему сохраняет свою непрерывность, сначала несколько суживаясь, а затем вновь расширяясь и получая юго-восточное простирание, близкое к меридиональному. Вдоль восточного края гор здесь хорошо выражена полоса довольно высоких предгорий, сложенных неогеновыми конгломератами, песчаниками и мергелями, и тут же, у подножия гор, проходит долина реки Серета. Всю эту часть горной системы Карпат называют Восточными Карпатами, так как здесь горы более всего заходят на восток. Флишевую полосу гор тут иногда выделяют под названием Молдавских Карпат. Последние заметно расширяются в южном участке, где они целиком составляют горный хребет, так как кристаллическая внутренняя зона на небольшом протяжении снова исчезает, уходя по линии сбросов в глубину. Скоро, однако, она вновь появляется, подымаясь на большую высоту и достигая наиболее мощного развития там, где Карпатская дуга резко поворачивает на запад и протягивается в широтном направлении, именно в части гор, называемой Южными Карпатами или Трансильванскими Альпами.
Флишевый вал Молдавских Карпат в своём южном участке изгибается к юго-западу и достигает здесь максимальной высоты 2500 м в массиве Бучеджи, сложенном меловыми конгломератами. Но тут же, как бы достигнув своей кульминации, непрерывная на всём остальном протяжении Карпат, внешняя флишевая зона резко обрывается и заканчивается. Здесь по линии верхнего течения реки Дымбовицы проходит граница между Восточными и Южными Карпатами. Далее к западу флишевая полоса наблюдается лишь незначительными участками на южном склоне гор, вскоре совсем исчезая. Южные Карпаты сложены почти целиком древними кристаллическими породами — гранитами, гнейсами и кристаллическими сланцами, с участием также в строении гор толщ мезозойских известняков.
В Восточных Карпатах внутренняя кристаллическая зона начинается тотчас к югу от самого высокого массива Украинских Карпат — Чёрных Гор. Максимальной высоты достигает она в массиве Родней (2305 м) с альпийским гребнем, круто обрывающимся к котловине Ворша с истоком реки Визеу, притока верхней Тиссы. На южном склоне Родней берут начало истоки реки Самоша, на восточном — истоки реки Бистрицы (приток Серета). Дальше кристаллическая полоса идёт довольно далеко к югу, сопровождаясь небольшими известняковыми массивами и участками развития флиша. Эта внутренняя зона гор расчленена глубокими и широкими долинами и котловинами, по преимуществу открытыми к западу. Длинная продольная котловина с истоками рек Мароша и Олтула протягивается у западного края внутренней воны в южном участке, замыкаясь с запада вулканической цепью Харгитей. У южной оконечности зоны находится крупная впадина бассейна Брашова, пересечённая Олтулом и его притоком Негру. В этом участке флишевый водораздельный вал Карпат резко сужен.
Краевая полоса эффузивов проходит почти на всём протяжении района. К югу от Марамарошского бассейна верхней Тиссы протягивается вулканическая цепь Лапушулуй, доходящая до массива Родней. К югу от Родней, отделяясь сложенным флишем обширным понижением пояса гор с бассейнами верхнего Самоша и верхней Бистрицы, поднимается огромный вулканический массив Калиман, к югу переходящий в цепь Харгитей. Интересно отметить, что Бистрица, образующая в горах к северу от Калимана, вместе со своим притоком, широкую котловину Дорна, ниже врезывается в кристаллическую вону, пересекая её в продольном узком и глубоком ущелье.
Флишевая полоса Молдавских Карпат состоит из системы параллельных песчаниковых хребтов в 1000—1500 м, подобных Бескидам. Одна из высших точек г. Чиаклеу, над средней Бистрицей, достигает здесь 1915 м. В южном, изгибающемся к юго-западу, участке флишевая зона заметно повышается и окаймлена полосой дислоцированных и высоко поднятых неогеновых отложений.
Южные Карпаты часто называют Трансильванскими Альпами и, действительно, эта часть Карпат наиболее близка к Альпам по непрерывности и мощности общего поднятия, достигающего 2000—2500 м, по развитию здесь осевой кристаллической зоны и горногляциальных форм — каровых гребней и цирков. Особенностью Южных Карпат, по сравнению с Альпами, является, однако, распространённость наверху гор, наряду с каровыми гребнями, обширных столовых поверхностей, частью плоских, частью наклонных, резко контрастирующих с круто падающими склонами гор. Происхождение их обусловлено новейшими — плиоценовыми и четвертичными — поднятиями, достигшими в южной части Карпат наибольшего размаха и вознёсшими на большую высоту складчатую основу гор, размытую в миоцене до степени пенеплена.
Грандиозный, альпийского типа, гребень (в 50 км длины) образует восточный Фагарашский массив Южных Карпат, почти отвесно падающий на север по прямолинейному разлому и сбросу к широкой тектонической котловине, пересечённой по длине рекой Олтулом. К югу массив опускается от подножия карового гребня флексурообразно, крутонаклонным скатом, расчленённым глубоко врезанными консеквентными долинами рек.
Река Олтул, протекающая у северного подножия Фагарашских гор, резко поворачивает к югу у западной его оконечности и глубоко зарывается в горы в поперечном ущелье, перепиливая весь пояс Южных Карпат. Долину Олтула можно считать антецедентной, существовавшей до плиоценово-четвертичного поднятия гор. К западу от Олтула высокогорный пояс Карпат наиболее расширяется, образуя сложно-расчленённый массив. Южный участок его, массив Парынгулуй (Паренгу), высотой в 2529 м, соперничает по грандиозности альпийского гребня с Фагарашем; он чрезвычайно круто обрывается к югу. Глубоко врезанные продольные долины притоков Олтула и Жиу отделяют от Паренгу более обширную северную часть массива, известную под названием Себешских гор. Себеш — высокое плоскогорье, над которым подымаются отдельные куполообразные расчленённые цирками вершины, как Кендрелу (2249 м), Суриан (2133 м). Высокий с овальным контуром массив Себеш опускается по краям сводообразно и крутонаклонно, что вызывает правильное расхождение наподобие веера врезанных в его склонах речных долин.
К западу от описанного центрального массива Южных Карпат (Паренгу-Себеш), отделяясь ущельем прорыва реки Жиу и грабеном верховья Стреюла (Стрыя), пояс гор изгибается в юго-западном направлении, сначала сохраняя высокогорный характер, а затем несколько опускаясь к глубоко врезанному ущелью Дуная — Железным Воротам. Эта западная часть Южных Карпат известна под названием Ванатских гор. Восточный высокогорный массив Баната имеет форму, близкую к треугольной, ограничиваясь с севера, запада и юго-востока огромными разломами и крутыми сбросовыми краями. Внутренние расколы и глубоко врезанные долины расчленяют его на несколько столовых массивов с куполообразными вершинами, рассечёнными гляциальными цирками. Наиболее высокий — массив Ретецат (Ретьезат), 2506 м, с резким альпийским гребнем; к западу от него — массивы Бореско и Чарт, к югу — менее высокая полоса гор Вулканы, на краю которой обрывы гранитного массива сопровождаются цепью известняковых скал. Меридиональный глубокий грабен с долинами рек Тимиш и Черна (с притоками) отделяет от высокогорного Баната его юго-западный, наклонный к Дунаю, участок.
У северного подножия массивов Ретецат — Чарко поднимается отдельный сводообразный кристаллический массив Пояна-Руска (до 1380 м), доходящий до долины реки Мароша (Мурешул). Наибольшая ширина высокогорного пояса Южных Карпат 80 км, общая ширина их горного вала 100—120 км) длина Южных Карпат 300 км.
К северу от западной половины Южных Карпат, отделяясь от них долиной Мароша, расположен широкий большой горный массив Бихор (Бихорские воры), не входящий в Карпатскую дугу, но составляющий как бы её боковой придаток. Массив этот имеет сложное геологическое строение, в основе состоит из древних гранитов и кристаллических сланцев, частью также из мезозойских известняков и меловых песчаников и сланцев. Все эти породы залегают с признаками сильной складчатой дислоцированности, но образуют пенепленизированные платообразные поверхности, изогнутые и расчленённые молодыми поднятиями, сбросами и эрозией.
В северо-восточной части Бихора залегают эоценовые глины и известняки, несогласно прикрывающие более древние породы и не захваченные складчатостью. Эоценовые отложения протягиваются отсюда к северо-востоку в виде гряды, пересекающей излучину Самоша, до гор Лапушулуй и массива Родней, соединяясь с флишем Восточных Карпат и образуя между ними и Ви хором как бы орографическую и тектоническую перемычку.
Значительную роль в строении Бихора, в его юго-западном и северном участках, играют также изверженные породы (диабазы, порфиры, дациты, андезиты), частью неогеновые, частью более древние. Кроме того, края Бихора расчленены сбросовыми котловинами с неогеновыми отложениями. Такие котловины в особенности характерны для западного края Бихора, заходящего на Средне-Дунай скую низменность тремя выступами-отрогами. Восточный край Бихора имеет более правильную, близкую к полукруглой, форму, очевидно, связанную с молодым сводообразным поднятием древнего пепепленизированного массива. Но это поднятие сопровождалось многочисленными краевыми и внутренними разломами и сбросами, с выходами изверженных пород, что придало Бихору характер сложного горстового массива.
Особенно эффектны высокие сбросовые обрывы и круто падающие склоны северо-западного наиболее приподнятого участка Бихора, к кото рому приурочены высшие точки массива — Кукурбета (1849 м), Владеаса (1828 м). Расположенное здесь гранитное и порфировое плато к востоку и северо-востоку, напротив, опускается постепенно. В западной и южной части Бихора имеются известняковые массивы с замечательными по грандиозности карстовыми формами — пещерами и провалами.
Между Бихором, Восточными и Южными Карпатами простирается обширная котловина — плато Трансильванского бассейна. Она сложена третичными, преимущественно неогеновыми, песчаниками и глинами с залежами гипса и соли. Это плато нарушено дифференцированными молодыми сводообразными поднятиями и прогибами небольшого масштаба и расчленено в холмистый рельеф эрозией разветвлённой речной сети систем Мароша, Самоша и Олтула. Реки разработали довольно глубокие и широкие долины со склонами, отличающимися развитием оползней в рыхлых третичных толщах. Холмы достигают нескольких сот метров относительной высоты; котловина в целом залегает на абсолютной высоте от 400 до 700 м.
Восточные и Южные Карпаты, боковой массив Бихора и довольно высоко залегающая внутренняя впадина Трансильванского бассейна составляют четыре главные части южной половины Карпатской горной страны, входящие почти целиком в пределы Румынии.
Сделанный нами обзор геологического строения и орографии Карпат мы дополним выводами о некоторых важнейших закономерностях геоморфологии страны, связанных с генезисом и историей развития её рельефа.
Хотя Карпаты составляют тектоническое продолжение Альп, но главные геологические и морфологические зоны Альп или отсутствуют в Карпатах, или приобретают здесь совершенно иной характер. Чрезвычайно типичные для альпийской горной страны широкие и самостоятельно выраженные полосы Известняковых Предальп вовсе исчезают в Карпатской дуге. Известняковые толщи мезозоя, от триаса до мела, в близких к альпийским фациях, имеются в Карпатах, но занимают в целом небольшую площадь и отличаются весьма прерывчатым распространением. Они всецело подчинены кристаллическим массивам внутренней зоны Карпат, принимая лишь сравнительно незначительное участие в строении сильно раздробленных разломами и сбросами шарьяжных структур этой зоны.
Широкий осевой кристаллический пояс, выраженный на всём протяжении Альп, прослеживается и в Карпатах, но далеко не в таком полном виде. Он имеет здесь прерывчатый характер, исчезая на значительных пространствах, а там, где представлен, оказывается сильно раздроблённым и распадается на отдельные массивы, разделённые глубокими котловинами, с проникающими сюда отложениями неогеновых морских и озёрных бассейнов. В связи с интенсивным раздроблением кристаллического пояса и опусканием крупных его участков здесь получила в неогене мощное развитие вулканическая деятельность, обусловившая возникновение хребтов, массивов и цепей из эруптивных конусов и нагромождений лавовых потоков и туфов. Эти вулканические формы принимают существенное участие в рельефе внутреннего пояса Карпат и даже почти образуют здесь самостоятельную краевую зону, правда, прерывчатую, но ярко выраженную в цепях южной окраины северо-западных Карпат и в западной полосе Украинских и Восточных Карпат.
Столь сильное и глубокое раздробление и распадение осевого кристаллического пояса гор и столь мощное развитие вулканических процессов и форм — черты, совершенно чуждые Альпам, где подобные явления имели лишь небольшое развитие и где несравненно лучше сохранилась вся основная складчатая структура горной системы. Только в Южных Карпатах кристаллическая зона выражена достаточно мощно и непрерывно, полностью имея значение осевого горного пояса, но зато здесь отсутствуют боковые пояса.
Другой особенностью Карпат, по сравнению с Альпами, является исключительно крупное значение внешней флишевой зоны из меловых и палеогеновых песчаников, конгломератов, глинистых и мергелистых сланцев. В Альпах флишевая зона имеет совершенно второстепенное значение, протягиваясь узкой полоской вдоль северного края гор. В Карпатах она достигает гораздо большей ширины, составляя непрерывный пояс на всём протяжении горной дуги, кроме южной ветви. На значительных пространствах мощная толща флиша играет роль осевого пояса гор и даже почти целиком слагает весь горный хребет, именно в Украинских Карпатах и в южной части Молдавских Карпат.
Основное различие геологического строения Карпат и Альп, ярко отражающееся на главных особенностях их геоморфологии, как раз и состоит в указанных выше чертах — в распадении кристаллического пояса с появлением вулканических форм и в мощном развитии флишевой зоны. Это различие обусловлено несколько иной, чем в Альпах, геологической историей Карпат. Дело в том, что вся внутренняя зона Карпат была создана более древними фазами складчатости и горообразования, имевшими место в меловом периоде, с преобладающей ролью, по-видимому, верхнемеловой «австрийской» фазы. Можно даже считать, что известняково-кристаллическая полоса Карпат была сформирована не собственно альпийской, а ларамийской фазой складчатости и горообразования.
Сложные шарьяжные структуры с комплексами покровов, претерпевшими сильный размыв и раздробление, были установлены для Татры впервые Люжоном, для Южных Карпат — румынскими геологами, в частности Мургочи. На этих структурах повсюду несогласно, без складчатой дислоцированности, залегает эоцен, что указывает на их меловой возраст. В течение верхнего мела уже высоко поднялась древняя горная дуга Карпат, занимавшая место нынешней внутренней зоны, но более широко и непрерывно. Геосинклинальный бассейн передвинулся к северо-востоку, в виде предгорного прогиба, на месте современной внешней зоны, куда сносились и отлагались огромные толщи обломочного материала за счёт размыва и разрушения древних Карпат, о высоте которых свидетельствуют мощные верхнемеловые конгломераты.
Предгорный геосинклинальный бассейн был захвачен главной альпийской фазой складчатости в верхнем олигоцене вплоть до нижнего миоцена. Отложенная в нём огромная флишевая толща пластов подверглась весьма интенсивному сдавливанию, с образованием нескольких шарьяжных покровов довольно однородного типа, с характерным для флиша частым чередованием слоёв различного фациального состава. Эти покровы опрокидывались к северо-востоку и надвигались друг на друга, надвинувшись также и на предгорную миоценовую полосу, захваченную только слабой пологой складчатостью. Вследствие последующего размыва покровов пласты большей частью обнаруживают здесь изоклинальное залегание, с наклоном к юго-западу.
При развитии третичных шарьяжей местами были захвачены и надвинуты на флишевую зону толщи известняков соседней внутренней зоны, создав цепи «экзотических утёсов», характерных для Западных Вескид, гораздо реже наблюдающихся в других районах внешней зоны.
Таким образом, кристаллическая и флишевая зоны Карпат были созданы тектоническими процессами разного возраста. Неудивительно поэтому, что сравнительно древняя внутренняя зона испытала весьма интенсивный и глубокий размыв, а кроме того, частичное разрушение, одновременное с крупными опусканиями в миоцене в пределах Нижне-Дунайской низменности. Большая часть внутренней зоны в миоцене находилась в стадии далеко зашедшего размыва, даже в стадии полной пенепленизации, как об этом свидетельствуют выравненные поверхности миоценового возраста наверху многих массивов этой зоны.
Флишевые Карпаты поднялись в виде гор в миоцене, и, вследствие сравнительной рыхлости и малой сопротивляемости размыву слагающих их толщ, они уже в верхнем миоцене оказались эродированными до зрелой стадии, с широкими долинами рек, куда временно проникала верхнемиоценовая морская трансгрессия. Но в конце миоцена, а местами и раньше, начинается общее поднятие Карпат, продолжавшееся несколькими этапами в течение плиоцена и четвертичного времени. Юные, крупного размаха поднятия в особенности характерны для Южных Карпат, где они продолжаются и в современную эпоху, сопровождаясь резкими сейсмическими явлениями. Морской плиоцен здесь вознесён на высоту до 1000—1200 м, а кроме того, дислоцирован.
Итак, современный рельеф Карпатских гор возник в результате соединения в один хребет двух соседних горных систем разного возраста, вместе поднятых эпейрогеническими движениями верхнетретичного и четвертичного времени.
Наличие пенепленизированных поверхностей наверху Карпатских гор было впервые обнаружено и установлено в Южных Карпатах в начале XX века в результате детального изучения их геоморфологии. Эти классические тщательно проведённые исследования сыграли большую роль в деле познания генезиса и характера рельефа как Карпат, так и других европейских складчатых гор, формы которых раньше трактовались без должного учёта крупного значения эрозионных процессов и циклов развития.
Были установлены в Южных Карпатах три главных яруса эрозионных платформ (выравненных поверхностей), которым были даны местные названия (по участкам, где они ярче всего, выражены): платформа Бореско, самая древняя и высокая, нижнемиоценового, а может быть, частью и эоценового возраста, платформа Риу-Сэс, залегающая в среднем на 500 м ниже, среднемиоценового возраста, и более низкая и узкая периферическая плиоценовая платформа Горновица.
Благодаря твёрдости и стойкости горных пород Южных Карпат, а также геологической молодости поднятий, ещё хорошо сохранились наверху гор, на высоте до 2100 м, отдельные участки платформы Бореско и в особенности широко выраженная среднемиоценовая платформа, по краям флексуровидно изогнутая и местами разбитая сбросами. Участки платформ вообще залегают на разной высоте вследствие неравномерного характера новейших сводовых и глыбовых поднятий. Главные куполовидные вершины представляют собой уцелевшие от размыва останцовые высоты миоценовых Карпат, находившиеся в зрелой стадии, а затем вознесённые на большую высоту и скульптированные четвертичными ледниками.
Подобного же типа выравненные поверхности миоценового возраста констатированы в Бихоре и в пределах внутренней зоны северо-западных Карпат, где они залегают на различных высотах, точно так же в результате диференцированных новейших поднятий, частью глыбового, частью сводового характера. Ими обусловлены платообразные поверхности, срезающие дислоцированные складчатостью толщи пород Словацких Рудных гор и Словацкого Карста, а также и многих других массивов.
Что касается более молодого флишевого вала Карпат, то и он, как мы уже отмечали, подвергся в верхнем миоцене, а затем также в нижнем плиоцене, во время стабильных фае, значительному размыву, до степени зрелости, а по краям вала — вплоть до пенепленизации. Так, согласно выводам работ польских географов, в Западных Бескидах прослеживаются два уровня широко распространённых выравненных поверхностей — «внутренняя бескидская» среднесарматского возраста и «суббескидская» — нижнеплиоценового возраста. Первая по среднему Дунайцу имеет около 220—260 м относительной высоты (над современным уровнем рек) и выше в горах постепенно поднимается, достигая около 700 м абсолютной высоты. «Суббескидская» поверхность выражена в пониженной краевой полосе гор на абсолютной высоте 330—380 м с относительной высотой 120—150 м. Она прослеживается также в небольших равнинах у северного подножия Татры. Обе поверхности расчленены молодым врезанием речной сета в результате новейших поднятий. С движением к юго-востоку размах поднятий и глубина врезания речных долин значительно увеличиваются.
Новейшие поднятия Карпат в целом имеют характер общих сводообразных вздыманий всего горного вала, осложнённых в известняково-кристаллическом поясе гор многочисленными разломами и сбросами, особенно крупного масштаба в Южных Карпатах. Но кроме того, современными исследователями отмечается большое распространение диференцированных сводовых поднятий, или кульминаций, чередующихся с относительными прогибами, причём эти движения заметно отражены в рельефе гор. Они создают повышенные и пониженные участки горного рельефа, с постепенными переходами как по длине горного поднятия, так и поперёк к нему.
Подобного рода движения, как мы видели выше, установлены также для Альп и вообще являются широко распространёнными на земной поверхности как в горах, так и на равнинах. Некоторые геологи склонны относить эти явления к формам пологой складчатости, что, однако, нельзя считать правильным как по характеру и масштабу этих процессов, так и потому, что складчатой дислоцированности пластов при этом обычно не происходит, но зато имеют место радиальные дислокации — разломы и сбросы. На самом деле это типичные эпейрогенические вертикальные движения земной коры, почти всегда имеющие диференцированный сводообразный характер и часто сопровождающиеся флексурами и сбросами.
Морфологические различия Карпат и Альп обусловлены не только рассмотренными выше особенностями их геологической истории и тектоники, но также разными масштабами четвертичных оледенений гор, при далеко неодинаковом воздействии их на характер рельефа. Карпаты гораздо ниже Альп и в современную эпоху совершенно лишены ледников. Плейстоценовые оледенения захватывали Карпаты, но в несравненно меньшей степени, чем Альпы. Карпаты никогда не знали сплошного ледяного покрова, но только островной тип оледенения, захватывавшего лишь самые высокие массивы и вершины гор. Точно так же никогда не выходили ледники Карпат к подножию гор, но существовали только в пределах гор.
Количество оледенений на Карпатах остаётся пока не выясненным. Вполне отчётливы следы последнего (вюрмского) оледенения в виде конечных и боковых морен, небольших трогов и особенно частых и местами крупных гляциальных цирков. Нередко встречаются каровые озёра, типичные для массива Высокой Татры, который вообще подвергался наиболее сильному оледенению в Карпатах. Высота снеговой линии опускалась в вюрмскую эпоху ниже всего на крайнем северо-западе, где в горах Пильско и Бабья Гора она находилась на высоте 1350 м (над уровнем моря). Но уже в Высокой Татре граница вечного снега повышалась до 1600 м, а в Южных Карпатах-она проходила между 1700 и 1900 м. Долинные ледники в вюрмскую эпоху достигали в Высокой Татре 14 км длины, на Низкой Татре 5 км, на массиве Чёрные Горы 6,5 км, на массиве Родней 6 км, в Южных Карпатах до 8 км длины.
Следы предшествующего более обширного рисского оледенения с несомненностью установлены только на Татре и на Чёрных Горах, где найдены более древние и низкие морены и другие признаки наличия рисских ледников; есть такие следы ив Южных Карпатах, но ещё недостаточно уточнённые. Что касается миндельского оледенения, то пока следов его в Карпатах не обнаружено, за исключением некоторых возможных свидетельств о его существовании на Татре (в виде флювиогляциальных террас).
В рисскую эпоху великий скандинавский ледник доходил до Западных Бескид и частью надвигался на их подножие и проникал в долины, оставив свои следы в виде моренных накоплений и расширенных низовьев долин. Классической формы альпийские каровые гребни и лестницы цирков, а также небольшие троги лучше всего представлены на Высокой Татре, имеющей вполне альпийский тип ландшафта. Достаточно ярко выражен этот горногляциальный комплекс форм на главных массивах Южных Карпат — Фагарашском, Паренгу, Ретецат, а также, хотя и несколько слабее, на массивах Чёрные Горы и Родней. На остальных, более высоких, вершинах Карпат имеются лишь гляциальные цирки.
Наследием ледниковых эпох, с интенсивно проявлявшимися тогда в горах процессами морозного выветривания, можно считать нагромождения крупных каменных глыб на вершинах и верхних склонах многих хребтов, в особенности во флишевом поясе, где такие «хаосы» состоят из твёрдых песчаников и конгломератов, сравнительно легко отделяющихся от менее стойких пластов. По этой же причине обвалы, осыпи и оползни являются вообще довольно широко распространёнными во флишевых Карпатах, именно там, где более развиты серии твёрдых пластов и круче склоны долин. Участки с преобладанием глинистых и мергелистых сланцев, напротив, отличаются более мягкими и пологими склонами.
В общем высокогорный тип рельефа имеет в Карпатах лишь островное и сравнительно небольшое распространение, будучи выражен наиболее ярко на Высокой Татре и в Южных Карпатах. В остальных Карпатах доминирует средневысотный горный ландшафт, обычно не отличающийся резкостью форм рельефа. Во внутреннем поясе Карпат он характеризуется, как выше отмечалось, сильной раздробленностью и наличием многочисленных, глубоко проникающих в тело гор котловин, что делает их повсюду легкодоступными. Только Южные Карпаты составляют мощное поднятие с крутыми и труднодоступными склонами. Но и здесь наличие тектонических впадин облегчает проходы в них.
Флишевые Карпаты в целом образуют более сплошной вал, местами, вследствие узко врезанных долин, значительной высоты перевалов и густой лесистости, сравнительно труднодоступный. Здесь совершенно отсутствуют те глубокие и широкие троговые долины, которые расчленяют Альпы и, несмотря на большую высоту гор, значительно облегчают проникновение в горы. Отсутствуют в Карпатах и предгорные озёра, придающие климату Альп черты мягкости, а также облегчающие доступ в горы. Расчленяющие флишевые Карпаты долины имеют чисто эрозионный генезис, с преобладанием юных форм в результате молодых поднятий. В зависимости от изоклинального залегания пластов и чередования твёрдых и мягких серий слоёв возникают изоклинальные продольные участки долин, чередующиеся с поперечными консеквентными долинами, и возникает решётчатая гидросеть. Крупные долины обладают террасами, отмечающими фазы неогеновых и четвертичных поднятий; эти террасы значительно облегчают заселение долин и проход по ним.