В межах Закарпатського внутрішнього прогиба важлива роль в формуванні окремих морфоструктур належить поперечним розломам. Найбільш великий з них Боржавський сприяв формуванню меридіональної частини хр. Тупого і вплинув на самостійний розвиток Солотвинської (Верхнетисенської) і Чоп-Мукачівської западин. В рельєфі їм відповідають Верхнетисенське низькогір’є і Чоп-Мукачівська низина.
В межах Солотвинської (Верхнетисенської) западини тривкі зниження почали виявлятися вже в олігоцені і досягли максимума в міоцені. В результаті прогибання в западині сформувався потужний (до 2000 м і більше) шар морських і лагунних середньоміоценових соленосних відкладень, зібраних в широкі положисті антиклінальні і синклінальні брахіскладки північно-західного простирання. Брахіантикліналі місцями ускладнені соляною тектонікою. Розповсюджен соляний карст, діапіри, відзначені деформації продольного профіля і зміна висот терас Тиси в районі г. Солотвино. Тривкі зниження западини на кордоні міоцена і пліоцена змінилися підняттям. В результаті цього рельєф почав піддаватися інтенсивним ерозійним процесам. Солотвинське (Верхнетисенське) низькогір’є з усіх боків оточено гірськими спорудами: Полонинським хребтом, Рахівським масивом, хребтами Тупим, Оаш, Гутий.
Чоп-Мукачівська западина почала прогибатися в пізньому міоцені — пліоцені і зниження продовжувались в антропогені. В голоцені зниження змінилися підняттям. Загальна потужність опадів досягає 2000 м. Для Чоп-Мукачівської западини характерний розвиток блокової тектоніки, що призвів до формування добре виявлених в рельєфі горст-антиклінальних морфоструктур.
Основна, західна частина Чоп-Мукачівської западини — рівнинна поверхня. На фоні одноманітної рівнини підноситься Берегівске вулканічне холмогір’є, що відповідає піднятому Берегівському блоку фундамента. Вулканічні виверження були віднесені до лінії викидів Берегівського підняття і відбувалися в середньому і пізньому міоцені. Холмогір’є складене в основному ліпаритами.
Карпатське гірське спорудження має складну і тривалу історію свого розвитку. Прийнято вважати, що сучасні морфоструктури Українських Карпат оформилися під час альпійського орогенезу, в кінці олігоцена - початку міоцена. До цього часу звичайно відноситься виникнення перших гірських споруд Карпатської дуги на місці глибокого геосінклінального басейну. Однак слід пам'ятати, що альпійська геосінкліналь сформувалася на території, що вже випробувала рифейський, каледонський і герцинський орогенічні цикли і де вже раніше існували гірські системи, пов'язані з ними. Карпатська складчата система почала формуватися в кінці юрського періоду на місці зруйнованого денудацією герцинського складчатого спорудження. До кінця олігоценової епохи в її межах існував геосінклінальний режим осадконакопичування, що сприяв формуванню потужних флішевых відкладень. В кінці олігоцена - початку міоцена інтенсивні тектонічні рухи позитивного знаку сприяли підняттю території вище рівня моря і утворенню суши. До цього часу вже намітився розподіл на основні морфоструктурні зони: Внутрішню, а після цього Зовнішню і Центральну. В Центральній зоні олігоценовий морський басейн продовжував існувати, а у Внутрішній і Зовнішній зонах вже була суша. Периферічні дільниці (Закарпатський прогиб і Внутрішня зона Передкарпатського прогиба) почали в цей же час прогибатися і заповнюватися продуктами разрушения гір, що підносяться — молассами. Далі відмінності в прямуванні тектонічних рухів збільшилися і ускладнилися надвиговими явищами. В післясарматський час відбулася заключна стадія складчатості (піздньонеогенова), що виявилася головним чином в Скибовій зоні і во внутрішній зоні Передкарпатського прогибу, де утворилися складки і надвиги амплітудою до 15 км і більше. Надвигові рухи на південній окраїні Карпатських гір були незначні і направлені в бік Закарпатського прогиба. Тут основна роль в формуванні морфоструктури належить разривній тектоніці — зниженням по розломам, що супроводжувалися вулканічною діяльністю. Продукти вулканічних викидів перешарувались з морськими відкладеннями мілководій. Починаючи з середнього сармата море в Закарпатському прогибі почало міліти. В утворених лагунах і остаткових озерах накопичувалися солоновато-водні і прісноводні відкладення (пізній міоцен — пізній пліоцен). В Передкарпатському прогибі континентальні умови настають раніше. Море покидає цю територію в середньому сарматі. В антропогені Передкарпатський прогиб втягується в спільні з Карпатами підняття і разом з ними перетворюється в область знесення — обернуту морфоструктуру. Амплітури цих піднятій досягають 120-160 м.
Морфоскульптура
Елементи морфоскульптури Українських Карпат почали формуватися після епохи складчатості і загального підняття гір, що настало в кінці олігоцена — початку міоцена. В зв'язку з преривистими підняттями, що чергувалися з періодами відносного тектонічного спокою, рельєф Карпат придбав ярусну побудову — виникли різновічні поверхні денудаційного походження, поділені виступами. Більшість дослідників виділяють в Українських Карпатах три (деякі автори — чотири) поверхні денудаційного вирівнювання.
Припускається, що зароджування річкової мережі Карпат відноситься до кінця олігоцена — початку міоцена. В першу чергу формувалися поздовжні річкові долини, закладення яких було зумовлене направленням основних структурних елементів і літологічним складом порід. Підняття гір сприяло закладенню поперечних долин. На початку формування Карпатських гір хребти ненабагато перевищували прилеглі території. За умов спокійного тектонічного режиму процеси денудації поступово вирівнювали і знижували вершини і гребні гір. Відбувалося формування першої поверхні вирівнювання, що закінчилося, мабуть, вже в ранньому міоцені. Залишки цієї поверхні вирівнювання, що отримала назву полонинської, збереглися в високогірній частині Українських Карпат на висоті від 1300-1400 м на північному-заході до 1950 м на південному сході. Плоскі вершинні поверхні покриті гірськими луками і називаються полонинами.
Українські Карпати в смузі фліша сильно розчленовані, але численні рівні поверхні на їхніх вершинах, що збереглися, дозволяють виділити більш низьку, другу денудаційну поверхню з відносною висотою 500-650 м. Її висота над рівнем моря збільшується з північного заходу на південний схід. Вік цієї поверхні вирівнювання А. І. Спиридонов визначає як пізній міоцен-пліоценовий. Поверхня зрізає товщі флішевих порід і міоценові відкладення (аж до середньосарматських), а її зовнішній край перекрит вулканогенними утвореннями Вигорлат-Гутинського пасма. Отже, вік поверхні вирівнювання може бути визначений як довулканічний.
Сама низька, третя денудаційна поверхня вирівнювання виражена дуже виразно. Абсолютна висота поверхні коливається в межах від 400 до 950 м. Вона підвищується до сучасного вододілу, а відносна висота досить постійна — від 150 до 200 м. Поступ в бік річкових долин і гірське обрамлення з тыльної сторони придають цієй поверхні вигляд сходинки (педимента). Поверхня виражена в місцях розповсюдження фліша і розчленовує утворення Вигорлат-Гутинського хребта. Ці факти дозволяють визначити вік третьої поверхні вирівнювання післявулканічним — пізньопліоценовим-ранньоантропогеновим.
Існують і інші думки відносно кількості і віку поверхонь вирівнювання (П. Н. Цись, В. Г. Бондарчук, І. Д. Гофштейн і ін.). Думки різних дослідників про кількість і вік поверхонь, а також про механізм їхнього утворення значно розходяться. В Передкарпатській піднесеній рівнині І. Д. Гофштейн виділяє поверхні вирівнювання двох рівнів: більш висока відноситься до рівня Червоної (пізній пліоцен), більш низька - до рівня Лоєвої (ранній плейстоцен). Обидві поверхні є передгірними аллювіальними рівнинами з вырівненим корінним цоколем. Поверхня Лоєвої займає значну площу міжріччя. Поверхня Червоної представлена розрізненими останцями.
Морфоскульптура Українських Карпат формувалася під впливом водно-ерозійних, денудаційних, гравітаційних, льодникових, карстових і інших, процесів, інтенсивність прояву яких залежить, від спрямування неотектонічних рухів і літологічної побудови гір.
Водио-эрозионные і водио-аккумулятивные форми. До Них відносяться. Річкові долины, байраки, балки. Річкові долины здебільшого гірського типу, глибоко вріза і розчленовують северо-східні і юго-західні спади гор. По основним морфоструктурным елементам розрізняють продольные і поперечні річкові долины. Українські Карпати розчленовані широкими продольными долинами, залишками яких є Вододільно-верховинська, Березно-липшанская, Ясиня-черемошская і інші. В поєднанні з поперечними долинами вони зумовили характерне для Українських Карпат решетчатое і радиальное расчленение. Сучасна річкова мережа закладена в ранньому плейстоцене. Первоначально вододільна лінія в Українських Карпатах минала по гребню Полонинского хребта. В початку антропогена вона була перепилена ріками юго-західного спаду Карпат. Перепиливание полонинского вододілу супроводжувалося місцевими перехватами в верховьях Тисы, Теребли і інших рік. Лише Прут і Черемош перетинають Вододільно-верховинську зону.