подібні до надрозломних, їх ще називають шовними, або рубцевими. Ці складки формуються внаслідок опускання одного блоку кори відносно іншого. При цьому верстви осадового чохла утворюють флексуру з розтягненим середнім крилом. Відносні переміщення блоків у процесі розвитку області нерідко відбуваються в протилежних напрямках. Верстви, що раніше зазнали розтягування, із зміною напрямку пристосовуються до меншого простору і зминаються в антиклінальну складку, яка виникає над розломом фундаменту. Саме така складка розвинена, в зоні Краковецького розлому, де горизонти нижньодашавської підсвіти, за даними буріння багатьох свердловин, занурені на північний захід, а в горизонтах верхньодашавської підсвіти простежується антиклінальний перегин, амплітуда якого зростає до поверхні.
Простягання поздовжніх блоків донеогенової основи Зовнішньої зони Передкарпатського прогину визначило орієнтацію більшості міоценових підняттів і газоводяних контактів газових покладів. Структурні плани цих підняттів не збігаються з планами давніших відкладів. Породи рифейської групи і нижнього палеозою метаморфізовані, щільні, інтенсивно роздроблені з кутами падіння 10-90°. У відкладах мезозою складчастість переривчаста. До цього ж типу більшість дослідників відносить і неогенові структури складного походження: спочатку вони розвивалися успадковано, зберігаючи нерівності ерозійної донеогенової поверхні, а потім конседиментаційно, про що свідчить зміщення склепінь піднять знизу догори - в напрямку збільшення потужності тортонських відкладів.
Зміщення склепінь підняттів вздовж Стебницького насуву з омолодженням відкладів в напрямку Внутрішньої зони суперечить точці зору, що підняття утворилися під дією тангенціальних сил з боку Карпат на заключному етапі альпійського тектогенезу. В цей час, очевидно, відбулося зміщення на північний схід склепінь верхніх структурних планів, що безпосередньо контактували з алохтонними породами.
Величина описаних зміщень залежить від інтенсивності прогинання блоків донеогенової основи, яка певною мірою зумовлена ге-терогенною будовою фундаменту. Найбільші потужності приурочені до Крукеницького і Судововишнянського блоків, домезозойський фундамент яких входить до складу молодої платформи, найменші - до Сторожинецького блоку, розташованого в межах моноклінального схилу давньої Східно- Європейської платформи. Для цього блоку характерні і найменші в прогині потужності земної кори (42-46 км.) із зануренням поверхні М на південний захід. Максимальна потужність земної кори (до 66 км) виявлено в центральній частині Передкарпатського прогину. Така велика потужність пояснюється наявністю двох розділів М в межах карпатського ‘кореню’ земної кори, що значно зміщений на південний схід від Карпатської гірської споруди і захоплює частину Волино – Подільської плити.
Під покривом внутрішньої зони потужність неогенових відкладів різко скорочується, а породи тортону і сармати в місцями зовсім зрізані. Виходячи з сучасних глибин залягання донеогенових відкладів Зовнішньої зони Передкарпатського прогину потужність верхньоміоценових молас під насувом могла досягати 5-6 км; на це частково вказує і збільшення в напрямку Внутрішньої зони потужності окремих горизонтів косівської світи та нижньодашавської підсвіти. Тоді слід припустити, що ця 5-6 кілометрова товща молас була зірвана з донеогенового фундаменту, витіснена і розмита. Релікти подібного тектонічного елементу у вигляді луски шириною до 1 км і потужністю декілька сот метрів, складеного дислокованими брекчієвими породами тортону і нижнього сармату зафіксовано на границі Зовнішньої та Внутрішньої зон. Отже, цей елемент повинен являти собою залишки денудованого масиву потужністю до 6 км і шириною не менше 15-30 км, що витіснився і розмився на заключному етапі альпійського тектогенезу, тобто у післясарматський час, саме з яким і пов’язують насувоутворення в Карпатах. Але уявити собі зникнення таких мас порід за відносно короткий проміжок часу майже неможливо, тим більше що, якби вони насувались, у прилеглій товщі порід безперечно утворились б відповідні структури. А проте, як ми вже відзначали, неогенові підняття вздовж надвигу формувалися конседиментаційно і лише структурні плани підняттів дещо зміщені на північний схід, а породи, що їх складають, дислоковані на незначній відстані від покриву.
На підставі проведених досліджень зроблено висновок, що внутрішня зона формувалася одночасно з відкладанням тортонських та нижньосарматських порід і з ростом у них підняттів. Ці підняття, зокрема, зумовили конфігурацію поверхневої лінії Стебницького насуву, який відстає на підняттях і висунений на північний схід над зануреними ділянками, що також свідчить про конседиментаційний розвиток покриву. Така позиція дозволяє пояснити невідповідність між глибинами залягання під алохтоном донеогенових утворень і потужністю міоценових молас, які були менші за сучасні глибини залягання фундаменту.
Аналіз потужності і фацій менілітових та палеогенових відкладів Внутрішньої зони прогину показав, що конседиментаційний розвиток складок тут відбувався в палеогені, а формування насувів розпочалося в гельветському та тортонському часі.
Розвиваючись конседиментаційно покрив у процесі поступового переміщення на північний схід і підсування Волино-подільської плити під Карпатами сповзав у міоценовий басейн. Під дією додаткових навантажень неогенового фундаменту Зовнішньої зони прогинались інтенсивніше. Внаслідок цього ділянки Крукеницького і Угерсько–Косівського блоків, перекриті Внутрішньою зоною, виявились занурені на більші глибини. Глибше опущені і північно східні крила блоків, що прилягають до Краковецького, Калуського, Косівського, Ковалівського та інших зон розломів, завдяки чому вздовж них утворилися прирозломні синкліналі з дещо більшими потужностями неогенових відкладів.
Нерівномірне занурення блоків донеогенового фундаменту не тільки вплинуло на розподіл потужностей неогенових відкладів, а й визначило поширення в них піщаних і глинистих фацій. Найбільше пісковиків і алевролітів зосереджено у верхній частині нижньодашавської підсвіти (горизонти НД-1 – НД-9). Їх потужність відносно загальної потужності цієї підсвіти і косівської світи зростає вниз по розрізу у південно – східній частині Крукеницького блоку.
Детальне вивчення локальних міоценових структур показало, що пісковики поширені в основному на їх переклінклях і крилах. Це південно-східні перикліналі Хідновицького, ІІинянського, Залужанського і Дашавського підняттів, південно-західні крила Новосілківської, Грушівської,