Geologia Karpat Zachodnich
Karpaty Zachodnie to łukowate pasmo górskie , północna gałąź alpejsko - himalajskiego systemu fałdowo - nasunięcia zwanego pasem alpejskim , który wyewoluował podczas orogenezy alpejskiej . W szczególności ich ewolucja przed kenozoikiem jest bardzo podobna do ewolucji Alp Wschodnich i stanowią one przejście między Alpami Wschodnimi a Karpatami Wschodnimi .
Ewolucja geologiczna poszczególnych części łańcucha jest złożona, co wynika z procesów tektonicznych , takich jak fałdowanie , napieranie i tworzenie basenów sedymentacyjnych różnego typu w mezozoiku i kenozoiku. Procesy te wpływały niekiedy nie tylko na osadowe wypełnienie basenów, ale także w niektórych przypadkach na dawne podłoże .
Wiele aspektów budowy geologicznej Karpat Zachodnich nie zostało w pełni zbadanych i jest przedmiotem ciągłych badań i dyskusji. Właściwa klasyfikacja szeregu konkretnych jednostek tektonicznych wciąż nie jest jasna.
Definicja geologiczna
Karpaty Zachodnie są oddzielone od Alp doliną Dunaju ( tylko z geograficznego punktu widzenia; granicą geologiczną jest tzw. brama Carnuntum) i linią Raaba. Na wschodzie granica z Karpatami Wschodnimi formalnie przebiega w dolinie rzeki Uż , ale wiele podziałów tektonicznych za rzeczywistą granicę geologiczną uważa system uskoków Hornádu na linii Koszyce – Preszów . Granica północna to front naporu oddzielający płaszczowiny od zapadliska przedkarpackiego. W Czechy linia Znojmo - Přerov - Karviná w przybliżeniu tworzy zachodnią granicę Karpat Zachodnich. Granica południowa nie jest wyraźna (ze względu na krzyżującą się granicę między Karpatami a nizinami Kotliny Panońskiej ). Według niektórych opinii leży na południe od Bükk i Mátra na Węgrzech .
Budowa geologiczna
Istnieje kilka interpretacji budowy tektonicznej Karpat Zachodnich. Od dłuższego czasu stosuje się podział potrójny ( Zewnętrzne , Środkowe i Wewnętrzne Zachodnie ), podczas gdy niektórzy geolodzy preferują klasyczny podział podwójny (Karpaty Zewnętrzne i Wewnętrzne). Inne koncepcje podziału mogą się różnić, takie jak morfotektoniczny (oparty na geologii i geomorfologii ) lub geologia regionalna . Zastosowany w artykule podział tektoniczny opiera się na podziale Plašienki i innych z 1997 r., zmodyfikowanym później w 1999 r. iw 2002 r. wraz z Kováčem, choć nie można go uznać za ostateczny.
Trzy główne obszary Wewnętrznych, Środkowych i Zewnętrznych Karpat Zachodnich są podzielone dwoma szwami . Szew Meliata jest obszarem zamknięcia triasowo-jurajskiego Oceanu Meliata w fazie kimeryjskiej. Stanowi granicę pomiędzy Środkowymi i Wewnętrznymi Karpatami Zachodnimi . Położenie granicy jest dyskusyjne; różni autorzy umieszczają szew Meliata w różnych miejscach. Utożsamiana jest z linią Rožňava, linią Lubeník-Margecany lub być może położona jeszcze bardziej na południe. Drugi ważny szew to lineament peripieniński, z grubsza naśladujący budowę Pienińskiego Pasa Skałkowego . Ta ważna dyslokacja dzieli Środkowe i Zewnętrzne Karpaty Zachodnie. Głębiej pod osadami stanowi granicę między skałami podłoża Karpat Środkowych a przedpolem – Masywem Czeskim i kratonem wschodnioeuropejskim (platforma podola). Od lat 80. XX wieku linię podziału uważa się za szew Oceanu Vahickiego – wschodnią kontynuację Oceanu Piemont-Liguria .
Cypel
Przedgórze Karpat Zachodnich na zachodzie i północy tworzy Masyw Czeski i Płaskowyż Krakowski. Na północnym wschodzie tworzy go skała kratonu wschodnioeuropejskiego . Obszary te skonsolidowały się wcześniej niż Karpaty. Masyw Czeski, który jest najmłodszą częścią przedgórza, wykształcił się podczas orogenezy hercyńskiej około 200 milionów lat przed orogenezą w Karpatach.
Zewnętrzne Karpaty Zachodnie
Zewnętrzne Karpaty Zachodnie powstały w okresie orogenezy, która trwała od okresu górnej kredy ( senońskiej ) i miocenu , czyli późniejszego niż środkowo-zachodnie Karpaty. Pieniński Pas Skałkowy został dotknięty nasuwaniem się wraz z Karpatami Środkowymi, a później składał się i ponownie nasuwał wraz z Pasem Fliszowym .
zapadlisko
Napór Karpat na ich przedpola spowodował ugięcie dolnej płyty kontynentalnej pod czołową częścią płaszczowin. Obszar ten, zwany zapadliskiem przedkarpackim, wypełniały miąższowe utwory melasowe , głównie margle , piaskowce i zlepieńce , które powstały w okresie od oligocenu do miocenu . okresy erozją rosnących Karpat. Niemniej jednak zapadlisko na ogół nie jest złożone; płaszczowiny fliszowe naciągnięte od południa częściowo złożyły skałę pod spodem. Cała strefa zapadliska rozwija się na przedpolu Alp i biegnie przez Morawy do Kotliny Ostrawskiej i dalej na wschód do Polski , Ukrainy i Rumunii .
Pas fliszowy
pasa fliszowego pochodzi od charakterystycznej przeróbki piaskowca i iłowca , tzw. fliszu , występującej na tym obszarze od kredy do paleogenu (prawdopodobnie miocenu ). Pas jest klinem akrecyjnym Karpat . Pas fliszowy zawiera również niewielką ilość kenozoicznych skał wulkanicznych . Strefa pierwotnie składała się z zestawu bardziej osadowych basenów które znajdowały się w ciągłej transformacji tektonicznej. Wypiętrzone partie basenów tworzyły wzniesienia, które ulegały erozji i zasilały głębsze partie basenu osadami klastycznymi nanoszonymi przez prądy mętnościowe . Orogeneza objęła obszar schyłku paleogenu i początku neogenu w tzw. fazie sawiańskiej. Faza styryjska również dotknęła inne części, co spowodowało częściowe natarcie nad zapadliskiem. Pławiki powstały w wyniku stopniowego ściskania basenów sedymentacyjnych, które je spowodowały inwersja i oddzielenie sukcesji osadowych od podłoża i ich ruch na odległość 20 – 30 km, a być może więcej. Pławiki formowały się w dwóch fazach: zewnętrznej (północnej) lub niższej grupy płaszczowin zwanej pasem śląsko-krośnieńskim oraz nadrzędnego wewnętrznego (południowego) pasa magurskiego. Pławiki nasuwają się na ich przedpola w postaci przekrojów tektonicznych. Przynajmniej część pasa fliszowego była wschodnią kontynuacją alpejskiej strefy pennińskiej, prawdopodobnie Valais oddział. Widać bezpośrednią kontynuację alpejskiego fliszu reńsko-dunajskiego. Pas fliszowy ciągnie się przez Czechy, Słowację i Polskę i łączy się z fliszem mołdawskim na Ukrainie iw Rumunii .
Środkowe Karpaty Zachodnie
Środkowe Karpaty Zachodnie, nazywane niekiedy systemem słowackokarpackim, to strefa ograniczona od północy Pienińskim Pasem Skałkowym , a od południa Pasem Meliata. Pieniński Pas Skałkowy jest stosunkowo cienką, ale ważną linią podziału oddzielającą Zewnętrzne Karpaty Zachodnie od wewnętrznych stref orogenezy. Wraz z podobnymi jednostkami strefy perisklippen tworzy Pas Poważsko-Pieniński. Największą część Karpat Zachodnich stanowi strefa zbudowana ze granitowych i metamorficznych ( tzw na ogół wyższy na północy i niższy na południu), a pokrywa osadowa jest przesłonięta płaszczowinami mezozoicznych skał węglanowych . Strefa składa się z Pasa Tatrzańsko-Fatrzańskiego , Pasa Weporu i Pasa Gemeru. W ich przeważnie krystalicznych strefach piwnic zwanych tatryczną, weporską i gemeryczną, pchnięcie ( gruboskórne ) jest również obecne, ale nie tak oczywiste. Badania geofizyczne potwierdziły, że Gemeric jest napierany na Veporic, a Veporic na Tatric. Środkowo-zachodnie Karpaty stanowiły dawniej część tzw Wschodnioeuropejski kraton szelfu kontynentalnego , i znajdowały się bardziej na zachód, na obszarze obecnej Szwajcarii , łącząc się bocznie z Karpatami Zewnętrznymi (reprezentowanymi przez Orawice). Podczas uwalniania naprężeń w alpejskich zdarzeniach tektonicznych kolizji, naprężenia zostały uwolnione na boki pasa oporowego, co spowodowało tektoniczną ucieczkę materiału. W konsekwencji środkowo-zachodnie Karpaty zostały zepchnięte w kierunku północno-wschodnim z domeny alpejskiej do karpackiej.
Pas Poważsko-Pieniński
Pas Považsko-Pieniński ma skomplikowaną budowę skośną , reprezentowaną zwłaszcza przez Pieniński Pas Skałkowy . Składa się z jednostek orawskich, grupy gossauskiej i magurskiej, a także jednostek śródkarpackich (np. jednostka Manín i Drietoma itp.). Umiejscowienie Pienińskiego Pasa Skałkowego w Środkowych Karpatach Zachodnich jest niejednoznaczne, ponieważ większość autorów uważa Pieniński Pas Skałkowy za część Karpat Zewnętrznych. Pas Poważsko-Pieniński dzieli się na trzy strefy: Brezová, Peri-Klippen i Klippen.
Stosunkowo cienki i skomplikowany Pieniński Pas Skałkowy tworzy granicę, szew tektoniczny , pomiędzy Karpatami Zachodnimi Zewnętrznymi i Środkowymi. W tej strefie znana jest tylko skała młodsza od triasu . Wyłącznie niemetamorficzne sukcesje osadowe składają się głównie z wapieni i margli . W jurajskim ocean, który otworzył się na obszarze Pienińskiego Pasa Skałkowego, nazywany jest Oceanem Vahickim (lub Południowym ). Jej zachowane sukcesje osadowe są w obecnym erozyjnym znane tylko z jednostki Vahic. Domena Vahicka była ograniczona od północy zboczami Orawicy, a od południa jednostką tatryczną. Opadająca część jednostki orawskiej utworzyła kotlinę Kysuca. Najpłytsza część jednostki orawskiej charakteryzowała się depozycją płytkowodnych wapieni jednostki czorsztyńskiej. Na południu, bliżej głębokiego basenu Kysuca, osadzały się inne jednostki przejściowe. W najgłębszej części Kotliny Kisuckiej osadzały się osady jednostki Kysucko-Pieniny. Domena Vahic rozszerzyła się i pogłębiła w swojej historii. w Od górnej kredy do paleocenu napieranie południowych jednostek tatrycznych spowodowało inwersję lub subdukcję Oceanu Vahickiego, po której nastąpiło zderzenie jednostek orawskich i tatrycznych. W wyniku tych procesów doszło do deformacji i północnego przesunięcia jednostek orawskich w postaci płaszczowin . Po zakończeniu kompresji na stropie płaszczowiny kontynuowana była sedymentacja marglista i fliszowa (tzw. osady otoczki skałkowej). Później w paleogenie , kolejna faza orogenezy dotknęła Pieniński Pas Skałkowy. Ściskała dawny stos płaszczowiny, a skały o różnej reologii ( wapienie kompetentne , flisz miękki , margle ) ulegały różnym deformacjom, co powodowało pękanie skał gęściejszych i deformację ciągliwą skał rzadszych. Na skomplikowany układ poszczególnych jednostek tektonicznych wpłynął później uderzeniowo-poślizgowy na obszarze lineamentu peripienińskiego w miocenie . Wynikająca z tego erozja rozcięła sztywne wapienne soczewki tektoniczne do kształtu wystających skałek (np. Vršatské bradlá w zachodniej Słowacji). Strefa Klippes rozciąga się prawie nieprzerwanie od Podbranča w zachodniej Słowacji do Poiana Botizei w północno-wschodniej Rumunii.
Pas Tatrzańsko-Fatrzański
Na południe od Pienińskiego Pasa Skałkowego występuje strefa gór rdzeniowych. Rdzeń jest utworzony przez jednostkę tatryczną złożoną głównie z paleozoicznej skały metamorficznej, młodszej skały plutonicznej oraz pokrywy osadowej od karbonu do mezozoiku . Skała podstawowa powstała podczas orogenezy hercyńskiej , kiedy obszar ten dotknął silny metamorfizm regionalny. Najbardziej obfite są paragnejsy i amfibolity , ale występują również skały metamorficzne niskiej jakości. Później, pod koniec orogenezy hercyńskiej w karbonie i Permu obszar ten został wtargnięty przez skały granitowe i silnie dotknięty erozją , która dotknęła nawet głęboko położone granity. Autochtoniczne osady karbonu, permu i najczęściej mezozoiku nakładają się na podłoże krystaliczne. Reprezentują je szarogłazy , piaskowce kwarcowe , łupki , wapienie i margle. . Pokrywa sedymentacyjna jednostki tatrycznej jest przesłonięta przez płaszczowiny mezozoiczne. Pławiki to duże płyty mezozoicznej skały węglanowej o podobnej sekwencji sedymentacyjnej jak w pokrywie tatryckiej. Istnieją dwie tak zwane płaszcze subtatryczne: dolna zwana płaszczowiną Kížna (lub Fatric) i górna zwana płaszczowiną Choč (lub Hronic). Fatric charakteryzuje się występowaniem grubszych utworów kajpru karpackiego. Hroniczny jest typowy z występowaniem andezytu permskiego - bazaltów (tzw. grupa Ipoltica) i większą miąższością triasu zmiennego skała węglanowa. Wbijanie płaszczowin miało miejsce w kredzie górnej , prawdopodobnie w turonie . Cały teren nie był tak rozległy jak dzisiaj. Wypiętrzenie gór miało miejsce pod koniec oligocenu iw miocenie . Spowodowało to wypiętrzenie rogów , zazwyczaj asymetryczne, na południowej flance, stromo ograniczonej normalnymi uskokami i lekko opadający na północną flankę. Krystaliczne podłoże jest zwykle odsłonięte na południowym zboczu zrębów. Horsty tworzą dwa rzędy gór. Północny (zewnętrzny) rząd składa się z Małych Karpat. (część Pezinok i Hainburg), Považský Inovec. , Strážovské vrchy Mts. , Mała Fatra i Tatry . Południowy rząd gór rdzeniowych obejmuje Góry Tríbeč. , Góry Żar. , Wielka Fatra , Chočské vrchy. , Wschodnia część Niskie Tatry. (tzw. Ďumbierskie Tatry) i Branisko.
Pas Weporu
Vepor Belt to strefa na południe od pasa gór rdzenia. Linia podziału nazywa się linią Čertovicy. Charakterystyczną cechą pasa Vepor jest średnioalpejski metamorfizm regionalny . Największy obszar tej strefy tworzy jednostka Veporic. Krystaliczne skały podłoża występują tu najliczniej i występuje tu największy pluton granitowy w Karpatach Zachodnich . Powstał podczas orogenezy hercyńskiej . Mezozoiczna pokrywa osadowa zachowała się tylko lokalnie. Jednostka Veporic była obszarem korzeni płaszczowiny Krížna (Fatric), która wcześniej znajdowała się w odwróconej Kotlinie Zliechov na północnym skraju Veporic, w pobliżu Tatry. Inwersja basenu miała miejsce w kredzie górnej i towarzyszyła jej intruzja niewielkiego korpusu granit . Oprócz ostańców płaszczowinowych płaszczowiny Choč (hronicznej) i części płaszczowiny Krížna (Fatric) występuje tu także duże zgrupowanie płaszczowiny murańskiej (jednostka krzemowa). Veporic jest częściowo przesunięty nad Tatric i leży pod jednostką Gemeric. Stos płaszczy Veporic i Gemeric później zapadł się i wyewoluował w metamorficzny kompleks rdzenia Veporic . Vepor Belt tworzy wschodnią część Tatr Niskich. (Tatry Kráľovohoľské), Vepor Mts. , Kozie Chrbty , południowa część Gór Braniskich. i Čierna hora. Na południu jest oddzielona od Rudaw Słowackich linią Lubeník-Margecany, która jest łagodnie opadającym uskokiem ciągu .
Pas Gemera
Gemer Belt to strefa przeważnie krystalicznych skał, częściowo wysunięta na Veporic. Najważniejszą częścią strefy jest jednostka gemeryczna, w przeciwieństwie do innych jednostek karpackich, które wykazują ślady niskogatunkowego ( facji zieleńcowych ) hercyńskiego nadruku metamorficznego. Gemeric to najwyżej położona jednostka podziemna środkowo-zachodnich Karpat. Zbudowany jest z fyllitów , kwarcytów , porfirów i wapieni , powszechnie przeobrażonych w syderyt i magnezyt . Granity są mniej obfite. Permska aktywność wulkaniczna ukształtowała mineralizację uranitu . Później, w mezozoiku, osadzały się wapienie i dolomit . W górnej jurze , po zamknięciu Oceanu Meliata, od południa napłynęły płaszczowiny meliatyku i tornyku. W kredzie górnej płaszczowina krzemionkowa została nałożona na poprzednią. Pod koniec paleogenu Gemeric Belt został zdeformowany i wypiętrzony. Strefa ta tworzy Rudawy Słowackie , Galmus i Słowacki Kras .
Wewnętrzne Karpaty Zachodnie
Wewnętrzne Karpaty Zachodnie są oddzielone od Środkowych Karpat Zachodnich linią Rožňava, częściowo pokrytą płaszczowiną dekolmentacyjną. Linia Rožňava jest w dużej mierze linią konceptualną i jest różnie postrzegana przez różnych autorów. Zgodnie z założeniami uskok łączy się na zachodzie z linią Raaba-Hurbanovo. Innym problemem dokładnego określenia granicy między Karpatami Wewnętrznymi i Środkowo-Zachodnimi są poglądy na budowę jednostki meliatycznej. Wewnętrzne Karpaty Zachodnie składają się na ogół z jednostek tektonicznych pochodzących z obszaru dawnego Oceanu Meliata-Halsztackiego lub na południe od niego. Strefa ta jest zbudowana z Meliata, Bükk, Zadunajskiego i Zemplín Belt. Występują duże płaszczowiny węglanów mezozoicznych (krzemowego, meliatycznego, tornaikowego), które nie podlegają metamorfizmowi i są charakterystyczne z typowym powinowactwem do Alp Południowych-Dinaride facje .
Pas Meliaty
Pas Meliaty jest pozostałością triasowo-jurajskiego oceanu Meliata (lub basenu łukowego ). Podstawową jednostką strukturalną pasa jest meliat, złożony ze skał melanżu subdukcyjnego – łupków głębinowych , radiolarytów , bazaltów typu oceanicznego i marmurów . Jednostką niepewnego układu, która według niektórych autorów jest częścią meliatyku, jest płaszcz Bôrka, złożony z obdukowanych blueschistów . Jednostka krzemowa i tornaiczna prawdopodobnie pochodzi z południowego szelfu kontynentalnego Oceanu Meliata. Krzem jest charakterystyczną płaszczowiną o większej miąższości płytkich wapieni wodnych facji Wettersteina . Płaszcz tornaicki był prawdopodobnie obszarem przejściowym między krzemem a meliatykiem. Pławiki w Pasie Meliata zostały przesunięte na północ i obecnie składają się głównie z ostańców leżących na jednostkach Gemeric i Veporic, tworzących Słowacki Kras i Kras Aggtelek na granicy słowacko - węgierskiej .
Pas Bukowy
Na południe od poprzedniego obszaru znajduje się jednostka Bükkic, która nosi znamiona strefy przejściowej między Karpatami Zachodnimi a Dynarami . Skała Bükkic występuje w północno-węgierskiej górze Bükk . Składa się głównie z paleozoicznych łupków , węglanów i piaskowców , ale także leżących na nim młodszych mezozoicznych węglanów i skał wulkanicznych. Sedymentacja trwała do jury , kiedy płaszczowiny o niejasnej wergencji były pchnięte. Strefa ta była później w kredzie dotknięta metamorfizmem niskiego stopnia . Podczas subdukcji Oceanu Meliata-Halstatt w górnej jury ewoluował basen łuku wstecznego . Basen ten został później odwrócony i prawdopodobnie stanowił strefę korzeni płaszczowiny Mónosbél-Szarvaskő.
Pas Zadunajski
Główna jednostka tektoniczna Pasa Zadunajskiego lub Pasa Bakońskiego, zwana Transdanubicum, występuje w Górach Zadunajskich ( Bakony , Gerecse , Vértes i Buda ). Składa się z niskiej jakości metamorficznej skały paleozoicznej i mezozoicznej oraz kenozoicznej pokrywy osadowej.
Pas Zemplina
Jednostką tektoniczną o niepewnym położeniu jest Zemplinica w zboczu Zemplina . , wyłaniające się z kenozoicznego osadu basenu wschodniosłowackiego. Zemplinic jest według niektórych autorów albo przypisany do oddzielnych pasów (Zemplín Belt lub Sub-Vihorlat Belt), albo uważany za część odrębnej terran Tisia -Dacia. Niektórzy geolodzy przypisują ją do południowego weporu, jednostki gemeryckiej, a nawet do Karpat Wschodnich . Zemplinic jest jedynym miejscem występowania prekambru skała w Karpatach Zachodnich. Zbudowane są z paragnejsów , amfibolitów i migmatytów , a także zlepieńców pohercyńskiego karbonu i permu oraz cienkich pokładów węgla kamiennego .
Jednostki poporodowe
Jurajsko - kredowa struktura tektoniczna została później zmieniona przez różne typy kompleksów nasypowych: basen środkowokarpacki paleogeński, basen paleogeński Budyński, basen wiedeński (neogen, typu pull-apart), basen panoński (lub basen Dunaju) oraz basen wulkaniczny . kompleksy: neogeniczne wulkany Karpat (lub po prostu neovolcanis).
Wulkanizm
Wulkanizm paleozoiczny i mezozoiczny
Najstarsze formy wulkanizmu , które dotknęły obszar Karpat Zachodnich, są słabo poznane z powodu późniejszych procesów tektonicznych i zniszczeń erozyjnych.
Znaczna aktywność wulkaniczna miała miejsce w dolnym paleozoiku w Małych Karpatach. , gdzie widoczne są relikty w skale grupy Pernek z typowym podstawowym wulkanizmem. W Gemeric występują duże ilości skał wulkanicznych, uważanych za produkt stratowulkanów , znacznie zmienionych przez metamorfizm. Podstawowy wulkanizm jest rozpoznawany w skale karbonu i permu. Wśród skał permskich najbardziej znana jest grupa Ipoltica płaszczowiny chronicznej. Dolna część grupy nazywana jest formacją Malužiná. Jest to charakterystyczne dla dacytu synsedymentacyjnego andezytowy w dolnej części i andezytowo - bazalty zbliżone do toleickiego w górnej części. We wgłębieniach tych skał powszechne są guzki agatu hydrotermalnego , powszechnie znane jako melafiry. Według niektórych autorów wulkanizm permski w okresie chronicznym ma wielofazowy charakter liniowy.
Mezozoiczne procesy wulkaniczne są bardziej wyraźne i znane ze wszystkich stref Karpat Zachodnich. Triasowe wylewy występują w skale Fatric i Hronic Małej Fatry. i Tatry Niskie. Pikryty są znane w okolicach Bańskiej Bystrzycy . Kredowe těšínity ( subwulkaniczne gabro alkaliczne ) stwierdzono w śląskiej strefie pasa fliszowego . W skale meliatyku obecne są pozostałości zdestruowanych ofiolitów z bazaltami N-MORB w górnej części.
Wulkanizm kenozoiczny
.jpg)
Popłaszczowa aktywność wulkaniczna w Karpatach nazywana jest po prostu neowulkanizmem. Miało to miejsce od neogenu (baden dolny) do czwartorzędu , głównie w wewnętrznej części łuku karpackiego (w mniejszej skali także w Karpatach zewnętrznych). Wyróżnia się trzy główne fazy aktywności wulkanicznej:
- Wulkanizm kwaśny – rozpoczął się w dolnym miocenie na północnych Węgrzech , a następnie rozszerzył się na tereny dzisiejszej Słowacji . Jest reprezentowany przez ryodacyt do skały ryolitycznej . Ten typ wulkanizmu nazywany jest typem obszarowym ze względu na duży zasięg powierzchniowy. W środkowej Słowacji skały wulkaniczne utworzyły Poľana , Kremnica i Vtáčnik. Tufy rodacytowe w osadach dolnego badenu są znane w rejonie Zemplina we wschodniej Słowacji.
- Wulkanizm pośredni – zapoczątkowany w dolnym badenie, z petrologicznego punktu widzenia reprezentuje andezyty wapienno-alkaliczne do dacytów , związany z subdukcją dna oceanicznego w pasie fliszowym i związanym z tym powstawaniem łuku wulkanicznego . Wulkanizm rozpoczął się w środowisku podwodnym w pobliżu Šahy -Lysec na Równinie Krupina. Później potężny stratowulkan Polany , Javorie, Lysec, Čelovce, a zwłaszcza stratowulkan i wulkan Szczawnica w Górach Kremnickich . Po okresie silnej erozji aktywność wulkaniczna powróciła w Badenii Górnej. Przywrócony wulkanizm był bardziej wybuchowy. W słowackich Rudawach (w rejonie Kotliny Tisovec i Rimava) znaleziono znacznie zerodowane pozostałości byłych stratowulkanów, porównywalne do tych ze środkowej Słowacji. W dolnym sarmacie proces subdukcji na terenie obecnej wschodniej Słowacji doprowadził do powstania linii geomorfologicznie prostych stratowulkanów Śląskie Wierchy Wulkany tej fazy występują także w Rumunii . Młodsza faza wulkanizmu znana jest w rejonie Wyhorlatu.
- Podstawowy wulkanizm – reprezentowany przez skały alkaliczne, występuje w środkowej i południowej Słowacji oraz na Węgrzech. Dominującym rodzajem skał jest bazalt z fenokryształami oliwinu lub nefelinu (bazalt w rejonie Bańskiej Szczawnicy ). Występowały strumienie lawy w okolicach Ostrá Lúka koło Zvolena i Devičie koło Krupiny , lawy i maary w okolicach Pinciny , Jelšovca , strumienie lawy, szyje , groble i maary w Cerové vrchovina oraz najmłodszy stożek żużlowy Putikov vŕšok , w pobliżu Nowej Bani .
Metamorfizm
Występowanie przeobrażonych skał krystalicznych w Karpatach Zachodnich znane jest ze stref tatrycznej, weporicznej, gemerycznej i zemplińskiej. Dotychczasowe badania wyraźnie wykazały ślady hercyńskiej i alpejskiej . Chociaż niektórzy autorzy sugerują możliwą obecność starszych kadomu lub kaledonii , istnienie cykli metamorficznych prekambru nie zostało potwierdzone z powodu późniejszego nadruku metamorficznego.
Metamorfizm kaledoński nie został jednoznacznie udowodniony, ale pewne ślady są obecne w amfibolitach Małych Karpat. (około 395 milionów lat) lub granit typu Sihla w Veporic (około 370-380 milionów lat). Bardziej powszechny jest metamorfizm hercyński, który jest związany z metamorfizmem regionalnym i peryplutonicznym spowodowanym intruzjami skał granitowych, diaptorezą i metamorfizmem niskiego stopnia wulkanicznych formacji osadowych kilku jednostek tektonicznych do facji zieleńcowej . Ślady metamorfizmu alpejskiego, który miał miejsce 75–107 mln lat temu, są dobrze zachowane w mezozoicznych utworach tatrycznego, gemerycznego, a zwłaszcza weporskiego. Specjalny metamorfizm związany z subdukcją facji blueschist jest znany z płaszcza Bôrka.
Trzęsienia ziemi
Karpaty Zachodnie są z neotektonicznego punktu widzenia częścią bloku ALCAPA. Główne trzęsienia ziemi w ALCAPA zlokalizowane były w łuku subdukcji Hellenów i Kalabrydów. Głębokie ogniskowe trzęsienia ziemi są znane tylko ze strefy Vrancea , gdzie subdukcja jest nadal aktywna. W Karpatach Zachodnich nie odnotowano głębokich ogniskowych trzęsień ziemi związanych z subdukcją. Okres znacznej kolizji kontynentów i skracania się skorupy ziemskiej dotknął obszar w miocen . Później głównie ekstensjonalny i poślizgowy ruch w neogenie generował nowe lub reaktywowane starsze uskoki . Na obszarze Karpat Zachodnich znajduje się pięć głównych stref sejsmicznych: strefa Pezinok-Pernek, będąca kontynuacją uskoków odpowiedzialnych za powstanie Kotliny Wiedeńskiej, strefa Dobrej Wody z najbardziej intensywnymi i płytkimi trzęsieniami ziemi wokół Uskok Dobrá Voda, strefa trzęsień ziemi Komáro, która łączy się z Rába – Hurbanovo – Darnó uskok (znany również jako Raaba linie), oddzielający jednostkę Pelso od podłoża krystalicznego Karpat Wewnętrznych, żylińską strefę trzęsień ziemi, związanych z trwającymi kolizjami i ruchami uderzeniowymi w Pienińskim Pasie Skałkowym oraz strefę środkowosłowacką, która jest prawdopodobnie w wyniku działalności tektonicznej uskoku środkowosłowackiego.
Osady czwartorzędowe
Czwartorzędowe zlodowacenia zidentyfikowane w Karpatach Zachodnich to, od najstarszych do najmłodszych: Donau , Günz , Mindel , Riss i Würm . W czasie tych zlodowaceń rozciągacze lodowców w dół od Tatr Wysokich i niezlodowaconych wyżyn podlegały wietrzeniu mrozowemu i soliflukcji . Deflacja gleb jest również widoczna w miejscach górskich. Stożki wodnolodowcowe powstały na przedpolach Karpat Zachodnich w związku z ostatnim zlodowaceniem. W słowackich Karpatach rozpoznano cztery systemy moren czołowych i bocznych , które powstały podczas ostatniego zlodowacenia i bezpośrednio po nim.
