Геология Западных Карпат
Из Википедии, бесплатной энциклопедии
  (Перенаправлено из Геологии Западных Карпат )
Перейти к навигации Перейти к поиску
Долина Мала Студена в Татрах

В Западных Карпат являются дугами -образных горный хребтом , северная ветвь Альпийско - Гималайский раз и тяга система называется ремень Alpide , который развился во время альпийского горообразования . В частности, их пред- кайнозойской эволюции очень похожа на Восточных Альп , и они представляют собой переход между Восточных Альп и Восточных Карпат .

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

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

Геологическое определение

Геологическое положение Западных Карпат в Альпийском поясе.

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 в долине реки Уж , но многие тектонические подразделения считают систему Горнадского разлома на линии Кошице - Прешов реальной геологической границей. [1] Северная граница - это фронт надвига , отделяющий покровы отКарпатский край . В Чехии линия Зноймо - Пршеров - Карвина примерно образует западную границу Западных Карпат. [2] Южная граница не отличается (из-за границы interfingering между Карпатами и низин в Pannonian бассейне ). Согласно некоторым представлениям, это к югу от гор Бюкк и Матра в Венгрии .

Геологическое строение

Существует несколько интерпретаций тектонического строения 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 разделения могут отличаться, например, морфотектонические (основанные на геологии и геоморфологии [3] [8] ) или региональная геология . [5]Тектонические разделение применяется в этой статье основана на разделении Plašienka и другие [5] в 1997 году, позже модифицирован в 1999 году [6] , а в 2002 году вместе с Ковач , [10] , хотя он не может считаться окончательным.

Три основных района Внутренних, Центральных и Внешних Западных Карпат разделены двумя швами . Шов Meliata - это область закрытия триасово-юрского океана Meliata во время киммерийской фазы. Он представляет собой границу между Центральными и Внутренними Западными Карпатами . Положение границы спорное; разные авторы размещают шов Meliata на разных участках. Он отождествляется с линией Рожнява , Лубеник-Маргецаны или, возможно, расположен еще южнее. Второй важный шов называется Peri-Pieninic lineament , примерно копируя структуру пояса Pieniny Klippen Belt.. Эта важная дислокация разделяет Центральные и Внешние Западные Карпаты. Глубже под отложениями он представляет собой границу между породами фундамента Центрального Карпата и форландом - Богемским массивом и Восточно-Европейским кратоном ( Подольская платформа ). С 1980-х годов водораздел считается швом океана Вагич - восточного продолжения океана Пьемонт-Лигурия . [4]

Форланд

Предыстория Западных Карпат на западе и севере состоит из Богемского массива и Краковского плато . На северо-востоке он образован породами Восточно-Европейского кратона . Эти районы консолидировались раньше, чем Карпаты. Богемский массив, который является самой молодой частью форланда, образовался во время герцинского горообразования примерно за 200 миллионов лет до горообразования в Карпатах.

Внешние Западные Карпаты

В Внешней Западной Карпаты во время горообразования , которые принимали участие , поскольку образовалась верхнемеловой ( сенонский ) и миоцен периодов, который позднее Центральных Западных Карпат . Pieniny Klippen пояс был затронут толкая вместе с Центральной Карпат , а затем сложить и снова вонзил вместе с флишевыми пояса .

Foredeep

Напор Карпат на их выступы вызвал прогиб нижней континентальной плиты под лобовой частью покровов. [10] Эта область, называемая Карпатским прогибом , была заполнена толстыми образованиями молассы , преимущественно мергелями , песчаниками и конгломератами , которые образовались в периоды олигоцена и миоцена в результате эрозии растущих Карпат. Тем не менее, носовой прогиб обычно не складывается; покровы флиша, надвинутые с юга, частично загибали скалу под собой. Вся зона прогиба развита в предгорьях Альп и проходит черезМоравия до бассейна Остравы и далее на восток до Польши , Украины и Румынии .

Ремень Flysch

Переход через Западные Карпаты.

Флишевы Пояс был назван в честь характерного изменения песчаника и аргиллитов , так называемый флиша , происходящий в меловом до палеогена (возможно миоцен ) возраста в области. Ремень является аккреционным клином из Карпат . Пояс Флиша также содержит небольшой объем кайнозойских вулканических пород . Первоначально зона состояла из ряда осадочных бассейнов, которые находились в постоянной тектонической трансформации. Возвышенные части бассейнов образовали возвышения, которые были размыты и снабдили более глубокие части бассейна.обломочные отложения , занесенные мутными течениями . Орогенез затронул территорию в конце палеогена и в начале неогена в так называемую савианскую фазу. На другие участки также повлияла штирийская фаза, которая вызвала частичный надвиг на Преддверие. Покровы образовались в результате постепенного сжатия осадочных бассейнов, что привело к их инверсии и отделению осадочных толщ от их фундамента и их перемещению на расстояние 20-30 км, а возможно и больше. Покровы формировались в две фазы: внешняя (северная) или нижняя группа покровов, называемая поясом Силезия-Кросно., и доминирующий внутренний (Южный) пояс Магуры . Покровы надвинуты на выступ в виде тектонических срезов. По крайней мере, часть пояса Флиша была восточным продолжением альпийской пеннинской зоны , вероятно, ответвлением Вале . Видно прямое продолжение альпийского Рейнско-Дунайского флиша . [10] Пояс Флиша проходит через Чехию, Словакию и Польшу и присоединяется к молдавскому Флишу на Украине и в Румынии .

Центральные Западные Карпаты

Центральные Западные Карпаты, иногда называемые Словацко-Карпатской системой [6], представляют собой зону, ограниченную поясом Пенины Клиппен с севера и поясом Мелиата с юга. Пояс Пенины Клиппен - относительно тонкая, но важная разделительная линия, отделяющая Внешние Западные Карпаты от внутренних зон орогенеза. Вместе с аналогичными единицами зоны Пери-Клиппен он составляет Поважско-Пенинский пояс . Большая часть Западных Карпат состоит из зоны, построенной из гранитов и метаморфических пород (эти метаморфические породы).сорта , как правило , выше в Северном и нижнюю части на юге) и осадочный чехол переопределены упорные покровами из мезозойских карбонатных пород . Зона состоит из Татра-Фатринского пояса основных гор , пояса Вепор и пояса Гемер . В их преимущественно кристаллических зонах фундамента, называемых Татрическим , Вепорическим и Гемерическим , также присутствует толчок ( толстокожий ), но не такой очевидный. Геофизические исследования подтвердили, что Гемерик находится над Вепориком, а Вепорик - над Татриком. [11]Центральные Западные Карпаты ранее составляли часть континентального шельфа Восточно-Европейского кратона и были расположены западнее, в районе нынешней Швейцарии , латерально соединяясь с Внешними Карпатами (представленными Оравичем ). Во время снятия напряжения в тектонических событиях альпийских столкновений напряжение было передано на фланги надвигового пояса, что вызвало тектонический выход материала. В результате Центральные Западные Карпаты были вытеснены в северо-восточном направлении от Альп к Карпатским владениям.

Поважско-Пенинский пояс

Поважско-Пенинский пояс имеет сложную мозаичную структуру, особенно пояс Пенины-Клиппен . [6] Он состоит из отрядов Оравич , Госсау и Магура , а также отрядов Внутренних Карпат (например, отрядов Манин и Дриэтома и т. Д.). Размещение пояса Пенины Клиппен в Центральных Западных Карпатах неоднозначно, поскольку большинство авторов рассматривают пояс Пенины Клиппен как часть Внешних Карпат. [3] Поважско-Пенинский пояс делится на три зоны: зоны Брезова, Пери-Клиппен и Клиппен.

Trzy Korony , один из крупнейших клиппов блока Кисуца-Пенины, Польша.

Относительно тонкий и сложный пояс Пенины Клиппен создает границу, тектонический шов , между Внешними и Центральными Западными Карпатами . В этой зоне известны только породы моложе триаса . Исключительно неметаморфические осадочные толщи сложены в основном известняками и мергелями . В юрский период океан, открывшийся в районе пояса Пенины Клиппен, получил название океана Вагич (или Южного Пеннина ). Его сохранившиеся осадочные толщи находятся в нынешнем эрозионном разрезе, известном только по реке Вахич.Ед. изм. Владения Вагичей были ограничены с севера склонами Оравичей , а с юга - татрическим отрядом. Опускающаяся часть толщи Оравич образовывала Кисуцкую котловину . Самая мелкая часть блока Oravic характеризуется отложением мелководных известняков блока Чорштына . Южнее, ближе к глубоководной впадине Кисуца, отложились другие переходные образования. В самой глубокой части Кисуцкой котловины отложились отложения Кисуцко-Пенинской толщи . [7] Вагические владения расширялись и углублялись в течение своей истории. От верхнего мела до палеоцена, надвиг южных подразделений Татрика вызвал инверсию или субдукцию Вахического океана, за которой последовало столкновение подразделений Оравик и Татрик. В результате этих процессов произошла деформация и северное вертикальное надвигание подразделений Оравик в виде покровов . После окончания сжатия мергельное и флиш -подобное осаждение (так называемые отложения оболочки клиппе) продолжалось на вершине покровной толщи. Позже, в палеогене , еще одна фаза складчатости коснулась пояса Пенины Клиппен. Он сдавил бывшую покровную толщу и породы различной реологии ( известняки , мягкий флиш и мергели).) деформировались по-разному, что приводило к разрыву более плотной породы и пластической деформации менее плотной породы. Позднее на сложное расположение отдельных тектонических единиц повлияло сдвиговое движение в районе перипенинского линеамента в миоцене . Последующая эрозия рассекла твердые тектонические линзы известняка до формы выступающих клиппов (например, Вршатске брадла в Западной Словакии). Зона клиппов почти непрерывно простирается от Подбранча в Западной Словакии до Пояна Ботизеи на северо-востоке Румынии.

Татра-Фатранский пояс основных гор

Упрощенный разрез горы Ядро:
  Кайнозойский покров
  Мезозойские покровы
  Автохтонный осадочный чехол
  Кристаллический фундамент

К югу от пояса Пенины Клиппен находится зона основных гор. Ядро образовано татрической единицей, состоящей преимущественно из палеозойских метаморфических пород, более молодых плутонических пород и осадочного чехла от карбона до мезозоя . Фундамент сформировался во время герцинского горообразования, когда этот район затронул сильный региональный метаморфизм . Наиболее многочисленны парагнейсы и амфиболиты , но присутствуют также и низкокачественные метаморфические породы. [7] Позже, в конце герцинского горообразования в каменноугольном и пермском периодах , на эту территорию вторглись гранитные породы.и сильно пострадал от эрозии , которая затронула даже глубоко расположенные граниты. Автохтонным карбон, пермь и наиболее часто мезозойские отложения onlapping кристаллического фундамента. Они представлены грейвакками , кварцевыми песчаниками , сланцами , известняками и мергелями . Осадочный покров татрической толщи перекрывается мезозойскими покровами. Покровы представляют собой большие плиты мезозойских карбонатных пород с аналогичной осадочной последовательностью, присутствующей в татрическом чехле. Есть два так называемых субтатрических пеленки : нижняя, называемая Kížna nappe.(или Fatric ), а верхний называется Choč nappe (или Hronic ). Фатрик характеризуется наличием более мощных образований Карпатского Кёупера . [4] Хроник типичен для залегания пермских андезитов - базальтов [4] (так называемая группа Иполтика ) и большей мощности изменчивых карбонатных пород триаса . [7] Надвигание покровов произошло в верхнем меловом периоде , вероятно, во время турона . Вся территория была не такой большой, как сегодня. Подъем гор произошел в концеОлигоцен и миоцен . Это вызвало поднятие горстов , обычно асимметричных, на южном фланге, круто ограниченных сбросовыми разломами и слегка спускающихся на северный фланг. Кристаллический фундамент обычно открыт на южном фланге горстов. Горсты образуют два ряда гор. Северный (внешний) ряд составляют горы Малые Карпаты. ( Часть Пезинок и горы Хайнбург ), горы Поважский Иновец. , Strážovské vrchy Mts. , Malá Fatra Mts. , и Татры . Южный ряд основных гор включает горы Трибеч. ,Žiar Mts. , Veľká Fatra Mts. , Chočské vrchy Mts. , Восточная часть Низких Татр. (так называемые umbierske Tatry) и Branisko Mts. . [12]

Пояс Вепора

Vepor Belt зона к югу от пояса основных гор. Разделительная линия называется линией Чертовицы . Характерной чертой Вепорского пояса является среднеальпийский региональный метаморфизм . Наибольшую площадь этой зоны составляет вепоровская толща . Кристаллические породы фундамента наиболее распространены в этой области, и здесь находится самый большой гранитный массив в Западных Карпатах . Он образовался во время герцинского горообразования . Мезозойский осадочный чехол сохранился лишь локально. Единица Veporic была корневой областью покровного слоя Krížna ( Fatric), который раньше располагался в перевернутой впадине Жлихова на северном берегу Вепорика, недалеко от Татрика . Инверсия впадины произошла в верхнем мелу и сопровождалась внедрением небольшого тела гранита . В дополнении к покровным выбросам в покрове эскимо (и) : хронические части Крижны покров (Fatric), существует также большое тело муранских покровно ( блок кремниевого ). [3] Veporic частично надвинут на Tatric и находится под Gemeric . Покровный слой вепоров и гемериков позже разрушился и превратился в вепоровых.комплекс метаморфического ядра . Пояс Вепор образует восточную часть Низких Татр. ( Kráľovohoské Tatry ), Vepor Mts. , Kozie chrbty Mts. , южная часть горы Браниско. и Čierna hora Mts. . [12] На юге он отделен от словацких Рудных гор на линии Любеника-Margecany , который является пологопадающим надвигом .

Ремень Гемера

Гемер пояс является зоной преимущественно кристаллических пород, частично надвиговой над Veporic. Самая важная часть зоны - Гемерическая толща , в отличие от других карпатских толщ с признаками низкоуровневого ( зеленосланцевая фация ) герцинского метаморфического наложения. Гемерик - это самая верхняя часть центральной части Западных Карпат, связанная с фундаментом. Он состоит из филлитов , кварцитов , порфиров и известняков, обычно превращающихся в сидерит и магнезит . Менее распространены граниты. Пермская вулканическая деятельность сформировала уранинитминерализация. Позже, в мезозое, откладывались известняки и доломиты . В верхней юре , после закрытия Мелиатского океана , покровы Мелиатика и Торнаика были надвинуты с юга. В верхнем меле , Кремниевая ПОКРОВНО была надвинута на предыдущем. В конце палеогена Гемерный пояс деформировался и поднялся. Эта зона образует Словацкие Рудные горы , Гальмус и Словацкий карст . [12]

Внутренние Западные Карпаты

В Западных Карпат Внутренними разделены из центральных Западных Карпат по линии Рожняво , которая частично охваченная складчатость срыва покровов. Линия Рожнявы во многом концептуальна и по-разному воспринимается разными авторами. По предположениям, разлом соединяется с линией Рааба-Гурбаново на западе. Другой проблемой точного определения границы между Внутренними и Центральными Западными Карпатами являются виды на строение мелиатической толщи . Внутренние Западные Карпаты состоят в основном из тектонических единиц, происходящих из области бывшего океана Мелиата-Хальштатт или к югу от него. Эта зона построена из Мелиата , Бюкк., Задунайский край и Земплинский пояс . Есть большие покровы мезозойских карбонатов ( Кремниевый , Meliatic , Tornaic ), которые не затрагиваются метаморфизмом и характерные с типичным сродством к Юго - Альпы-Dinaride фациям . [6]

Пояс Мелиаты

Meliata Пояс является остатком триаса-юры Meliata океана (или задугового ). Основная структурная единица пояса - мелиатическая , сложенная породами субдукции меланж - глубоководными сланцами , радиоляритами , базальтами океанического типа и мраморами . Единицей неопределенной аранжировки, которая, по мнению некоторых авторов, является частью Meliatic, является Bôrka Nappe , составленная из сглаженных сланцев . Кремниевая и блок Tornaicвероятно, происходят из южного континентального шельфа океана Мелиата. Кремниевый является ПОКРОВНО характеристикой с большей толщиной мелких известняков воды [4] из Веттерштайн фаций . Tornaic ПОКРОВНО был , вероятно, переходная область между кремниевые и Meliatic. [7] покровы в Meliata поясе выгнаны были на север и теперь состоят в основном из выбросов , лежащих на Gemeric и Veporic единиц, составляющие Словацкий Карст и Aggtelek карст на словацком - венгерскую границу.

Пояс Bükk

К югу от предыдущего района находится блок Бюккич , который несет на себе признаки переходной зоны между Западными Карпатами и Динаридами . Скала Бюккич находится в северной части Венгерской горы Бюкк . Он состоит в основном из палеозойских сланцев , карбонатов и песчаников , но также перекрывает более молодые мезозойские карбонаты и вулканические породы. Седиментация продолжалась до юрского периода, когда покровы неясной вергентности были сдвинуты. [5] Позже в меловом периоде зона была подвержена влиянию низкого содержанияметаморфизм . Во время субдукции океана Мелиата-Хальштатт в верхней юре образовался задуговый бассейн . Позднее этот бассейн был перевернут, и это, вероятно, была корневая зона покрова Моносбель-Шарваска . [10]

Задунайский пояс

Основная тектоническая единица Задунайского пояса или Баконского пояса, называемая Трансданубикум, находится в Задунайских горах ( Бакони , Герече , Вертес и Будайские горы ). Он состоит из низкометаморфических пород палеозоя и мезозоя и кайнозойского осадочного чехла. [10]

Земплинский пояс

Тектонический единица неопределенной позиции является Zemplinic в Хорсты из Земплина Mts. , выходящие из кайнозойского осадочного заполнения Восточно-Словакского бассейна . Земплиник, по мнению некоторых авторов, либо отнесен к отдельным поясам (Земплинский пояс или Субвихорлатский пояс), либо рассматривается как часть отдельного террейна Тисия-Дакия . Некоторые геологи назначить его на Южный Veporic , [13] Gemeric блок, или даже к Восточных Карпат . Земплиник - единственное место появления докембрия.рок в Западных Карпатах. Они сложены парагнейсами , амфиболитами и мигматитами , а также постгерцинскими конгломератами карбона и перми и тонкими пластами каменного угля . [3]

Пост-покрывало

Юры - мела позже тектоническая структура была изменена различными типами переступать комплексы: Центральные Карпатский палеогеновый бассейн , Буд палеогенового бассейн , Вена бассейн (неоген, тянуть друг от друга типа), Паннония бассейн (или бассейн Дуная), и вулканического комплексы: Неогеновые вулканиты Карпат (или просто Неовулканис). [12]

Вулканизм

Палеозойский и мезозойский вулканизм

Пермский андезито-базальтовый с агатом, так называемый мелафир.

Древнейшие формы вулканизма , затронувшие территорию Западных Карпат, вряд ли известны из-за более поздних тектонических процессов и разрушения в результате эрозии.

Значительная вулканическая активность имела место в нижнем палеозое в горах Малые Карпаты. , где реликты видны в породах пернекской группы с типичным основным вулканизмом. [14] Большие объемы вулканической породы, считающейся продуктом стратовулканов , значительно измененных метаморфизмом, присутствуют в Гемерике . Основной вулканизм прослеживается в каменноугольных и пермских породах. Среди пермских скале Ipoltica Группа из : хронический покрова является наиболее известным. Нижняя часть группы носит название малужинской свиты . Синседиментарный дацит характерен дляандезито вулканизм в нижней части и андезитовых - базальты , близких к толеитовый типу в верхней части. В полостях этих горных пород, широко известных как мелафиры, часто встречаются конкреции гидротермального агата . По мнению некоторых авторов, пермский вулканизм в Хронике имеет многофазный линейный характер. [13]

Мезозойские вулканические процессы более отчетливы и известны во всех зонах Западных Карпат. В скалах Фатрик и Хроник на горе Мала Фатра есть эффузивы триаса . и Низкие Татры. Пикриты известны в районе Банска-Бистрицы . Меловые тешиниты ( субвулканические щелочные габбро ) были обнаружены в слезианской зоне Флишского пояса . [15] Остатки разрушенных офиолитов с N-MORB базальтов в верхней части присутствует в породе в Meliatic . [16]

Кайнозойский вулканизм

«Базальтовый водопад» в замке Шомошка , Церова Врховина . Типичный базальтовый пробор.

Постпрозрачная вулканическая активность в Карпатах называется просто неовулканизмом. Это происходило от неогена (нижний баден ) до четвертичного периода , в основном во внутренней части Карпатской дуги (в меньшем масштабе также во внешних Карпатах). Выделяют три основные фазы вулканической активности:

  • Кислотный вулканизм - начался в нижнем миоцене на севере Венгрии, а затем распространился на территорию нынешней Словакии . Он представлен риодацитом до риолитовой породы. Этот тип вулканизма получил название ареального типа из-за его большой ареальной протяженности. [8] В центральной Словакии вулканические породы образовали горы Поляна , Кремница и Втачник. . Туфы риодацита в отложениях нижнего бадена известны в Земплинском районе Восточной Словакии. [17]
  • Промежуточный вулканизм - начался в нижнем бадене и с петрологической точки зрения представляет собой известково-щелочные андезиты и дациты , связанные с субдукцией дна океана в поясе Флиша и связанным с этим образованием вулканической дуги . Вулканизм зародился в подводной среде недалеко от зоны Шахи - Лысец на равнине Крупина . Позже массивный стратовулканом из Poľana , Javorie , Lysec , Čelovce , и в частности,Стратовулкан Штьявница и вулкан в Кремницких горах . После периода сильной эрозии вулканическая активность восстановилась в Верхнем Бадене. Восстановленный вулканизм был более взрывоопасным. В Словацких Рудных горах (в районе бассейнов рек Тисовец и Римава ) обнаружены значительно размытые остатки бывших стратовулканов, сопоставимые с вулканами Центральной Словакии. В нижнем сармате , процесс субдукции в настоящее время Восточной Словакия привел к образованию линии геоморфологический простых стратовулкан этих Slanské врхов Mts. . Вулканы этой фазы встречаются и в Румынии.. Более молодая фаза вулканизма известна в районе гор Вихорлат. [17]
  • Основной вулканизм, представленный щелочными породами, встречается в Центральной и Южной Словакии и Венгрии. Преобладающий тип пород - базальты с вкрапленниками оливина или нефелина (базальты в районе Банска-Штьявница ). Там были потоки лавы в непосредственной близости от Остра Lúka вблизи Зволена и Devičie вблизи Krupina , потоки лавы и маары в непосредственной близости от Pinciná , Jelšovec , потоки лавы, шеек , дамб и мааров в Cerová Vrchovina , и самый молодойшлаковый конус , Путиковский воншок , недалеко от Новой Бати . [9]

Метаморфизм

Распространение метаморфизованных кристаллических пород в Западных Карпатах известно из Татрической , Вепоровской , Гемерной и Земплинской зон. Существующие исследования ясно продемонстрировали следы герцинской и альпийской складчатости . Хотя некоторые авторы предполагают возможное присутствие старшего Cadomian или Каледонии метаморфических циклов [18] существование докембрийских метаморфических циклов не было подтверждено из-за поздние метаморфическую надпечатку. [19]

Каледонский метаморфизм четко не доказан, но некоторые признаки присутствуют в амфиболитах гор Малые Карпаты. (возраст около 395 миллионов лет) или гранит типа Сихла в Вепорике ( возраст около 370–380 миллионов лет). Чаще встречается герцинский метаморфизм, связанный с региональным и периплутоническим метаморфизмом, вызванным интрузиями гранитных пород, диапторезом и низкоуровневым метаморфизмом вулканогенно- осадочных образований нескольких тектонических единиц к фации зеленых сланцев . Признаки альпийского метаморфизма, произошедшего 75–107 миллионов лет назад, хорошо сохранились в мезозойских образованиях Татры., Гемерик и особенно Вепорик . [20] Особый метаморфизм, связанный с субдукцией, к фации голубого сланца известен из покровов Борка . [16]

Землетрясения

Западные Карпаты с неотектонической точки зрения являются частью блока ALCAPA . Основные землетрясения в ALCAPA произошли в дуге субдукции эллинид и калабридов . Землетрясения глубокого очага известны только из зоны Вранча , где субдукция еще продолжается. Глубокофокусных землетрясений, связанных с субдукцией, в Западных Карпатах не зафиксировано. Период значительного континентального столкновения и укорочения коры затронул территорию в миоцене . [21] Позже, в основном экстенсиональные исдвиговое движение в неогене привело к возникновению новых или возобновлению более старых разломов . В районе Западных Карпат расположены пять основных зон землетрясений: зона Пезинок-Пернек, которая является продолжением разломов, ответственных за формирование Венской котловины , зона Добра-Вода с наиболее интенсивными и наиболее мелководными землетрясениями вокруг Добра Вода вина , зона Комаро землетрясений, которая соединяет Раб - Hurbanovo - Darno неисправность (также известную как Raaba Linie ), отделяя блок Pelsoиз кристаллического фундамента Внутренних Карпат, Жилинской зоны землетрясений, связанных с продолжающимся коллизионным и сдвиговым движением в поясе Пенины Клиппен , и в зоне Центральной Словакии, которая, вероятно, является результатом тектонической активности Центрально-Словацкого разлома .

Четвертичные отложения

В четвертичных оледенений , идентифицированные в Западных Карпатах, от самых старых до самых маленьких: Donau , Gunz , Миндель , Рисс и WURM . [22] Во время этих оледенений ледники, расширяющиеся с холмов с Высоких Татр, и незамерзающие возвышенности подвергались морозному выветриванию и солифлюкции . [22] Дефляция почвы также очевидна в горных районах. [22] Ледниково-флювиальные конусы образовались в 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 сразу после него. [22]

использованная литература

  1. ^ a b Mísař, Z., 1987: Regionální geologie světa. Academia, Praha, 708 стр.
  2. ^ "Он-лайн геологическая энциклопедия" . geology.cz. 03.07.2008. Проверить значения даты в: |date=( помощь )
  3. ^ a b c d e Мишик, М. , Хлупач, И., Цича, И., 1984: Historická a stratigrafická geológia. Slovenské pedagogické nakladateľstvo, Братислава, 541 с.
  4. ^ a b c d e Махень, М., 1986: Geologická stavba československých Karpát. Paleoalpínske jednotky 1. Веда, Братислава, 503 с.
  5. ^ a b c d Плашенка, Д., Грекула, П., Путиш, М., Ковач, М. a Говорка, Д., 1997: Эволюция и структура Западных Карпат: обзор. Архивировано 26 августа 2011 года в Wayback Machine в Грекуле, П., Ховорка, Д., Путиш, М. (ред.) Геологическая эволюция Западных Карпат. Mineralia Slovaca - Монография, Кошице, стр. 1-24
  6. ^ a b c d e Plašienka, D., 1999: Tektochronológia a paleotektonický model jursko-kriedového vývoja centrálnych Západných Karpát. Веда, 125 с.
  7. ^ a b c d e Бели А. (Редактор) 1996: Пояснение к геологической карте Словакии. Издательство Диониз Штур, Братислава, 76 стр.
  8. ^ a b c Хок, Дж., Кахан, Ш., Обрехт, Р., 2001: Geológia Slovenska. Архивировано 19 июля 2011 г. в Wayback Machine Univerzita Komenského, Братислава, 43 стр.
  9. ^ a b Возар, Дж., Войтко, Р., Слива,., (Редакторы) 2002: Путеводитель по геологической экскурсии. XVII съезд Карпатско-Балканской геологической ассоциации. Издательство Dionýz Štúr, Геологическая служба Словацкой республики, Братислава, 163 стр.
  10. ^ a b c d e Ковач, М., Плашянка, Д., 2002: Геологическое строение соединения Альп-Карпаты-Паннон и соседних склонов Богемского массива. Коменский университет, Братислава, 88 стр.
  11. ^ Томек, Ч., 1993: Глубокая структура земной коры под центральными и внутренними Западными Карпатами. Тектонофизика, 226, с. 417–431.
  12. ^ a b c d Plašienka, D. 2006: Princípy Regionalizácie geologickej stavby Malých Karpát a Považského Inovca. В: Ковач, М., Дубикова, К., Новые методы и наблюдения в геологии Западных Карпат. Зборник 2006, с. 51 - 56
  13. ^ a b Возарова А., Возар Дж., 1988: Поздний палеозой в Западных Карпатах. Geologický ústav Dionýza Štúra, Братислава, 303 стр.
  14. ^ Путиш, М., Хрдличка, М. и Угер, П., 2004: Литология и гранитоидный магматизм старшего палеозойки Малых Карпат. Mineralia Slovaca, 36, с. 183 - 194.
  15. ^ Hovorka Д., 1990: Sopky. Веда, Братислава, 147 с.
  16. ^ a b Иван П., 2002: Реликвии коры океана Meliata: геодинамические последствия минералогических, петрологических и геохимических показателей. Geologica Carpathica, 53, 4, с. 245–256
  17. ^ a b Конечный, В., Лекса, Й., Шимон, Л., Дублан, Л., 2001: Neogénny vulkanizmus stredného Slovenska. Mineralia Slovaca 33, стр. 159–178.
  18. ^ Путиш, М., Сегеев, С., Ондрейка, М., Ларионов, А., Симан, П., Спишяк, Дж., Угер, П., Падерин, И., 2008: метагородные породы кембрия-ордовика, связанные с Фрагменты кадома в Западно-Карпатском фундаменте, датированные SHRIMP по цирконам: запись из активной окраины Гондваны. Geologica Carpathica, 59, 1, стр. 3–18.
  19. ^ Крист Е., Кривой, М., 1985: Petrológia. Альфа, Братислава, 464 с.
  20. ^ Крист Е., Korikovskij, ИП, Putiš, М., Janák, М., Faryad, SW, 1992: Геология и петрология метаморфических пород западных Карпатских кристаллических комплексов. Издательство Коменского университета, Братислава, 324 стр.
  21. ^ Марко, Ф., 2004: Эволюция региона ALCAPA под контролем неисправностей. Геолайн, 17, с. 68–69.
  22. ^ a b c d e Вашковский, Имрих; Вашковска, Евгения (1981). «Развитие природного ландшафта Словакии в четвертичный период». Biuletyn Peryglacjalny . 28 : 249–258.

внешние ссылки

Получено с https://en.wikipedia.org/w/index.php?title=Geology_of_the_Western_Carpathians&oldid=1047304937 "
Contribute a better translation