Геология Западных Карпат

Западные Карпаты представляют собой дугообразный горный хребет , северную ветвь Альпийско - Гималайской складчато-надвиговой системы, называемой Альпийским поясом , которая развивалась во время альпийской орогенеза . В частности, их докайнозойская эволюция очень похожа на эволюцию Восточных Альп , и они представляют собой переход между Восточными Альпами и Восточными Карпатами .

Геологическая эволюция отдельных частей цепи сложна и является результатом тектонических процессов, таких как складчатость , надвигообразование и образование осадочных бассейнов различных типов в мезозое и кайнозое. Эти процессы иногда затрагивали не только осадочное заполнение бассейнов, но и, в некоторых случаях, бывший фундамент .

Многие аспекты геологического строения Западных Карпат изучены не полностью и являются предметом продолжающихся исследований и дискуссий. Соответствующая классификация ряда конкретных тектонических единиц до сих пор не ясна.

Западные Карпаты отделены от Альп долиной реки Дунай (только с географической точки зрения; геологическая граница — так называемые ворота Карнунтум) и линией Рааба. ^[1] На востоке граница с Восточными Карпатами формально проходит по долине реки Уж , но многие тектонические подразделения считают реальной геологической границей систему разломов Горнад на линии Кошице — Прешов . ^[1] Северная граница — это фронт надвига, отделяющий покровы от Карпатского прогиба. В Чешской Республике линия Зноймо — Пршеров — Карвина приблизительно образует западную границу Западных Карпат. ^[2] Южная граница нечеткая (из-за перекрещивающейся границы между Карпатами и низменностями Паннонского бассейна ). По некоторым взглядам, она проходит к югу от гор Бюкк и Матра в Венгрии .

Существует несколько интерпретаций тектонической структуры Западных Карпат. Довольно долгое время использовалось тройное деление ( Внешние , Центральные и Внутренние Западные Карпаты ), ^{[3] [4] [5] [6],} в то время как некоторые геологи предпочитают классическое двойное деление (Внешние и Внутренние Карпаты). ^{[7] [8] [9]} Другие идеи деления могут отличаться, например, морфотектоническое (основанное на геологии и геоморфологии ^{[3] [8]} ) или региональная геология . ^[5] Тектоническое деление, применяемое в этой статье, основано на делении Плашенки и других ^[5] в 1997 году, позднее измененном в 1999 году ^[6] и в 2002 году совместно с Ковачем, ^[10] хотя его нельзя считать окончательным.

Три основные области Внутренних, Центральных и Внешних Западных Карпат разделены двумя швами . Шов Мелиата является областью закрытия триасово-юрского океана Мелиата во время киммерийской фазы. Он представляет собой границу между Центральными и Внутренними Западными Карпатами . Положение границы является спорным; разные авторы помещают шов Мелиата в разные области. Он отождествляется с линией Рожнява, линией Любеник-Маргецаны или, возможно, помещается даже южнее. Второй важный шов называется Перипьенским линеаментом, примерно копирующим структуру пояса Пенинских утесов . Эта важная дислокация разделяет Центральные и Внешние Западные Карпаты. Глубже под осадками он представляет собой границу между породами фундамента Центральных Карпат и форландом – Богемским массивом и Восточно-Европейским кратоном (Подольской платформой). С 1980-х годов разделительной линией считается шов Вахикского океана – восточного продолжения Пьемонтско -Лигурийского океана . ^[4]

Предгорье Западных Карпат на западе и севере состоит из Богемского массива и Краковского плато. На северо-востоке оно образовано породами Восточно -Европейского кратона . Эти области были консолидированы раньше Карпат. Богемский массив, который является самой молодой частью предгорья, развивался во время герцинской орогенеза примерно за 200 миллионов лет до орогенеза в Карпатах.

Внешние Западные Карпаты были сформированы в ходе орогенеза, который происходил с верхнего мела ( сенонского ) и миоценового периодов, что позже, чем Центральные Западные Карпаты. Пояс Пенинских утесов был затронут надвигом вместе с Центральными Карпатами, а затем сложен и снова надвинут вместе с Флишевым поясом .

Надвиг Карпат на их передовую часть вызвал изгиб нижней континентальной плиты под фронтальной частью покровов. ^[10] Эта область, называемая Карпатским передовым прогибом, была заполнена мощными образованиями молассы , преимущественно мергелей , песчаников и конгломератов , которые образовались в олигоцен - миоценовый период в результате эрозии растущих Карпат. Тем не менее, передовой прогиб в целом не складчатый; флишевые покровы, надвинутые с юга, частично сложили породу под ним. Вся зона передового прогиба развита в предгорье Альп и проходит через Моравию до Остравского бассейна и далее на восток до Польши , Украины и Румынии .

Флишевый пояс был назван в честь характерного изменения песчаника и аргиллита , так называемого флиша , произошедшего в меловом и палеогеновом (возможно, миоценовом ) периодах в этом районе. Пояс является аккреционным клином Карпат . Флишевый пояс также содержит небольшой объем кайнозойских вулканических пород . Зона изначально состояла из набора более осадочных бассейнов , которые находились в постоянной тектонической трансформации. Поднятые части бассейнов образовывали возвышенности, которые были размыты и снабжали более глубокие части бассейна обломочными осадками , которые были принесены турбидитными потоками . Орогенез повлиял на область в конце палеогена и в начале неогена в так называемой савийской фазе. Другие части также были затронуты штирийской фазой, которая вызвала частичный надвиг над передовым прогибом. Покровы образовались в результате постепенного сжатия осадочных бассейнов, что вызвало их инверсию и отделение осадочных последовательностей от их фундамента и их перемещение на расстояние 20–30 км, а возможно и больше. Покровы образовались в две фазы: внешняя (северная) или нижняя группа покровов, называемая Силезско-Кросненским поясом, и преобладающий внутренний (южный) Магурский пояс. Покровы надвинуты на их передовую часть в виде тектонических пластин. По крайней мере часть флишевого пояса была восточным продолжением альпийской пеннинской зоны, вероятно, ветвью Вале . Можно увидеть прямое продолжение альпийского рейнско-дунайского флиша. ^[10] Флишевый пояс продолжается через Богемию, Словакию и Польшу и соединяется с молдавским флишем на Украине и в Румынии .

Центральные Западные Карпаты, иногда называемые Словакокарпатской системой, ^[6] представляют собой зону, ограниченную поясом Пенинских скал с севера и поясом Мелиата с юга. Пояс Пенинских скал является относительно тонкой, но важной разделительной линией, отделяющей Внешние Западные Карпаты от внутренних зон орогенеза. Вместе с аналогичными единицами зоны Пери-Клиппен он образует Поважско-Пенинский пояс. Большая часть Западных Карпат состоит из зоны, сложенной гранитными и метаморфическими породами ( степень метаморфизма обычно выше на севере и ниже на юге), и осадочного чехла, перекрытого надвиговыми покровами мезозойских карбонатных пород . Зона состоит из пояса Татра-Фатра с основными горами , пояса Вепор и пояса Гемер. В их преимущественно кристаллических зонах фундамента, называемых Татрическим, Вепорическим и Гемерическим, также присутствует надвиг ( толстокожий ), но не столь очевидный. Геофизические исследования подтвердили, что Гемерический надвинут на Вепорический, а Вепорический на Татрический. ^[11] Центральные Западные Карпаты ранее составляли часть континентального шельфа Восточно-Европейского кратона и располагались западнее, в районе нынешней Швейцарии , сбоку соединяясь с Внешними Карпатами (представленными Оравичским). Во время снятия напряжения в альпийских коллизионных тектонических событиях напряжение было снято на флангах надвигового пояса, что вызвало тектонический выброс материала. Центральные Западные Карпаты были впоследствии выдвинуты в северо-восточном направлении из Альпийского в Карпатский домен.

Поважско-Пьенинский пояс имеет сложную черепитчатую структуру, представленную, в частности, поясом Пенинских утесов . ^[6] Он состоит из единиц Оравиц, Госсауской группы и Магура, а также внутренних карпатских единиц (например, единиц Манин и Дриетома и т. д.). Размещение пояса Пенинских утесов в Центрально-Западных Карпатах неоднозначно, поскольку большинство авторов считают пояс Пенинских утесов частью Внешних Карпат. ^[3] Поважско-Пьенинский пояс делится на три зоны: зоны Брезова, Пери-Клиппен и Клиппен.

Относительно тонкий и сложный пояс Пенинских утесов создает границу, тектонический шов , между Внешними и Центральными Западными Карпатами. В этой зоне известны только породы моложе триаса . Исключительно неметаморфические осадочные последовательности состоят, в основном, из известняков и мергелей . В юрский период океан, который открылся в районе пояса Пенинских утесов, назывался океаном Вахич (или Южно- Пеннинским ). Его сохранившиеся осадочные последовательности в современном эрозионном разрезе известны только по единице Вахич. Область Вахич была ограничена с севера склонами Оравич, а с юга — Татрийской единицей. Осевшая часть единицы Оравич образовала бассейн Кисуца. Самая мелководная часть единицы Оравич характеризовалась отложением мелководных известняков единицы Чорштын. На юге, ближе к глубоководной котловине Кисуца, отлагались другие переходные единицы. В самой глубокой части котловины Кисуца отлагались осадки единицы Кисуца-Пиенины. ^[7] Область Вахич расширялась и углублялась в течение своей истории. В верхнем мелу и палеоцене надвиг южных единиц Татрика вызвал инверсию или субдукцию океана Вахич, за которой последовало столкновение единиц Оравич и Татрика. В результате этих процессов произошла деформация и северная вергентная надвиговая деформация единиц Оравич в виде покровов . После окончания сжатия на вершине стопки покровов продолжилось мергелистое и флишеподобное осадконакопление (так называемые осадки оболочки клиппа). Позже в палеогене еще одна фаза орогенеза затронула пояс Пенинских утесов. Он сжал бывшую стопку покровов, и породы с различной реологией (компетентные известняки , мягкий флиш и мергели ) были деформированы разными способами, что вызвало разрыв более плотной породы и пластичную деформацию менее плотной породы. Сложное расположение отдельных тектонических единиц было позже затронуто сдвиговым движением в области Пери-Пьенинского линеамента в миоцене . Последующая эрозия рассекла жесткие известняковые тектонические линзы в форме выступающих клипп (например, Вршатске брадла в Западной Словакии). Зона клипп тянется почти непрерывно от Подбранча в Западной Словакии до Пояны Ботижей в северо-восточной Румынии.

К югу от пояса Пенинских утесов находится зона основных гор. Ядро образовано татрическим подразделением, состоящим преимущественно из палеозойских метаморфических пород, более молодых плутонических пород и осадочного чехла от карбона до мезозоя . Фундаментная порода образовалась во время герцинской орогении , когда на территорию повлиял сильный региональный метаморфизм . Наиболее распространены парагнейсы и амфиболиты , но также присутствуют низкосортные метаморфические породы. ^[7] Позже, в конце герцинской орогении в карбоне и перми , эта область была прорвана гранитными породами и сильно затронута эрозией , которая затронула даже глубоко залегающие граниты. Автохтонные каменноугольные, пермские и чаще всего мезозойские отложения налегают на кристаллический фундамент. Они представлены граувакками , кварцевыми песчаниками , сланцами , известняками и мергелями . Осадочный чехол татрического блока перекрыт мезозойскими покровами. Покровы представляют собой большие плиты мезозойских карбонатных пород с похожей осадочной последовательностью, как и в татрическом чехле. Существует два так называемых субтатрических покрова: нижний, называемый покровом Кизна (или Фатрическим), и верхний, называемый покровом Хоч (или Хроничским). Фатрический покров характеризуется наличием более мощных образований карпатского кейпера. ^[4] Хроничский покров характерен наличием пермских андезитовых базальтов ^[4] (так называемая группа Иполтика) и большей мощностью изменчивых триасовых карбонатных пород. ^[7] Надвиг покровов произошел в верхнем мелу , вероятно, во время турона . Вся территория не была такой изрезанной, как сегодня. Поднятие гор произошло в конце олигоцена и в миоцене . Это вызвало поднятие горстов , обычно асимметричных, на южном фланге, круто ограниченных нормальными сбросами и слегка падающих к северному флангу. Кристаллический фундамент обычно обнажен на южном фланге горстов. Горсты образуют два ряда гор. Северный (внешний) ряд состоит из гор Малые Карпаты (часть Пезинок и горы Хайнбург), горы Поважский Иновец , горы Стражовске Врхи , горы Малая Фатра иТатры . Южный ряд основных гор включает горы Трибеч. , Жиар Мц. , Велька Фатра. , Хочские горы. , Восточная часть Низких Татр. (так называемые Дюмбьерские Татры) и Браниско горы. ^[12]

Пояс Вепор — это зона к югу от пояса основных гор. Разделительная линия называется линией Чертовица. Характерной чертой пояса Вепор является среднеальпийский региональный метаморфизм . Самая большая площадь этой зоны образована подразделением Вепорик. Кристаллические породы фундамента наиболее распространены в этой области, и здесь присутствует крупнейший гранитный плутон в Западных Карпатах . Он был сформирован во время герцинской орогенеза . Мезозойский осадочный чехол сохранился только локально. Подразделение Вепорик было корневой областью покрова Крижна (Фатрич), который ранее находился в инвертированной впадине Злиехов на северном краю Вепорика, недалеко от Татрича. Инверсия бассейна произошла в верхнемеловом периоде и сопровождалась внедрением небольшого тела гранита . В дополнение к выступам покрова Хоч (Хронич) и части покрова Крижна (Фатрич), также имеется большое тело покрова Мурань (кремниевый блок). ^[3] Вепорич частично надвинут на Татрич и лежит под блоком Гемерик. Стек покровов Вепорича и Гемерик позже обрушился и развился в комплекс метаморфического ядра Вепорича . Пояс Вепор образует восточную часть Низких Татр (Кралёвохольские Татры), горы Вепор , горы Козие Хрбты , южную часть гор Бранишко и Черна Гора. ^[12] На юге он отделен от Словацких Рудных гор линией Любеник-Маргечаны, которая представляет собой пологий сброс .

Пояс Гемера представляет собой зону преимущественно кристаллических пород, частично надвинутых на вепорик. Наиболее важной частью зоны является подразделение Гемерика, в отличие от других карпатских подразделений с признаками низкосортного ( фация зеленых сланцев ) герцинского метаморфического наложения. Гемерика является самым верхним подразделением, вовлеченным в фундамент, в Центрально-Западных Карпатах. Он состоит из филлитов , кварцитов , порфиров и известняков, обычно метаморфизованных в сидерит и магнезит . Граниты встречаются реже. Пермская вулканическая деятельность сформировала уранинитовую минерализацию. Позже, в мезозое, отложились известняки и доломиты . В верхней юре , после закрытия океана Мелиата, покровы Мелиатика и Торнаика были надвинуты с юга. В верхнем мелу кремнистый покров был надвинут на предыдущий. В конце палеогена Гемерический пояс был деформирован и поднят. Эта зона образует Словацкие Рудные горы , Гальмус и Словацкий Карст . ^[12]

Внутренние Западные Карпаты отделены от Центральных Западных Карпат линией Рожнява, которая частично покрыта покровами декольманов. Линия Рожнява в значительной степени концептуальна и воспринимается по-разному разными авторами. Согласно предположениям, разлом соединяется с линией Рааба-Гурбаново на западе. Другой проблемой точного определения границы между Внутренними и Центральными Западными Карпатами являются взгляды на структуру Мелиатической единицы. Внутренние Западные Карпаты в основном состоят из тектонических единиц, происходящих из области бывшего Мелиата-Гальштатского океана или к югу от него. Эта зона сложена Мелиата, Бюккским, Трансдунайским и Земплинским поясами. Имеются большие покровы мезозойских карбонатов (кремниевых, мелиатических, торнаических), которые не затронуты метаморфизмом и характеризуются типичным сродством к фациям Южных Альп-Динарид . ^[6]

Пояс Мелиата является остатком триасово-юрского океана Мелиата (или задугового бассейна ). Основной структурной единицей пояса является Мелиатик, состоящий из пород субдукционного меланжа — глубоководных сланцев , радиоляритов , базальтов океанического типа и мраморов . Единицей неопределенного расположения, которая, по мнению некоторых авторов, является частью Мелиатика, является покров Борка, состоящий из обдукцированных голубых сланцев . Подразделения Silicic и Tornaic, вероятно, происходят из южного континентального шельфа океана Мелиата. Silicic — это покров, характерный для большей толщины мелководных известняков ^[4] фации Веттерштейна . Покров Tornaic, вероятно, был переходной областью между Silicic и Meliatic. ^[7] Покровы в поясе Мелиата были сдвинуты на север и в настоящее время состоят в основном из останцов, лежащих на массивах Гемерик и Вепорич, образуя Словацкий карст и Аггтелекский карст на словацко - венгерской границе.

К югу от предыдущей области находится подразделение Бюккич, которое несет признаки переходной зоны между Западными Карпатами и Динаридами . Порода Бюккич встречается в северной венгерской горе Бюкк . Она состоит в основном из палеозойских сланцев , карбонатов и песчаников , но также из более молодых мезозойских карбонатов и вулканических пород. Осадконакопление продолжалось до юры , когда были надвинуты покровы неясной вергентности . ^{[5] Позднее в} меловом периоде зона подверглась низкому метаморфизму . Во время субдукции океана Мелиата-Гальштат в верхней юре образовался задуговой бассейн . Позднее этот бассейн был инвертирован и, вероятно, был корневой зоной покрова Моношбель-Сарвашкё. ^[10]

Трансдунайский или пояс Баконь, основная тектоническая единица, называемая Трансданубикум, находится в Трансдунайских горах ( Баконь , Герече , Вертеш и Будайские горы). Она состоит из низкосортных метаморфических палеозойских и мезозойских пород и кайнозойского осадочного чехла. ^[10]

Тектонической единицей неопределенного положения является земплинский щит в горсте Земплинских гор, возникший из кайнозойского осадочного заполнения Восточно-Словацкого бассейна. Земплинский щит, по мнению некоторых авторов, либо относится к отдельным поясам (Земплинский пояс или Суб-Вихорлатский пояс), либо рассматривается как часть отдельного террейна Тисия-Дасия. Некоторые геологи относят его к Южному Вепорику ^[13] , Гемерическому щиту или даже к Восточным Карпатам . Земплинский щит является единственным местом залегания докембрийских пород в Западных Карпатах. Они состоят из парагнейсов , амфиболитов и мигматитов вместе с постгерцинскими каменноугольными и пермскими конгломератами и тонкими пластами черного угля ^[3] .

Юрско - меловая тектоническая структура была впоследствии изменена различными типами перекрывающих комплексов: Центрально-Карпатский палеогеновый бассейн, Будайский палеогеновый бассейн, Венский бассейн (неогеновый, типа « сдвиг-разрыв»), Паннонский бассейн (или Дунайский бассейн) и вулканические комплексы: неогеновые вулканиты Карпат (или просто неовулканы). ^[12]

Древнейшие формы вулканизма , затронувшие территорию Западных Карпат, едва ли распознаются из-за более поздних тектонических процессов и разрушений, вызванных эрозией.

Значительная вулканическая активность имела место в нижнем палеозое в горах Малые Карпаты , где реликты видны в породах группы Пернек с типичным основным вулканизмом. ^[14] Большие объемы вулканических пород, считающихся продуктом стратовулканов , значительно измененных метаморфизмом, присутствуют в Гемерике. Основной вулканизм распознается в породах каменноугольного и пермского периодов. Среди пермских пород наиболее известна группа Иполтика покрова Хронич. Нижняя часть группы называется формацией Малужина. Для нее характерен синседиментационный вулканизм дацит -андезит в нижней части и андезит - базальты, близкие к толеитовому типу , в верхней части. В полостях этих пород часто встречаются конкреции гидротермального агата , широко известные как мелафиры. По мнению некоторых авторов, пермский вулканизм в Хронике имеет полифазный линейный характер. ^[13]

Мезозойские вулканические процессы более отчетливы и известны из всех зон Западных Карпат. В породах Фатрич и Хронич гор Мала Фатра и Низкие Татры есть триасовые эффузивы. Пикриты известны вокруг Банска-Бистрицы . Меловые тешиниты ( субвулканические щелочные габбро ) были обнаружены в Слезской зоне флишевого пояса . ^[15] Остатки разрушенных офиолитов с базальтами N-MORB в верхней части присутствуют в породах Мелиатика. ^[16]

Пост-шарьяжная вулканическая активность в Карпатах называется просто неовулканизмом. Она имела место с неогена ( нижний баден) по четвертичный период , в основном во внутренней части Карпатской дуги (в меньших масштабах также во внешних Карпатах). Различают три основные фазы вулканической активности:

• Кислотный вулканизм – начался в нижнем миоцене в северной Венгрии и позже распространился на территорию современной Словакии . Он представлен риодацитовыми и риолитовыми породами. Этот тип вулканизма называется ареальным типом из-за его большой ареальной протяженности. ^[8] В центральной Словакии вулканические породы образовали горы Поляна , Кремница и Втачник. Риодацитовые туфы в отложениях нижнего бадена известны в районе Земплин в Восточной Словакии. ^[17]
• Промежуточный вулканизм – начался в нижнем бадене, и с петрологической точки зрения он представляет собой известково-щелочные андезиты до дацитов , связанные с субдукцией океанического дна в флишевом поясе и связанным с этим образованием вулканической дуги . Вулканизм начался в подводной среде вблизи зоны Шаги -Лысец Крупинской равнины. Позже массивный стратовулкан Поляна , Яворие, Лысец, Человце и особенно стратовулкан и вулкан Штьявница в горах Кремница . После периода сильной эрозии вулканическая активность восстановилась в верхнем бадене. Восстановленный вулканизм был более взрывоопасным. В Словацких Рудных горах (в районе Тисовца и бассейна Римавы) были обнаружены значительно эродированные остатки бывших стратовулканов, сопоставимые с центральнословацкими. В нижнем сармате процесс субдукции в нынешней Восточной Словакии привел к образованию линии геоморфологически простых стратовулканов Сланских гор. Вулканы этой фазы обнаружены также в Румынии . Более поздняя фаза вулканизма известна в районе гор Вигорлат. ^[17]
• Основной вулканизм , представленный щелочными породами, встречается в Центральной и Южной Словакии и Венгрии. Преобладающий тип породы — базальт с вкрапленниками оливина или нефелина (базальты в районе Банской Штьявницы ). Были потоки лавы в районе Остра-Луки возле Зволена и Девичье возле Крупины , лавовые потоки и маары в районе Пинчины , Елшовца , лавовые потоки, перешейки , дайки и маары в Церова-Врховине, а также самый молодой шлаковый конус , Путиков вшок , недалеко от Новой Бани . ^[9]

Наличие метаморфизованных кристаллических пород в Западных Карпатах известно из зон Tatric, Veporic, Gemeric и Zemplinic. Существующие исследования ясно продемонстрировали следы герцинской и альпийской орогенеза . Хотя некоторые авторы предполагают возможное присутствие более древних кадомских или каледонских метаморфических циклов, ^[18] существование докембрийских метаморфических циклов не было подтверждено из-за более позднего метаморфического наложения. ^[19]

Каледонский метаморфизм не был четко доказан, но некоторые признаки присутствуют в амфиболитах гор Малые Карпаты (около 395 миллионов лет) или гранитах типа Сихла в Вепорике (около 370–380 миллионов лет). Более распространенным является герцинский метаморфизм, который связан с региональным и периплутоническим метаморфизмом, вызванным интрузиями гранитных пород, диафторезом и низкосортным метаморфизмом вулканогенно-осадочных образований нескольких тектонических единиц в зеленосланцевую фацию . Признаки альпийского метаморфизма, который имел место 75–107 миллионов лет назад, хорошо сохранились в мезозойских образованиях Татрической, Гемерической и особенно Вепорики. ^[20] Особый метаморфизм, связанный с субдукцией в голубосланцевую фацию, известен из покрова Борка. ^[16]

Западные Карпаты с неотектонической точки зрения являются частью блока ALCAPA. Основные землетрясения в ALCAPA были локализованы в дуге субдукции Эллинид и Калабридов. Глубокофокусные землетрясения известны только из зоны Вранча , где субдукция все еще активна. Глубокофокусных землетрясений, связанных с субдукцией, в Западных Карпатах не зафиксировано. Период значительной континентальной коллизии и укорочения земной коры затронул этот район в миоцене . ^[21] Позднее, в основном, растяжение и сдвиговое движение в неогене породили новые или реактивировали старые разломы . На территории Западных Карпат расположены пять основных сейсмических зон: зона Пезинок-Пернек, которая является продолжением разломов, ответственных за формирование Венского бассейна , зона Добра-Вода с наиболее интенсивными и неглубокими землетрясениями вокруг разлома Добра-Вода, зона землетрясений Комаро, которая соединяется с разломом Раба - Гурбаново - Дарно (также известным как линия Рааба), отделяющим блок Пельсо от кристаллического фундамента Внутренних Карпат, зона землетрясений Жилина, связанная с продолжающимся коллизионным и сдвиговым движением в поясе Пенинских утесов , и зона Центрально-Словакия, которая, вероятно, является результатом тектонической активности Центрально-Словацкого разлома.

Четвертичные оледенения, выявленные в Западных Карпатах, следующие, от самых старых к самым молодым: Донау , Гюнц , Миндель , Рисс и Вюрм . ^[22] Во время этих оледенений ледники простирались вниз по склону от Высоких Татр и не покрытых льдом возвышенностей, подвергаясь морозному выветриванию и солифлюкции . ^[22] Дефляция почв также очевидна в горных районах. ^[22] Гляциофлювиальные конусы образовались на предгорьях Западных Карпат в связи с последним оледенением. ^[22] В Словацких Карпатах были обнаружены четыре системы конечных и боковых морен, образовавшихся во время последнего оледенения и его непосредственного следствия. ^[22]