Рельєф урбанізованих територій Скибових Карпат у межах Турківського району

Размещено на http://allbest.ru

ЗМІСТ

ВСТУП

РОЗДІЛ 1. ФІЗИКО-ГЕОГРАФІЧНІ УМОВИ ТЕРИТОРІЇ

1.1 Геологічна будова

1.2 Клімат

1.3 Ґрунти, рослинний покрив

РОЗДІЛ 2. ПРИРОДНИЙ РЕЛЬЄФ

2.1 Морфоструктури

2.2 Характеристика геоморфологічних районів Скибових Карпат в межах Турківського району

2.3 Річкові долини

2.4 Геоморфологічні процеси

РОЗДІЛ 3. АНТРОПОГЕННИЙ ВПЛИВ НА РЕЛЬЄФ

3.1 Історія освоєння території

3.2 Гірничопромисловий рельєф

3.3 Гідротехнічний рельєф

3.4 Зміни форм рельєфу при дорожньому будівництві

Висновки

CПИСОК ВИКОРИСТАНИХ ДЖЕРЕЛ

рельєф карпати геоморфологічний



ВСТУП

Концентрація населення та промислового потенціалу на території сприяє зміні, а то й докорінному перетворенню природних компонентів та рельєфу цієї території, що часто веде до порушення внутрішніх зв'язків у геосистемах, виникнення процесів і явищ, які безпосередньо впливають на життя окремих людей. Тому вивчення антропогенних змін рельєфу має велике значення. Даним вивчення займається антропогенна геоморфологія.

Так як це дисципліна відносно молода, то досліджень відносно великої кількості теритирій не проводилось. Тому територією дослідження даної роботи обрано частину Скибових Карпат у межах Турківського району. Скибиві Карпати у даному регіоні представлені Верхньодністерськими Бескида займають північно-західну частину Скибових Карпат. Їхня північно-східна межа проходить від державного кордону з Польщею до долинир.Стрий уздовж орографічного уступу з Передкарпаттям, а південно-західна контактує зі Стрийсько- Сянською Верховиною (зона Кросно). Протяжна долина Стрию відділяє Верхньодністерські Бескиди від Сколівських Бескидів. Середні висоти досліджуваної території становлять близько 750м, найвища вершина-г.Магура Лімнянська(1022м н.р.м.). Тут переважає низькогірний рельєф із куполоподібними вершинамихребтів, що розчленовані притоками Дністра, Стривігору, Стрию та Бистриці-Під бузької.В межах Турківського району Скибові Карпати займають близько 35 % території. Невеликі абсолютні висоти тапорівняно легка доступність зумовили швидкезаселення цієї частини Карпат

Метою дипломної роботи є встановлення особливостей антропогенної трансформації рельєфу Скибових Карпат Турківського району базуючись на теоретичних засадах антропогенної геоморфології та суміжних дисциплін, літературних джерел і власних польових досліджень, за допомогою запропонованої методики в історичному, аналітичному і прогностичному аспектах. Об'єктом дослідження є рельєф урбанізованих територій Скибових Карпат у межах Турківського району.

Предмет дослідження - просторова і часова антропогенна трансформація форм рельєфу, рельєфотвірних порід і геоморфологічних процесів на найбільших об'єктах, які зазнали антропогенного впливу на цій території, а саме :Турківський щебеневий кар'єр ,частина русла річки Дністер на якій збудована Явірська ГЕС, та певні ділянки місцевості, які зазнали рельфотвірних змін у зв'язку з будовую транспортної інфраструктури району.

Робота виконувалась загальнонауковими методами (аналіз, синтез, абстрагування, узагальнення, моделювання тощо), геоморфологічними (морфологічний, морфоструктурний, морфодинамічний, порівняльно-морфологічний, інженерно- та еколого-геоморфологічного аналізу тощо) та методами інших наук (картографічні, геологічні, метеорологічні, математичні тощо). В основу роботи покладені результати польових і камеральних досліджень, матеріали Турківської райдержадміністрації, , дані надані працівниками великих антропогенних об'єктів досліджуваної території , а також інформація, вміщена у публікаціях українських і закордонних авторів.

Робота складається зі вступу, 3 розділів, висновків, списку використаних джерел , містить малюнки (фотографій),() таблиць. Загальний обсяг роботи становить () сторінок.

РОЗДІЛ 1.ФІЗИКО-ГЕОГРАФІЧНІ УМОВИ ТЕРИТОРІЇ

1.1 Геологічна будова

Територія Турківського району у тектонічному відношенні приурочена до Скибової зони Карпатської покривно-складчастої споруди. Тут виділяють декілька простягнених на велику віддаль складок-лусок, перекинутих і насунутих на північний схід: це скиби Берегова, Орівська, Сколівська, Парашки, Зелем'янки, Рожанки. Безпосередньо на території дослідження знаходяться

Скиби складені крейдовим флішем на південно-західних крилах, а північно-східні крила звичайно зрізані насувами. Виняток становить Берегова скиба, яка має більш-менш розвинуте північно-східне крило і складена переважно палеогеном.

Найнижчі горизонти стратиграфічного розрізу північного схилу Карпат виходять на поверхню у долині Дністра, у районі сіл Тершова і Спаса. За віком ці відклади, що виражені чорними аргілітами з прошарками пісковиків (спаська світа), відповідають нижній крейді. Верхня крейда починається головнинською світою кременистих мергелів і вапняків з прошарками аргілітів, пісковиків і строкатим горизонтом в основі. Вище залягає потужна (понад 1000 м) стрийська світа, яка охоплює за віком відклади від туронського по датський час включно. Вона являє собою типову флішову товщу часте ритмічне чергування шарів пісковиків, аргілітів і алевролітів.

У зовнішній смузі Карпат (Скибовій зоні) фліш був сформований у крейдовому та палеогеновому періодах. Для крейдового періоду характерна тонка шаруватість (2-5 -- 20 см), а для палеогенового -- тонкошаруватий (старший) і грубошаруватий (молодший) фліш з потужними пластами пісковиків, що проявляються вражаючими скельними виступами (Скелі Довбуша, Тустань).

Стратиграфія палеогенових відкладів cкибової зони розроблена більш детально. До палеоцену належать строкатий яремчанський горизонт (тонкоритмічний глинистий фліш) і ямненські пісковики. Останні є крупно і середньозернистими вапнистими масивними пісковиками, які часто утворюють у рельєфі високі урвища. Відклади еоцену мають різноманітний і непостійний літологічний склад, який змінюється на порівняно невеликих віддалях. У типових розрізах нижня частина їх виражена манявською світою, ознакою якої є чергування зелених зкрем'янілих аргілітів з прошарками зеленувато-сірих пісковиків і алевролітів. Середній еоцен складений масивними пісковиками (вигодська світа), дуже подібними до ямненських. У бистрицькій світі, що утворює верхню частину розрізу, поширені переважно зеленувато-сірі і сірі аргіліти з тонкими прошарками алевролітів і пісковиків. Місцями на цьому стратиграфічному рівні розвинута Попельська фація, сірі, інколи коричневі, буруваті мергелисті алевроліти, мергелі і вапняковисті слюдисті пісковики, які нерідко містять у собі фауну молюсків. Розріз всюди завершується горизонтом мергелів.

Олігоцен у північно-східній і південно-західній частинах Скибової зони має відмінний літологічний вигляд. У Береговій скибі розвинута менілітова світа, яку розділяють на три підсвіти-нижню, середню (лоп'янецьку) і верхню. В основі нижньої підсвіти всюди спостерігається роговиковий горизонт-шаруваті кременисті мергелі, чорні кремені з прошарками глинистих сланців, алевролітів, сидериту. Вище пролягає характерна товща чорних глинистих сланців, які містять значну кількість органічної речовини і місцями переходять у горючі сланці. Пісковики і алевроліти утворюють тонкі прошарки серед сланців, а інколи і більш потужні пачки (клівські пісковики). Середня підсвіта відрізняється розвитком сірих вапнистих порід, які поступово замінюються чорними сланцями, алевролітами і пісковиками верхньої підсвіти. У південній частині Скибової зони менілітові відклади заміщаються кросненською фацією. У розрізі залишаються нижні роговики і невелика пачка чорних сланців. Весь розріз, що лежить вище, виражений дуже потужною товщею (понад 1000 м) сірого вапнистого середньо і груборитмічного флішу, який охоплює весь олігоцен і, можливо, початок міоцену.

Слід зазначити, що у районі м. Турки серед кросненських відкладів між двома насувами затиснута вузька смуга еоценових і крейдових порід, виражених строкатими аргілітами, мергелями і пісковиками. Вони відрізняються фаціально від однакових за віком порід Скибової зони, що дало підставу (О. С Вялов, 1966; Ф. П. Темнюк, С. С. Кліщ, 1966) виділити цю смугу як самостійний тектонічний елемент, який відповідає Венгловецькій (Субсілезькій) зоні на території Польщі. Еоцен і крейда складені тут у вузькі дуже стиснуті складки, які круто занурюються під насув південнішої тектонічної одиниці.

Кросненська, або Сілезька, зона є смугою розвитку потужних кросненських відкладів. Потужність їх перевищує тут 1500 м. Свердловиною, пробуреною в районі с. Лімни, половецька світа не була пройдена повністю навіть при глибині 3300м. Олігоценовий фліш зібраний у вузькі гребенеподібні складки, розділені широкими синкліналями. Усклепіннях антикліналей, звичайно порушених розривами, виходять на поверхню нижньокроснеські відклади [геренчук].

Відклади четвертинної системи в межах досліджуваної території Карпат поширені майже суцільним чохлом. Ці відклади доволі різноманітні як за складом, так і за походженням, та представлені такими генетичними типами: елювіально-делювіальними, делювіально-пролювіальними, делювіальними, еолово-пролювіальними і алювіальними []. Їхня потужність коливається від кількох десятків сантиметрів до 28 м.

Геологічна будова має першочерговий вплив на перебіг сучасних геоморфологічних процесів, особливо в умовах їх антропогенної активізації. Літологія світ, горизонтів, умови їх залягання, характер нашарування, потужність пластів, тектонічна тріщинуватість контролюють характер і інтенсивність процесів, з яких найхарактернішими для досліджуваної території є ерозія (площинний змив, яроутворення, руслова ерозія), зсуви, селі та обвально-осипні процеси [].

За стійкістю до процесів вивітрювання стратиграфічні комплекси крейди і палеогену діляться на три групи: дуже стійкі, стійкі, нестійкі. До нестійких відносяться світи, в складі яких значне місце займають глинисті відклади: аргіліти, алевроліти. Велике значення при цьому мають тонкоритмічна будова, підвищена тріщинуватість. Це нижньострийська і верхньострийська підсвіти стрийської світи, манявська, бистрицька, менілітова світи, відклади головецького та верховинського горизонтів. Найбільш стійкими є комплекси порід ямненської та вигодської світ, в складі яких переважають товстошаруваті масивні пісковики. Інші світи за протиденудаційною стійкістю умовно відносяться до середньої групи.

Тонкоритмічні, з переважанням аргілітів, товщі (верхньо- і нижньострийська підсвіти, бистрицька, менілітова світи), які генерують на схилах величезні маси деструктурованого, з різким переважанням глин, матеріалу часто започатковують значні за розмірами зсуви-потоки, незалежно від експозиції схилів і умов залягання порід. На консеквентних схилах з цими породами пов'язані крупні структурні зсуви.

До ділянок підмиву руслами водотоків схилів приурочені прируслові обвали, зсуви-обвали, крупні відслонення корінних порід.

У Скибовій зоні в межах розповсюдження відкладів менілітової світи інтенсивно проявляються ерозійні процеси. В умовах низькогір'я і в нижніх частинах схилів долин, на сільськогосподарських угіддях поширені процеси площинного змиву та яркової ерозії.

У Кросненській зоні переважання тонко ритмічних, суттєво глинистих відкладів олігоцену (головецький і верховинський горизонти), також зумовлює широкий розвиток ерозійних процесів: площинного змиву, яркової ерозії, руслової ерозії та зсувів [ ].



1.2 Клімат

В Скибових Карпатах у межах Туріківського району найчастіше панують полярно-морські повітряні маси, в 62-64% протягом року. У межах Турківського району найдієвішим бар'єром для проходження повітряних мас є гірські хребти.

Рис .2. Клімат Львівської області [2]

Вони майже не пропускають вітрів з півночі і північного заходу, спрямовуючи їх вздовж Карпат - до південного сходу, а вітри з південного сходу - до північного заходу. При проходженні через Карпати вітри прориваються перш за все по низькогірних територіях, а також по глибоких поперечних долинах, які утворюють так звані «вітрові коридори».

Панівним напрямком повітряних потоків є вітри західних румбів. Середньорічна швидкість вітру становить 1,8 і 2,7 м/с. Швидкості вітрів бувають дуже великі (до 30 і більше м/с), що спричиняє вітровали та буреломи у лісах. Найчастіше панують полярно-морські повітряні маси, в 62-64% протягом року.

Величина сумарної радіації у цій місцевості дорівнює 55,5 ккал/см2, що зумовлене значною хмарністю. Кількість годин сонячного сяяння становить від 1480-1500 год. на висотах 400-700 м над р.м. Під впливом радіаційних і циркуляційних процесів та рельєфу на території формується помірно-континентальний клімат із нежарким літом, м'якою зимою, теплою осінню та надлишковим і достатнім зволоженням. За даними метеостанції, середньорічна температура повітря коливається у межах +5,20 - +7 0С. Температурний режим нестійкий, із зимовими відлигами. під час яких навіть у січні температура повітря вдень може перевищувати + 100 С. Розподіл температур визначається висотою над рівнем моря, експозицією місцевості та формами рельєфу. Тривалість періоду із середньою добовою температурою повітря понад 00 С (теплий період) становить 249-267 днів, загального періоду вегетації - 188-209, періоду активної вегетації - 131-153 дні. Середня тривалість без морозного періоду - менша ніж 120 днів, перший заморозок спостерігається в останній декаді вересня - першій декаді жовтня.

Річна кількість опадів коливається від 844 до 1673 за середньої суми опадів - 841-960 мм. Переважна їх кількість припадає на квітень - жовтень. Кількість опадів залежить від абсолютної висоти місцевості та положення відносно панівних вітрів, а також експозиції схилів Відносна вологість повітря протягом теплого періоду коливається від 75 до 82 %.

Формування й режим зберігання снігового покриву мають свої особливості, зумовлені частими відлигами, що супроводжуються дощами. На вершинах гір сніг переважно випадає наприкінці вересня, в долинах у листопаді. Руйнування снігового покриву розпочинається починається у березні, а інтенсивне танення - з квітня. Тривалість снігового покриву в долинах становить 100-110 днів, на вершинах гір - не менше 130 днів. Сніговий покрив в середньому становить 33-80 см, глибина промерзання ґрунту 33-45 см. Різкі коливання температури в зимовий період сприяють надмірному нагромадженню снігу у кронах дерев. Що призводить до частих сніголамів.[ http://turka.at.ua/index/0-79#.VW4XR1Jd5mR] 



1.3 Ґрунти, рослинний покрив

Бурі лісові ґрунти (буроземи) - панівний тип ґрунтів гірсько-карпатських районів області. Утворились вони під ялиновими і буковими лісами на продуктах вивітрювання корінних порід (пісковиків, глинистих і зрідка мергелистих сланців) так званого карпатського флішу.

Зовнішні ознаки і властивості цих ґрунтів досить різні і залежать від характеру грунтоутворюючої породи, умов залягання за рельєфом, висоти над рівнем моря, природної рослинності та ступеня окультурення. На вододілах і крутих схилах, де буроземи утворилися на грубощебенистому елювії Карпатського флішу, вони неглибокі ( профіль менше 40-50 см), малогумусовані, грубощебнисті і неоднаково змиті. На спадистих і пологих схилах з суглинковим делювієм поширені більш глибокі і більш гумусовані малощебенисті буроземи. На терасах і заплавах гірських річок, а також на давно обезлісених масивах, де в сучасний період ґрунтоутворення відбувається під пологом трав'янистої рослинності, буроземи більш гумусовані, ніж під лісом, в зв'язку з чим їх називають дерново-буроземними грунтами. Більшість зайнятої ними площі обробляється. Загальною особливістю буроземних ґрунтів є їх висока кислотність, наявність рухомого алюмінію і незадовільний режим фосфорного живлення. Найбільше це стосується неокультурених грунтів на високих місцевостях. Буроземні ґрунти найбільш кислі і бідні на доступні для рослин фосфати під пасовищами і сіножатями, менше на періодично розорюваних землях і найменш за систематично і давно розорюваних землях. Найменш кислими і найбільш родючими є здавна розорювані дерново-буроземні та бурі лісові грунти річкових заплав і давніх терас нижнього поясу гір.

Структура ґрунтового покриву змінюється як у широтному, так і у вертикальному напрямах. У гірській зоні переважають бурі лісові ґрунти. Ґрунтовий покрив досить одноманітний. Це зумовлено помірним кліматом, значною водопроникністю ґрунтів і ґрунтоутворюючих порід, наявністю лісової рослинності [ геренчук].

Формування флори і рослинного покриву як рівнинних, так і гірських районів Львівської області пов'язане з льодовиковим і післяльодовиковим часом. У формуванні флори Львівщини брали участь північні та південно-східні види, які прийшли сюди з далекої півночі та північного сходу, гірські види, що перемістилися на схід з гір Середньої Європи, а також рівнинні атлантичні види. З південного сходу занесені до нас степові види. У зв'язку з цим флора Турківського району неоднорідна за своїм складом. Для неї є характерними, передусім, такі основні флористичні елементи: бореальні, або тайгові (ялина (смерека) європейська, сосна звичайна, брусниця, квасениця, ліннея північна, грушанка середня тощо); середньоєвропейські, або зони широколистих лісів (бук звичайний, дуб звичайний, дуб скельний, ялиця біла, граб звичайний, явір, переліска багаторічна тощо); монтанні, або гірські, до яких належать європейські гірські, а серед них і карпатські види, в тому числі деякі ендемічні види (костриця карпатська,фіалка відхилена,королиця круглолиста тощо); понтичні, або степові (типчак борознистий, ковила тощо). У Карпатах відомі також гірсько-диз'юнктивні (цибуля переможна, осока вічнозелена тощо) елементи флори. Ялинові ліси (з ялини європейської) утворюють у горах верхній лісовий пояс. При цьому на більшій частині зайнятої ними території верхня межа ялинового лісу в Карпатах антропогенного походження. Рештки ялинового рідколісся збереглись на дуже незначних площах. Великих змін під впливом людини ялинові деревостани зазнали також на схилах гір, у передгір'ї та на рівнині. Тому в первісному вигляді ялинові ліси майже не збереглися. Основні супутники ялини-бук, ялиця, явір, з якими вона часто утворює мішані насадження. Підлісок у незрушених ялинових деревостанах не розвинений. До компонентів звичайно розрідженого трав'янисто-чагарникового яруса гірськокарпатських ялинників, з якими ялина утворює відповідні угруповання, належать маренка запашна, переліска багаторічна, чоловіча папороть, квасениця, кремена біла, чорниця тощо. У ялинниках-довгомошниках і зелено-мошниках звичайно добре розвинений моховий ярус.[природа льв.обл]

РОЗДІЛ 2. ПРИРОДНИЙ РЕЛЬЄФ

2.1 Морфоструктури

Скибові Карпати - геоморфологічна область складчасто-насувних середньогір'їв i низькогір'їв y межах Карпатської гірської країни: провінція Cxiдні Карпати, підпровінція - Лісисті (Українські) Карпати. Домiнують складчасто-насувнi середньогір'я i низькогір'я, які сформувалися на Скибовому покриві. Значну площу займають також ерозійно-антиклінальні низькогір'я, приурочені до Покутського покриву Внутрішньої елігеосинклінальної зони Передкарпатського прогину. У рельєфі Скибових Карпат чітко простежустья приуроченість гірських хребтів до окремих скиб або їхніх частин. Головні орографічні елементи збігаються зi структурними i виділяють їхню поздовжню зональність -північний захід - південний cxiд.

Найчіткіше у рельєфі Скибових Карпат виявлені морфоструктури другого порядку, пов'язані з верхнім структурним крейдово-палеогеновим флішовим ярусом. Ці морфоструктури представлені гірськими хребтами і ланцюгами, що сформувалися на окремих скибах або покривах. Виділено такі морфоструктури другого порядку: Берегова, Орівська, Сколівська, Парашки, Зелем'янки, Рожанки, Покутсько- Буковинська. Крім поздовжньо-зонального розміщення головних структурно-геоморфологічних елементів північно-західного-південно-східного простягання, у Скибових (Зовнішніх) Карпатах чітко виділені три поперечно-блокові масиви: Бескиди, Горгани і Покутсько- Буковинські Карпати.

В межах Турківського району знаходиться морфоструктура Рожанки, яка сформувалась на однойменній скибі, має протяжність близько 100 км від кордону з Польщею до басейну Свічі. Скиба є вузькою монокліналлю, ширина якої не перевищує 34 км, а північно-західна частина скиби має блокову будову. Лобова частина складена верхньокрейдовими відкладами. У північно-західній частині Скибових Карпат скиба Рожанки виражена слабко. Асиметричні невисокі хребти з досить крутими і гострими вершинами змінені у південно-сзідному напрямі похилішими схидами у куполоподібними вершинами. У північно-західній частині більше розвинена поперечна гідро мережа, а в південно-східній (межеріччя Дністра-Стрию) повздовжня.

Невисокий гірський ланцюг скиби Рожанки розпочинається на північному заході масивом Магури Лімнянської (1022м), який сильно розчленований притоками Мшанця, Лехніва і Дністра. Поміж долинами Дністра і Стрию продовженням цього масиву є хребет з вершинами Теркалівська (878.0м) і Розлуч (932.9м).

Рис. 2-1 Розлуцька морфоструктура четвертого порядку

На межиріччі Стрию й Опору морфоструктура Рожанки представлена двома пасмами: Високий Верх з вершинами Мінчол Розлуцький (1121.0), Високий Верх (1176.8), Магура(1121.0), Макіївка (933.0м) і північно-східніше-гірським хребтом з вершинами Шимонець (1130.7м), Мала Щебела (1165,0), Стара Щебела (1216.0) Креміженець(1226.0м). На правому березі р.Опір продовження цього хребта фіксоване вершинами Татарівка (1148.7) і Чирак (1249.6м)Південно-східним закінчення морфоструктури Рожанки є хребет Розтока ( г.Городище Велике, 1370.8) у верхів'ях Мизунки.

У північно-західній частині (від кордону з Польщею до долини р.Стрий) виділяють морфоструктуру Магури Лімнянської-Розлуча, яку долина Дністра розділяє на дві морфоструктури четвертого порядку-Магуро-Лімнянську і Розлуцьку, М.Євромаков (1948) і П.Цись (1962) запропонував називати його Ражанським, тому що південно-східна частина ланцюга повністю збігається з скибою Рожанки.

Межеріччя Дністра-Стрию займає морфоструктура Ясениці-Матина-Прислипа. Долина Ясениці розділяє її на дві бокові морфоструктури четвертого порядку: Ясеницьку і Матина -Прислопа.

Морфоструктура Матина-Прислипа займає північно-східну частинину Дністерсько-Стрийського межиріччя. В рельєфі вона представлена досить масивним, слабко розчленованим хребтом з вершинами Вершки (693,0 м), Матин (792,9 м), Прислип (827,2 м), який простягається від долини Дністра до долини Стрию на 17 км. У будові хребта беруть участь відклади стрийської світи,а також еоценовий і олігоценовий фліш. [кравчук]

Південно-західну частину межиріччя займає морфоструктура Зелемянки обмежена долинами Дністра, Ясениці і Рип'янки. Долина Ясениці, яка розділила межиріччя на два блоки закладена в синкліналі вздовж смуги виходів відкладів менілітової світи. Короткі симетричне хребти з куполоподібним вершинами (максимальна висота 789.7 м) у межах морфоструктури розчленовані притоками Дністра,Ясениці і Рип'янки.

На межиріччі Стрию й Опору морфоструктура Зелем'янки звужена до 3.5 км. У рельєфі простежується група невеликих масивів, що відокремлені долинами потоків, з куполоподібними вершинами у північно-західній частині. У південно-східній частині межиріччя (східніше долини Майданського Рибника) є короткі хребти з вершинами Переком( 1212.9 м)Секул (1057.0), Кремінна (1135.5).

2.2 Характеристика геоморфологічних районів Скибових Карпат в межах Турківського району

Як зазначає, Я.С. Кравчук, перші спроби природної регіоналізації на території сучасних Українських Карпат належать до першої половини ХХ ст., найдетальнішу ж геоморфологічну регіоналізацію Українських Карпат виконав П. Цись на рівні геоморфологічних районів [ ]. Скибові (Зовнішні) Карпати П. Цись розділив на дві підобласті: Бескидсько-Горганську і Покутсько-Буковинську, у межах яких виділив шість геоморфологічних районів. Сучасна схема геоморфологічної регіоналізації області Скибових Карпат з урахуванням пізніших досліджень наведена на рис. . У ній таксономічні одиниці вищого рангу (підобласті, райони) виділено з переважанням чинника поздовжнього структурно-літологічного поділу,хоча важливу роль відіграє і поперечний (блоковий) поділ Скибових Карпат. У разі виділення підрайонів зі збереженням переважно карпатського напряму морфоструктур важливе також поперечне розчленування долинами головних рік. Основою для їхнього виділення були морфоструктури третього і четвертого порядків, які утворюють типологічні комплекси з характерними рисами не тільки морфоструктури, а морфоскульптури. [3]

Рис. . Геоморфологічна регіоналізація Скибових Карпат [3]:

Таблиця 1

Схема геоморфологічної геоморфолізації Скибових карпат []



Район Верхньодністерських Бескидів (1) займає північно-західну частину Скибових Карпат. Північно-східна межа проходить від кордону з Польщею до долини р.Стрий уздовж орографічного уступу з Передкарпаттям. На південному заході він межує із Стрийсько-Сянською верховиною (зона Кросно), долиною р.Cтрий відділена від Сколівських Бескидів. Для району характерний низькогірний рельєф з порівняно м'якими обрисами й абсолютними висотами 600-800 м, за винятком хребтів Магуро-Лімнянського (1022,0 м), Розлуцького (932,9 м) і Цюхового (939,4 м). Переважна площа району зайнята денудаційною Підбескидською поверхнею з фрагментами Бескидської поверхні. Поздовжні долини домінують над поперечними, добре виражені пліоценові реліктові долини. Ріка Стрий і, частково, Дністер, мають круті врізані меандри, широкі долини з порівняно похилими терасованими схилами. Більша частина району приурочена до найбільш звуженої частини Скибової зони. У межах низькогірних Верхньодністерських Бескидів виділено такі підрайони: 1) Хирівський; 2) Підбузький; 3) Орівський; 4) Орово-МагуроЛімнянський; 5)Топільнице-Розлуцький. Хирівський Підбузький і Орівський підрайони приурочені до смуги крайового низькогір'я, яке сформувалося на Береговій, Орівській і частково Сколівській скибах. Орово-Магуро-Лімнянський і Топільнице-Розлуцький підрайони сформувалися на скибах Парашки, Зелем'янки, Рожанки.

В межах Турківського району знаходяться: Орово-Магуро-Лімнянський підрайон (1.4) розміщений на межиріччі Дністра-Стривігору й охоплює морфоструктури Парашки, Зелем'янки і Рожанки. Найширшу смугу займає морфоструктура Парашки, представлена двома низькогірними хребтами з вершинами Кобила - (749 м), Свиний (752 м), Магура (736 м), які розділені поздовжніми долинами. З морфоструктурою Зелем'янки пов'язані хребти Оровий і Верх Оровий, що мають типові куполоподібні вершини з абсолютнимивисотами 700-800 м (г. Яворнисько, 800,5 м; г. Горб, 739,9 м). Максимальна висота підрайону приурочена до Магуро-Лімнянського хребта (1 022 м). У будові хребтів беруть участь відклади дрібноритмічного флішу верхньої крейди, еоцену й олігоцену, через що територія має вигляд сильно розленованого погордованого низькогір'я. Схили хребтів розчленовані численними зворами, балками, круті береги яких ускладнені зсувами.

Топільнище-Розлуцький підрайон (1.5) займає межиріччя Дністра і Стривігору вмежах морфоструктур Парашки, Зелем'янки і Рожанки (Розтоцько-Розлуцький ланцюг). Для підрайону характерним є чергування хребтів „карпатського” простягання з поздовжніми долинами (Топільниця, Свидник Ясениця, Волосянка). В будові хребтів морфоструктур Парашки і Зелем'янки провідну роль відіграють відклади стрийської світи, поздовжніх долин-менілітової світи. У південно-західній частині підрайону (Розлуцький хребет) на морфологію рельєфу значно вплинули кросненські відклади. Абсолютні висоти зростають у південно-західному напрямі від 750-800 (максимальні висоти - г. Маловенка, 848,2 м, г. Вишка, 838,5 м; г. Прислип, 827 м) до 850-900 м (максимальні висоти г. Розлуч, 932,9 м, г. Вінець, 891,9 м). У рельєфі добре простежуються фрагменти Бескидської і Підбескидська поверхні вирівнювання, а також долинні педименти.

Також частково в межах Турківського району входить район Сколівських Бескидів, який займає межиріччя Стрию-Опору-Сукулю-Мизунки. Відомий як „район середньовисотних моноклінальних хребтів” (Цись, 1968). Хребти приурочені до морфоструктур (скиб) Сколівської, Парашки, Зелем'янки і Рожанки. Переважні абсолютні висоти коливаються у межах 900-1200 м (г. Парашка, 1268 м).

Великий контраст абсолютних і відносних висот із Верхньодністерськими Бескидами пояснюють приуроченістю району до проміжного блока (між Бескидським і Горганським). Середньогірний рельєф з елементами низькогір'я виявлено тільки у Сукельському підрайоні, який межує з Передкарпаттям (переважні абсолютні висоти 700-1000 м). Характер рельєфу на вододілі рік Опору і Мизунки (г. Магура, 1 362 м), зокрема у басейні р. Мизунки, більше нагадує горганський тип. Переважають глибоко врізані поперечні долини (ріки Опір, Сукіль, Лужанка, Мизунка), які перетинають упродовж усі скиби.Як і в районі Верхньодністерських Бескидів панівне становище в будові хребтів посідають відклади стрийської світи верхньої крейди. По рівновисотних хребтах простежуються фрагменти Бескидської поверхні вирівнювання.

Також в межах Турківського району, частково знаходиться Парашківсько - Високоверхський підрайон (2.1) розміщений на межиріччі Стрию-Опору й охоплює морфоструктури Парашки, Зелем'янки і Рожанки. Приурочений до поперечного блокового Парашківського підняття, з яким пов'язані одні з найбільших абсолютних висот Бескидів. Усі хребти асиметричні, розділені вузькими синклінальними зниженнями, які мало помітні у рельєфі. У їхній будові беруть участь відклади стрийської світи, а також повний комплекс відкладів еоцену. Зі скибою Парашки пов'язані два паралельні хребти: північно-східний з вершинами Парашка (1268,5м) і Великий Верх (1177,5 м) та південно-західний (Манмальстальська складка) з вершиною Виднога (1132,4 м). Скиба Зелем'янки преставлена у рельєфі куполоподібними вершинами, що відокремлені потоками і короткими хребтами з вершинами Перекоп (1212,9 м), Кремінна (1135,5 м) та ін. У Зелем'янській морфоструктурі виділені два паралельні хребти Ї північно-східний, приурочений до власне скиби Рожанки (найвищі вершини - Шебела, 1216,0 м, Кремінець, 1226,6 м), і південно-західний з вершинами Високий Верх (1176,8 м), Менчил (1126 м), який є продовженням Розлуцького хребта. Підрайон надзвичайно перспективний для рекреації [ геоморф].

2.3 Річкові долини

Ріки досліджуваної території відносяться до типу гірських і передгірських, переважно змішаного живлення, а ріки північної частини - рівнинні, переважно атмосферного живлення. У цих рік, в межах протікання їх в карстових районах, відмічається вибіркове поглинання поверхневого стоку. Русла основних передгірських рік (Дністер, Стрий) “притиснені”, як правило, до правих крутих схилів долин, в період повені проводять значну роботу по переробці берегів, сприяючи активізації зсувів. Середні швидкості цих рік складають 1,2-1,5 м/сек. [ звіт]

Долина р.Стрий розпочинається у Бескидах проривом через Розлуцьку луску в околицях міста Турки і закінчується в околицях сіл Нижня Стинава і розгірче на контакті Берегової морфоструктури з Передкарпаттям.

У бескидській частині басейну р.Стрий простежується повний розріз флішових відкладів. На окремих ділянках долина врізана в масивні пісковики стрийської, ямненської і вигодської світ,на інших -в аргіліти й алевроліти менілітової світи, що їх легко руйнують процеси денудації. Зафіксовано домінування верхньокрейдових відкладів (стрийська світа) у центральних скибах Парашки і Сколівській, а менілітової світи (олігоцен) - у крайових скибах Береговій, Орівській, Зелем'янки і Рожанки. Відповідно, з центральними скибами тут пов'язані максимальні висоти, які поступово знижуються у північно-східному і південно-західному напрямах. Улоговини й улоговино подібні розширення долини р.Стрий утворились в місцях поширення відкладів менілітової світи. Звужені ділянки долини приурочені до місць перетину антиклінальних структур скиб Рожанки (околиці с.Явора), Зелем'янки (околиці с.Ісаї ), Парашки околиці сіл Ясениця і Ластівка). Місцями долина звужена до 60-90 м, максимальні висоти становлять 250-300 м і більше, траплядються прямовисті уступи. Все це надає долині ущулеподібного вигляду.

Ріка Стрий, оминаючи неотектонічні активні антикліналі, утворює численні вигини. На більшій частині цього відрізка долини на правому, крутішому, схилі є тільки високі тераси,а на лівому розвинутий нижній і верхній комплекс терас. Простежити терасові комплекси найкраще в розширених ділянка долини. Наприклад, в околицях с.Ластівка Ю.Єрмоленко (1967) на лівому схилі долини виявив сім терас. Від околиць с.Ластівка долина р.Стрий набуває поздовжнього напряму, протікаючи по синклінальному зниженню в межах скиби Парашки, яке розділяє Парашківську і Мальманстанцьску антикліналі. Нижче по течії (с.Підсухе ) в поперечному напрямі вона перетинає Парашківську антикліналь і біля с. Новий Кропивник входить в Сколівську Скибу. Стрий характеризується великою мінливістю річкового режиму. Катастрофічні повені були у 1927, 1955, 1969 роках. [ кравчук] Дністер витікає з хребта Розлуч недалеко від с. Вовче, тече спочатку на північний захід, а потім круто повертає на північний схід і, перетинаючи хребти Карпат (по тектонічних розломах), виходить біля м. Старий Самбір на передкарпатські рівнини, знову повертає до південного сходу і вже довго зберігає цей, паралельний до Карпат напрям. У гідрографічному рисунку басейну Дністра є та особливість, що ріки, які витікають з Карпат, мають долини, що закладені перпендикулярно до Карпат. Ріки зі Східно-Європейської платформи мають меридіональне простягання і течуть у паралельно закладених долинах, що також обумовлено тектонічною тріщинуватістю. [ природа льв.] Яскраво виражений режим поверхневих водотоків Дністровського басейну змовлює наявність в основній товщі зони періодичних коливань рівня підземних вод значної потужності. З нею пов'язаний періодичний промив пустот в карстових товщах, періодичне закарстування тріщин. [ звіт] Живлення ріки змішане: у весняний період основним джерелом є талі снігові води; з травня по жовтень переважає дощове живлення, а потім домінуюче значення мають підземні води. Велика кількість опадів разом зі значним нахилом поверхні викликає високий стік.

До найбільших витрат води в Дністрі приводять весняне танення снігу та інтенсивні літньо-осінні дощі. Для гідрологічного режиму Дністра характерно, що найвищі рівні спостерігаються під час літніх паводків, але в окремі роки вони можуть бути найвищими під час осінніх інавіть зимових паводків. Весняне підняття рівня починається у середньому в кінці лютого -- на початку березня. Весняна повінь на Дністрі посилюється дощами і тому проходить декількома хвилями. Під час повені вода* піднімається від 8 до 166 см, а в окремі роки до 3,5-5,5 м за добу.

У літньо-осінній період спостерігається до 3-5 паводків, а в окремі роки 12-15 (1927, 1941, 1955 pp.).Середня тривалість паводків 10-25 днів, максимальн - 55 днів (1948, 1955 pp.). Рівень води під час паводків піднімається до 0,5-2 і навіть до 6 м за добу і більше.

Льодовий режим ріки нестійкий і звичайно перед льодоставом утворюються забереги, шуга, а також щороку спостерігається осінній льодохід тривалістю 5-10 днів. Проте бувають роки, коли ріка зразу покривається льодом. У середньому льодостав установлюється у кінці груднина початку січня. Поверхня льоду нерівна, торосиста і середня товщина його дорівнює 20-30 см. Під час теплих зим бувають 1-3 паводки тривалістю 15-30 днів [ геренчук].

2.4 Геоморфологічні процеси

Як свідчать дослідження сучасних екзогенних процесів, проведені УкрЗахідгеологією наприкінці ХХ - на початку ХХІ ст., для Скибової зони Карпат є характерною підвищена селенебезпека, широке розповсюдження обвальноосипних процесів, значне розповсюдження зсувів течії і ковзання. На схилах долин водотоків широко розвинені прируслові обвали, крупні скельні відслонення корінних порід. Знижена денудаційна стабільність корінної основи, низькі фільтраційні властивості глинистих грунтів зумовлюють інтенсивний площинний змив і яркову ерозію на схсилах.

У Кросненській зоні повсюдне поширення тонкоритмічного олігоценового флішу з підвищеним вмістом глинистих різновидностей порід і підвищеною тріщинуватістю сприяє інтенсивному розвитку процесів вивітрювання з утворенням потужних (5-12 м) елювіальних, елювіально-делювіальних і делювіальних покривних чохлів. Широко розповсюджені ерозійні процеси - площинний змив, яркова і руслова ерозія. У прируслових частинах всюди відмічаються опливини в делювіальному чохлі, зсуви. Переважають зсуви ковзання з потужністю зсувних мас до 35 м. На древньозсувних схилах часто зустрічаються зсуви течії другого порядку. Основним постачальником твердої складової сельових потоків є тонко-, середньоритмічний олігоценовий фліш і пухкі делювіальні утворення.

На території Турківського району зсуви мають досить нерівномірне розповсюдження і характеризуються приуроченістю до схилів долин р. Стрий і Дністер. Загальна кількість зсувів - 185; загальна площа таксону - 1219,2 км2 , загальна площа зсувів - 42,11 км2 , ступінь ураженості території - 3,45%; зсуви зміщення: стабілізованих - 7, площа - 1,44 км2 ; тимчасово стабілізовані -1, площа - 0,29 км2 ; зсуви ковзання: стабілізовані - 12, площа - 2,37 км2, тимчасово стабілізовані -16, площа - 4,55 км2; зсуви течії: стабілізовані - 92, площа - 20,16 км2, тимчасово стабілізовані -57, площа -13,31 км2 [ ]. Схили долини р. Стрий відносять до зон помірного інженерного ризику в межах населених пунктів Нижнє Висоцьке, Яблунів, Мельничне, Лосинець. Тут відмічені численні зсувні ділянки, які проявилися у відкладах палеогену і знаходяться на даний момент в стадії довготривалої стабілізації. Потенційну загрозу ці зсуви складають для лінійних об'єктів (дороги, лінії електропередач), а також, в окремих випадках, для житлових будинків при інтенсивному зволоженні порід або надмірної підрізки нижньої частини схилу. Незначна за розмірами ділянка помірного ризику розвитку зсувів виявлена на північний захід від смт. Турка (Турка Середня). Тут закартографовані тимчасово стабілізовані зсуви невеликих розмірів і відмічена відсутність зсувоутворюючих факторів. Поодинокі зсуви мають розвиток в межах схилів долини р. Стрий в с Верхнє Висоцьке та Верхнє Гусине. Разом з тим, реальної загрози об'єктам народного господарства ці зсуви не представляють. В стадії стабілізації без передумов реальної загрози населенню і об'єктам знаходяться незначні за розмірами зсуви в межах сіл Лімна та Вовче [ звіт].

РОЗДІЛ 3. АНТРОПОГЕННИЙ ВПЛИВ НА РЕЛЬЄФ

3.1 Історія освоєння території

Місцевість у верхів'ях Дністра, Стрия і Сяну одержала назву від міста Турки (назва походить від первісних диких биків-турів, які водилися в незвіданих хащах навколишніх лісів) у 1856 р, коли був утворений Турківський повіт на цьому терені. Спочатку його називали Турецьким, пізніше Турчанським і тільки в Указі Президії Верховної Ради СРСР від 4 грудня 1939 р, в якому перераховувалися утворені на території Західної України нові області і повіти, він називається Турківським. А районом він почав називатися згідно з Указом Президії Верховної Ради СРСР від 17 січня 1940 р, за яким до нього відійшло 38,8 % території колишнього повіту.

Заселення території розпочалося в палеоліті. Про це свідчать кам'яні знаряддя праці середини кам'яного віку (приблизно від 10 тисяч до 7 тис. років до н.е.), які знайдено в м. Турка, Зубриці, Беньовій, Лопушанці, Либохорі, Комарниках, Мельничному, Яворі, до пізнішиз епох належать 12 бронзових мечів у Комарниках, які датуються 1200-1000 р.р до н.е. та 100 срібних римських монет І-ІІ ст. н.е. В цей час Бескиди заселяють венеди слов'янського походження. Слов'янізація району йшла за рахунок вихідців Полісся. Племена цього періоду залишили на карпатську культуру курганних поховань. Подальша зміна племен в краї пов'язана із східними кочівниками - сарматами і гунами. В IV столітті сармати були розгромлені гунами. Великий їх вождь Аттіла, вбитий в 453 р.,був захоронений біля с. Риків на Ватащині (Горбищак). В УІ-УП ст. край заселили білі хорвати. А VI -VII ст.-білі хорвати, які на території Прикарпаття і Карпат заснували слов'янську державу Велику Хорватію. Частина племен у карпатських Бескидах в той час вже називалася бойками. Бойки,за однією із гіпотез походять від скіфських племен, які прибули на територію верхів'їв Дністра. За іншою-вони походять від кельтів-галатів, які через свою войовничість ще називались кельтами-боями.

У 992 році до Київської Русі Велику Хорватію приєднав київський князь Володимир Великий. Тоді ж було приєднано і Закарпаття. Шлях війська Володимира Великого пролягав по долині річок Дністер і Стрий через Карпатський перевал у долину Латориці. Це був давній торговий шлях з Європи на Русь. Згодом цей шлях став називатися «Руський путь», а на ньому будувались сторожові укріплення та оборонні городища, зокрема Собінь біля витоку р. Дністер над Розлучом. В часи Галицько-Волинської держави вже існували села Розлуч, Явора, Яблунів, Комарники, В.Висоцьке. У 1340 році Турківщина, як і вся Галичина, була загарбана Польщею.

Масове освоєння і заселення земель Турківщини відбулося в ХV-ХVІ ст., коли були засновані більшість сіл, а інші набули офіційного статусу.В XV столітті землі Русі даруються польсько-литовським королем своїм васалам.Перша відома письмова згадка про Турку датується 27 червням 1431 року. Тоді польський король Владислав Ягайло надав привілей (грамоту) на володіння Туркою з навколишніми селами феодалові Ваньчі та його синам, за що вони були зобов'язані в разі потреби з'явитися на військову службу самі і виставляти чотирьох лучників на добрих конях.В 1538 р. відбулося розмежування земель королівських від панських. Перебуваючи в складі польсько-литовського князівства землі Турківщини були власністю короля і окремо шляхти. Будівництво церков та надання парафій послужило закладанню нових сіл на королівських землях. Королівські землі належали до Самбірської економії і об'єднувались в країни: Волосянську, Гвоздецьку, Ільницьку, Либохірську, Розлуцьку, 19 сіл, в тому числі Турка були приватними. Щоб захистити край від нападу на русько-угорському пограниччі заснована регулярна оборона кордонів з комендатурою в м. Турка в 1674року. В 1730 році Турка стає містом. Хоча Турка була приватним містечком, але управлялась за магдебурзьким правом. Розвивається торгівля, різні ремесла, формується центр міста з ратушею і замком. До складу входять: Старе село, Слобода, Середня Турка, Горішня Турка.

В 1772 р. Галичина входить до Австро-Угорської імперії. На Турківщині ліквідовується уряд воєвод і старост, залишено тільки суддів, які попередньо мусили присягнути австрійській короні. Замість країн створюються 16 доміній, які підпорядковувалися 8 мандаторіатам, а ті Самбірському циркулу. Мандаторій становив першу державну інстанцію, другою був начальник циркулу, а третьою губернатор у Львові, який підлягав безпосередньо цісареві.В 1856 році Турка стала центром повіту Австро-Угорщини, до якого належали територія сучасного Турківського, гірська частина теперішнього Старосамбірського та ряд сіл Сколівського районів. Великі села стали осередками гмін (волостей). До 1867 року Турка складалась з кількох окремих гмін. Кожна з них керувалася війтом і присяжними, асесорами і радою, мала свою гмінну печатку.

В 1904 році була збудована залізниця, яка з'єднала Турку зі Львовом. Турка стало ближче до центрів цивілізації, прикрасилося красивим арочним залізничним мостом, стала одним з найбільших центрів лісозаготівель Прикарпаття. Могутній поштовх для освоєння карпатського регіону дало введення у 1905 році залізничної вітки Самбір - Ужок і з'єднання залізничною колією Львова з Ужгородом. Це сприяє розвитку туризму і відпочинку. В Сянках і Розлучі (відомому своїми мінеральними водами) були збудовані двоповерхові турбази та вілли панами з Варшави, Кракова і Львова. Перед Першою світовою війною йшли спеціальні, демпінгового типу, туристичні поїзди із Львова до Сянок. Найдавнішим видом туристики було лещатарство. Саме на Турківщині у 1913 р. було відзначено першу лещатарську трасу Львівщини Сянки - Пікуй, а найкращою лижною трасою Польщі в 1913 році визначено гору Сянки, і в цьому ж році було проведено перші офіційні змагання з лижних перегонів на території України.

На початку ХХ століття в Турці проживало понад 6 тис. чоловік. В самому повіті (1905р.) було 2 сільськогосподарських і 125 промислових підприємств, на яких працювало 607 робітників. Діяло також 69 водних млинів, 7 млинів з тартаками, 9 каменоломень, 2 цегельні, 4 водні тартаки, 8 парових тартаків, і фабрика газованої води.З початком Першої Світової війни у 1914-1915 р.р. через повіт декілька разів проходив айстро-російський фронт. Спалено повністю село Кривку, частково Нижнє Висоцьке, Івашківці та інші. В обороні Ужоцького перевалу на межі із Закарпаттям 27 вересня 1914 року дали перший бій Українські січові стрільці. Навесні 1919 року Західна Україна була захоплена Польщею.

В 1931 році в м. Турка було 1324 будинки. В повіті проживало біля 114457 осіб. Сільське населення мешкало в 17475 будинках. На цілий повіт було 9 лікарів. В 1938 році в Турці було понад 10 тис. мешканців. В повіті було 73 громади, що охоплювали 77 тис. жителів. В 1940 році, з приходом радянської влади у вересні 1939 року, територія теперішнього Турківського району була поділена на Боринський і Турківський райони.До Боринського району входило 24 сільські ради, до Турківського 25. Проіснував Боринський район до 1959 року. В кінці 1959 року обидва райони були об'єднані в один Турківський район. В грудні 1962 року Турківський і Старосамбірський райони об'єднані з центром в м. Старий Самбір. В 1965 році знову був утворений Турківський район. На 1989 р. в районі функціонувало 6 радгоспів і 9 колгоспів, працювало 5 промислових підприємств 2 будівельні організації, 7 залізничних станцій. [Бойко]



Рис. 3-1. Турківський район.

Cтаном на 2015 рік Турківський район складається з 67 населених пунктів (рис. 3-1), з них: 1 місто, 65 сіл, 1 селище міського типу, 1 міська рада, 1 селищна рада, 31 сільська рада, площа району 119,340 км2, населення району 50278 осіб (на 1.02.2015). Згідно паспорту району, природний потенціал району складають: водні ресурси - 1236,8817 га, лісові ресурси - 67,978 тис.га. Детальна характеристика земельних ресурсів наведена у табл. 3-1.

Таблиця 3-1

Земельні ресурси Турківського району[ ]

Oсновні види земельних угідь та економічної діяльності	Площа земель
	всього, тис. га	% до загальної площі території України
Сільськогосподарські землі	45,370	0,11
у тому числі:
сільськогосподарські угіддя	44,803	0,11
з них:
рілля	22,347	0,07
перелоги
багаторічні насадження	0,210	0,02
сіножаті	5,497	0,23
пасовища	16,749	0,31
інші сільськогосподарські землі	0,567	0,05
Ліси та інші лісовкриті площі	67,978	0,64
утому числі:
вкриті лісовою рослинністю	54,677	0,56
не вкриті лісовою рослинністю	4,083	1,95
інші лісові землі	0,517	0,16
чагарники	8,700	2,15
Забудовані землі	3,686	0,15
у тому числі:
під житловою забудовою	1,509	0,32
землі промисловості	0,003	0,001
землі під відкритими розробками, кратерами, шахтами та відповідними спорудами	0,032	0,02
землі комерційного та іншого використання	0,050	0,09
землі громадського призначення	0,402	0,14
землі змішаного використання	0,001	0,003
землі, які використовуються для транспорту та зв'язку	0,957	0,19
землі, які використовуються для технічної інфраструктури	0,022	0,03
землі, які використовуються для відпочинку та інші відкриті землі	0,708	0,09
Відкриті заболочені землі	0,010	0,001
Сухі відкриті землі з особливим рослинним покривом
Відкриті землі без рослинного покриву або з незначним рослинним покривом (кам'янисті місця, піски, яри інші)	1,043	0,10
Води (території, що покриті поверхневими водами)	1,236	0,05
Разом (територія району)	119,340	0,20

Район один з найбідніших у області, в ньому зареєстровано 60 малих підприємств, мало виділяється інвестицій, в основному успішними являються лісові підприємства (ДЛГП «Галсільліс», ДП «Турківське лісове господарство», ДП «Боринське лісове господарство»), Явірська ГЕС, до 1994 року - Турківський щебеневий кар'єр.

Таким чином, район загалом і його найбільш освоєна західна - Бескидська - частина характеризується незначним розвитком селитебного рельєфу, оскільки загалом на забудовані ділянки припадає 3,7 тис. га земель, що становить лише 3 % площі району. Верхньодністерські Бескиди при цьому більш щільніше заселені і перетворені, ніж Сколівські. Найбільшого перетворення зазнали верхів'я Стрия та Дністра на ділянках Лопушанка - Турка, Розлуч - Стоділка, а також Турка - Ісаї - Ластівка.

3.2 Гірничопромисловий рельєф

Видобуток корисних коралин належить до найдавніших видів перетворення земної поверхні внаслідок людської діяльності, тому він виділений вже у перших класифікаціях антропогенного рельєфу, наприклад, В. Бондарчука 1949 р. [антроп. геом.]. Знаходимо наслідки видобутку корисних копалин і у досліджуваному регіоні, а саме Турківський щебеневий кар'єр, який знаходиться на західній околиці міста Турка за координатами 45.150 північної широти,та 23.010 східної довготи, мінімальна висота над рівнем моря 633.3 м (рис. 3-2).

Рис. 3-2. Турківський щебеневий кар'єр станом на травень 2005 р. (знімок з Google Earth).

Кар'єр складається з двох частин овальної форми, розташованих на різних висотних рівнях (рис. 3-3, 3-4), незамкнутий, зовнішньою стороною відкривається до оточуючої території. Кожна частина містить такі морфологічних елементів - днища, бортів (схилів) у вигляді обривистих уступів і брівки борту, звідки кар'єр безпосередньо і починається. Кар'єр почали розробляти в 50-х роках ХХ століття і до 1993 року.

На кар'єрі працювало близько ста чоловік. Продукція кар'єру була розрахована на домобудівельні та шляхобудівельні підприємства Львівської області. Доставка продукції здійснюється автотранспортом, а також вагонами зі станції "Турка". Сфера діяльності кар'єру: видобування, переробка та реалізація корисних копалин (щебенева продукція), ведення гірничих робіт.

Рис. 3-3. Нижня частина кар'єру.

Рис. 3-4. Верхня частина кар'єру.

Щебінь з гірських порід - неорганічний зернистий сипкий матеріал з зернами, отримуваний дробленням гірських порід, гравію і валунів. Є найбільш якісним великим заповнювачем для високоміцних бетонів. Він, зазвичай, дорожчий гравію, але з тих щонайменше обсяги виробництва щебеню перевищує обсяг видобутку гравію у кілька разів. Сировиною, щоб одержати щебінь, служать переважно гірські породи типу граніту, базальту і карбонатні осадові гірські породи - вапняки і доломіти. Менш промислове значення мають пісковики і метаморфічні гірські породи. В даному кар'єрі щебінь видобували зі щільних осадових гірських порід пісковику зі середньою щільністю у шматку 1,8 г/см3 [заповнення бетону ].