торфовищ у Чорногорі). У центральній частині амфітеатру 60-метровий поріг відділяє його днище від нижнього "котла", днище якого (1 720 м) теж заторфоване. Найнижча ерозійно-льодовикова улоговина роз-міщена на абсолютних висотах 1 480-1 500 м. На всіх рівнях трап-ляються вали бокових і стадіальних морен. Дещо інший харак-тер льодовикових долин характерний для басейну Дземброні, де розміщено п’ять добре морфологічно виражених карів (рис. 1.11). Як зазначив Б. Свідерський (1937), долини першої групи і долина Кізі вирізняються переважанням довжини над шириною, у басейні Пруту Данцерського і Гаджини довжина й ширина приблизно однакові, а в басейні Дземброні ширина привододільних ділянок долин з льодовиковими формами рельє-фу у 2,5 раза більша від довжини. Морфологічні характеристи-ки карів для басейнів Дземброні і Погорільця є типовими - при-близно однакова довжина і ширина. Для карів у басейні Пруту і Бистреця характерна надзвичайно велика довжина. Більшість авторів пояснює це дещо відмінними структурно-літологічни-ми особливостями цих ділянок.
Рис. 1.11. Дзембронські кари
Нівальною і льодовиковою денудацією сильно знищені привододільні ділянки силів у карах долини Кізі, на північний захід і південний схід від г. Дземброні, у карі під г. Піп-Іван (Чорна гора). Тилові й бокові стінки карів на цих ділянках ма-ють урвищний вигляд. На схилах г. Піп-Іван сліди льодовико-вої обробки трапляються і на південних-південно-східних схи-лах. Добре виражені у рельєфі сліди льодовикової діяльності на південно-східних схилах є також у верхів’ях долини Бребенескулу, що розміщена між двома двохтисячними вершинами - Бребенескул (2 035,8 м) і Гутин-Томнатик (2 016,4 м) (рис. 1.12). У верхньому
цирку на найбільшій абсолютній висоті (1 801 м) є озеро льодовикового походження Бребенескул, площа якого - 0,4 га, глибина - 2,8 м.
Рис. 1.12. Кари під Бребенескулом
У басейні Погорільця на схилах г. Піп-Іван заторфована улоговина розміщена на усереднених абсолютних висотах 1 650-1 680 м, замкнута чітко вираженим порогом, днище вистелене моренними і флювіогляціальними відкладами.
Льодовики Чорногори залишили не тільки сліди у вигляді вироблених форм рельєфу (кари, троги тощо), а й форми рельє-фу, пов’язані з їхнього акумулятивною діяльністю. Моренні й флювіогляціальні утворення виявлено за межами карів і нижніх ерозійно-гляціальних улоговин ("котлів").
На північно-східних схилах Чорногори Б. Свідерський (1937) виділив два різновікові моренні комплекси. Давніший - морени і флювіогляціальні тераси на вододілах, - і молодший, приуро-чений до долин. Найповніше вали бокових і рідше стадіальних морен молодшого комплексу збереглися на лівобережжі Пруту Зарослянського, при злитті Пруту Данцерського з потоками Арендаш і Хомулець, у басейнах Дземброні і Кізі. Давніша мо-рена добре збереглася на похилих вододілах, часто заболоче-них, між Прутом та потоками Припор і Кременещик. Порівня-но добре обкатані валуни трапляються на абсолютних висотах 1 100-1 200 м.
Довжина долинних льодовиків у басейні Пруту досягала 5-6 км. Давній кінець його фіксували за 300-400 м до впадіння в Прут потоку Кременещик. П. Цись уважав, що льодовик опус-кався значно нижче. За даними дослідження геоморфологічної партії Львівського університету в 1965-1966 pp., скупчення ва-лунів із чорногірських пісковиків і конгломератів трапляються за 1,0-1,2 км північніше від гирла потоку Кременещик.
Давніше зледеніння Б. Свідерський зачислив до міндельського (краківського, окського), а молодше - до риського (варшавського-І, дніпровського) часу. П. Цись (1955, 1962, 1964) пов’язував моренну акумуляцію з третьою і четвертою терасами Пруту й зробив висновок про дві стадії вюрмського зледеніння Чорногори. Він зазначив, що сліди вюрмського (варшавське-ІІ) зледеніння виявлені у Татрах і Трансільванських Альпах.
Аналіз палеогеографічної обстановки в плейстоцені свідчить про найзначніші похолодання клімату в еоплейстоцені (міндель), коли покривний льодовик доходив майже до краю Карпат, а також у мезоплейстоцені (рис, дніпровське зледеніння), коли льодовик покривав найбільші площі України (Кравчук, 2005). Через це висновки Б. Свідерського (1937) є, на нашу думку, прий-нятнішими. Не викликають заперечень також висновки Є. Ро-мера (1906), Б. Свідерського (1937), Б. Іванова (1950) про те, що снігова лінія найнижче (1 450-1 500 м) опускалася в еоплейсто-цені, а пізніше поступово піднімалася. Отже, вюрмське зледенін-ня у Татрах і Трансільванських Альпах, які мають абсолютні висоти на 500-600 м вищі, ніж у Чорногорі, не викликає жодних заперечень.
Гірська група Свидівця сформувалася на своєрідному тек-тонічному вузлі, де стикуються декілька покривів: Дуклянський - Близницька і Лужанська підзони, Поркулецький - Білотисенська підзона і Чорногірський - Яловичорська (Говерлянська) підзона.
Форми альпійського рельєфу зосереджені в північній частині гірської групи з найбільшими абсолютними висотами у хребтах Свидовець, Апшинець, Урду-Флавантуч. На фоні вирівняних пригребеневих поверхонь контрасно виділені численні куполо-подібні вершини: г. Унгаряська (1 707,8 м), г. Трояська (1 702,6), г. Догяська (1 761,7), г. Котел (1 770,8), г. Стіг (1 704,3), г. Близниця (1 881,0 м) - найвища вершина Свидовецького гірського масиву.
У будові цієї частини Свидовецького масиву домінує Близницька підзона Дуклянського покриву. В її будові беруть участь відклади шипотської (нижня крейда), яловецької і трос-тянецької світ (верхня крейда), а також досить потужні відклади палеогенового флішу. На відміну від Яловичорської (Говерлянської) підзони Чорногірського покриву, для неї характерний глинистий розвиток верхньої крейди і досить похилих складок (Круглов, 1986). Переважання тут середньо- і дрібноритмічного флішу з домінуванням аргілітів і алевролітів наклало відбиток на форми й елементи форм рельєфу, зокрема досить широкі й протяжні ділянки поверхні вирівнювання.
Як і в масиві Чорногори, альпійський рельєф у гірському масиві Свидівця приурочений до пригребеневої частини найви-щих хребтів. Головними формами рельєфу, які його характери-зують, є кари, льодовикові долини, скелясті карові гребені, круті скелясті тилові й бокові стінки