Геология Западных Карпат - Geology of the Western Carpathians

Малая Студена долина в Татрах

В Западные Карпаты являются дуга -образный горный хребет, северная ветвь Альпийский -Гималайский складывать и толкать система называется Ремень Alpide, которые возникли в Альпийский орогенез. В частности, их предварительныеКайнозойский эволюция очень похожа на эволюцию Восточные Альпы, и они представляют собой переход между Восточными Альпами и Восточные Карпаты.

Геологическая эволюция отдельных частей цепи сложна и является результатом тектонический такие процессы как складывание, колющий и формирование осадочные бассейны различных типов во время Мезозойский и кайнозой. Иногда эти процессы затрагивали не только осадочное заполнение бассейнов, но и в некоторых случаях бывшее подвал.

Многие аспекты геологического строения Западных Карпат до конца не изучены и являются предметом постоянных исследований и дискуссий. Соответствующая классификация ряда конкретных тектонические единицы до сих пор не ясно.

Геологическое определение

Геологическое положение Западных Карпат в Альпийском поясе.

Западные Карпаты отделены от Альпы по долине реки Дунай (только с географической точки зрения; геологическая граница - так называемая Ворота Карнунтума ) и Линия Рааба.[1] На востоке граница с Восточными Карпатами формально проходит в долине р. Уж, но многие тектонические подразделения считают Система разломов Hornád на линии Кошице – Прешов реальная геологическая граница.[1] Северная граница - это упорный фронт что разделяет пеленки от Карпатский край. В Богемия линия Зноймо -Пршеров -Карвина примерно образует западную границу Западных Карпат.[2] Южная граница нечеткая (из-за пересечения границы между Карпатами и низины из Паннонский бассейн ). По некоторым представлениям, это к югу от Бюкк и Матра горы в Венгрия.

Геологическое строение

Существует несколько интерпретаций тектонического строения Западных Карпат. Довольно давно применяется тройное деление (Внешний, Центральная и Внутренние Западные Карпаты ),[3][4][5][6] в то время как некоторые геологи отдают предпочтение классическому двойному делению (Внешние и Внутренние Карпаты).[7][8][9] Другие идеи разделения могут отличаться, например морфотектонический (на основе геология и геоморфология[3][8]) или региональная геология.[5] Тектоническое деление, применяемое в данной статье, основано на делении Плашенка и другие[5] в 1997 г., позже модифицирован в 1999 г.[6] а в 2002 г. вместе с Ковач,[10] хотя его нельзя считать окончательным.

Три основных района Внутренних, Центральных и Внешних Западных Карпат разделены на две части. швы. Шов Meliata - это зона закрытия триасово-юрского периода. Meliata Ocean во время киммерийской фазы. Он составляет границу между Центральная и Внутренние Западные Карпаты. Положение границы спорно; разные авторы размещают шов Meliata на разных участках. Это отождествляется с Рожнявская линия, Линия Любеник-Марджечаны, или, возможно, размещены еще южнее. Второй важный шов называется Перипиенический линеамент, примерно копируя структуру Ремень Pieniny Klippen. Эта важная дислокация разделяет Центральные и Внешние Западные Карпаты. Глубже под отложениями он составляет границу между Центральными Карпатами. скалы фундамента и форланд - Богемский массив и Восточноевропейский кратон (Платформа Подолье ). С 80-х годов прошлого века разделительная линия считалась швом Вагич Океан - восточное продолжение Пьемонт-Лигурийский океан.[4]

Тектоническая карта Западных Карпат

Форланд

Форланд Западных Карпат на западе и севере состоит из Богемский массив и Краковское плато. На северо-востоке он образован скалой Восточноевропейский кратон. Эти районы консолидировались раньше, чем Карпаты. Богемский массив, который является самой молодой частью форланда, образовался во время Герцинский орогенез примерно за 200 миллионов лет до орогенез в Карпатах.

Внешние Западные Карпаты

В Внешние Западные Карпаты сформировались в ходе орогенеза, которая участвовала с Верхний мел (Сенонец ) и Миоцен периоды, которые позже, чем Центральные Западные Карпаты. Ремень Pieniny Klippen был затронут колющий вместе с Центральными Карпатами, а затем снова сложились и сдвинулись вместе с Ремень Flysch.

Foredeep

Напор Карпат на их берег вызвал изгиб нижней континентальной плиты под лобовой частью покровов.[10] Эта область, называемая Карпатский край, был заполнен толстыми образованиями моласса, преимущественно мергель, песчаники и конгломераты которые были сформированы в Олигоцен к Миоцен периоды размыва растущих Карпат. Тем не менее, носовой прогиб обычно не складывается; покровы флиша, надвинутые с юга, частично загибали скалу под собой. Вся зона носового прогиба развита в предгорной полосе Альпы, и проходит через Моравия к Остравский бассейн и дальше на восток к Польша, Украина, и Румыния.

Ремень Flysch

Переход через Западные Карпаты.

В Ремень Flysch был назван в честь характерного изменения песчаник и аргиллиты, так называемые флиш, происходящие в Меловой к Палеоген (возможно Миоцен ) возраст в районе. Ремень аккреционный клин из Карпаты. Ремень Flysch также содержит небольшой объем Кайнозойский вулканические породы. Изначально зона состояла из нескольких осадочные бассейны которые находились в постоянной тектонической трансформации. Возвышенные части бассейнов образовали возвышения, которые были размыты и снабдили более глубокие части бассейна. обломочные отложения которые были принесены токи мутности. Орогенез затронуло область в конце Палеоген и в начале Неоген в так называемой савианской фазе. На другие участки также повлияла штирийская фаза, которая вызвала частичный надвиг на Преддверие. Пеленки образовались в результате постепенного сжатия осадочных бассейнов, вызвавшего их инверсия и отделение осадочных толщ от их фундамента и их перемещение на расстояние 20-30 км, а возможно и больше. Покровы формировались в две фазы: внешняя (северная) или нижняя группа покровов, называемая Пояс Силезии-Кросно, и преобладающий внутренний (южный) Пояс магуры. Покровы надвинуты на выступ в виде тектонических срезов. По крайней мере, часть Пояса Флиша была восточным продолжением Альпийского Penninic Zone, наверное Вале ветвь. Прямое продолжение альпийского Рейн-Дунайский флиш можно увидеть.[10] Пояс Флиша проходит через Чехию, Словакию и Польшу и присоединяется к Молдавский флиш в Украина и Румыния.

Центральные Западные Карпаты

Центральные Западные Карпаты, иногда называемые Словацко-Карпатской системой,[6] являются зоной, ограниченной Ремень Pieniny Klippen с севера и Пояс Мелиаты с юга. Пояс Пенины Клиппен - это относительно тонкая, но важная разделительная линия, отделяющая Внешние Западные Карпаты от внутренних зон орогенеза. Вместе с аналогичными агрегатами Зона Пери-Клиппен это составляет Поважско-Пенинский пояс. Самая большая часть Западных Карпат состоит из зоны, застроенной гранитный и метаморфическая порода (это метаморфический уровень обычно выше на севере и ниже на юге), а осадочный покров перекрывается надвигом. пеленки из Мезозойский карбонатные породы. Зона состоит из Татра-Фатранский пояс основных гор, то Пояс Vepor, а Ремень Gemer. В их преимущественно кристаллических зонах фундамента, называемых Татрик, Veporic, и Гемерик, колющий (толстокожий ) также присутствует, но не так очевидно. Геофизические исследования подтвердили, что Гемерик находится над Вепориком, а Вепорик - над Татриком.[11] Центральные Западные Карпаты раньше составляли часть Восточноевропейский кратон континентальный шельф, и были расположены западнее, в районе нынешнего Швейцария, сбоку присоединяясь к Внешние Карпаты (представлен Оравич ). Во время выпуска напряжение в пределах Альпийский столкновения тектонических событий, стресс был выпущен на фланги тяги пояса, что вызвало тектоническое вытекание 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 черепичный структура, особенно представленная Ремень Pieniny Klippen.[6] Это состоит из Оравич, Группа Госсау, и Юниты Магура, а также подразделения Внутреннего Карпат (например, Manín и Блок дриетома так далее.). Размещение пояса Пенины Клиппен в Центрально-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, Ремень Pieniny Klippen создает границу, тектонический шов, между Внешний и Центральные Западные Карпаты. Только рок моложе Триасовый известен в этой зоне. Исключительно неметаморфические осадочные толщи сложены главным образом известняки и мергель. в Юрский период период океан, открывшийся в районе пояса Пенины Клиппен, называется Вагич Океан (или юг Penninic ). Его сохранившиеся осадочные толщи сохранились в настоящее время. эрозия вырезать известно только из Вагич Блок. Владения Вагичей были ограничены с севера склонами Оравич, а с юга по Татрик Блок. Отходящая часть отряда Оравич сформировала Кисуцкая котловина. Наиболее мелководная часть толщи Оравич характеризовалась отложениями мелководных известняков Чорштынский блок. Южнее, ближе к глубоководной котловине Кисуца, отложились другие переходные образования. В самой глубокой части Кисуцкой впадины отложения Кисуца-Пенины блок были депонированы.[7] Владения Вахиков за свою историю расширялись и углублялись. в Верхний мел к Палеоцен, надвиг южных частей Татрика вызвал инверсию или субдукция океана Вахич, после чего произошло столкновение отрядов Оравич и Татра. В результате этих процессов деформация и северное вертикальное надвигание подразделений Оравик в виде пеленки произошло. После окончания сжатия Марли и флиш -подобное осаждение (так называемые осадки оболочки клиппе) продолжалось на вершине покровного слоя. Позже в Палеоген, другая фаза орогенеза коснулась пояса Пенины Клиппен. Он сдавил бывшую покровную толщу и породы разной реологии (грамотный известняки, мягкий флиш, и мергель ) деформировались по-разному, что приводило к разрыву более плотной породы и пластической деформации менее плотной породы. На сложное расположение отдельных тектонических единиц позднее повлияли сдвиг движение в области Линеамент Пери-Пенины в Миоцен. Последующая эрозия расчленила твердый тектонический известняк. линзы к форме выступающих клипсов (например, Vršatské bradlá в Западной Словакии). Зона клиппов почти непрерывно тянется от Подбранч в Западной Словакии в Пояна Ботизеи на северо-восточном румынском языке.

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 Татрик подразделение, состоящее преимущественно из Палеозой метаморфические породы, более молодые плутонические породы и Каменноугольный к Мезозойский осадочный чехол. Породы фундамента образовались во время Герцинский орогенез когда сильная региональная метаморфизм затронули область. Paragneisses и амфиболиты наиболее многочисленны, но также присутствуют метаморфические породы низкого содержания.[7] Позднее, в конце герцинского горообразования в каменноугольном и Пермский период, в этот район вторглись гранитная порода и сильно пострадал от эрозия, что коснулось даже глубоко залегающих гранитов. В автохтонный Каменноугольный, Пермский и чаще всего Мезозойский осадки перекрытие кристаллический фундамент. Они представлены Greywackes, кварц песчаники, сланцы, известняки, и мергель. 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 Субтатрические подгузники: нижний называется Kížna nappe (или Жирный ) и верхний называется Choč nappe (или Хронический ). Для Fatric характерно наличие более толстых образований Карпатский Кёпер.[4] Хроник типичен с возникновением пермского периода. андезитовый -базальты[4] (так называемые Группа Иполтика ) и большей толщины переменной Триасовый карбонатная порода.[7] Выпадение покровов произошло в Верхний мел, вероятно, во время Туронский. Вся территория была не такой большой, как сегодня. Подъем гор произошел в конце Олигоцен и в Миоцен. Это вызвало подъем горсты, обычно асимметричный, на южном фланге, круто ограниченный нормальные неисправности и немного отклоняясь на северный фланг. Кристаллический фундамент обычно открыт на южном фланге горстов. Горсты образуют два ряда гор. Северный (внешний) ряд состоит из Malé Karpaty Mts. (Пезинок часть и Hainburg Mts. ), Považský Inovec Mts., Strážovské vrchy Mts., Malá Fatra Mts., и Татра Мтс. Южный ряд основных гор включает в себя Tríbeč Mts., Žiar Mts., Veľká Fatra Mts., Chočské vrchy Mts., Восточная часть Nízke Tatry Mts. (так называемые Ďumbierske Tatry) и Branisko Mts..[12]

Пояс Vepor

В Пояс Vepor это зона к югу от пояса основных гор. Разделительная линия называется Чертовица линия. Характерной чертой Вепорского пояса является среднеальпийский региональный метаморфизм. Наибольшую площадь этой зоны составляет Veporic Блок. Кристаллический подвал наиболее многочисленны в этой области, а самые крупные гранитные плутон в Западные Карпаты присутствует здесь. Он был сформирован в Герцинский орогенез. Мезозойский осадочный чехол сохранился лишь локально. Единица Veporic была корневой зоной Krížna nappe (Жирный ), который ранее находился в перевернутом Зличовская котловина на северной окраине Вепоров, недалеко от Татрик. Инверсия впадины произошла в верхнемеловом периоде и сопровождалась вторжением небольшого тела гранит. В дополнение к остаточные выбросы из Choč nappe (Hronic) и часть Krížna nappe (Fatric), есть также большое количество Murá nappe (Кремниевый блок ).[3] Veporic частично нависает над Tatric и находится под Гемерик Блок. Покровный слой вепоров и гемериков позже разрушился и превратился в вепоровых. комплекс метаморфического ядра. Пояс Вепор образует восточную часть Nízke Tatry Mts. (Kráľovohoské Tatry ), Vepor Mts., Kozie chrbty Mts., южная часть Branisko Mts. и Čierna hora Mts..[12] На юге он отделен от Словацкие Рудные горы посредством Линия Любеник-Марджечаны это мягкое погружение ошибка тяги.

Ремень Gemer

В Ремень Gemer представляет собой зону преимущественно кристаллических пород, частично надвинутых на Вепорик. Самая важная часть зоны - это Гемерик отряд, в отличие от других карпатских отрядов с признаками низкой оценки (зеленосланцевые фации ) Герцинский метаморфическая надпечатка. Гемерик - это самая верхняя часть центральной части Западных Карпат, связанная с фундаментом. Это сделано филлиты, кварциты, порфиры и известняки обычно превращается в сидерит и магнезит. Граниты менее распространены. Пермский период вулканическая активность сформировала уранинит минерализация. Позже, в мезозое, известняки и доломит были депонированы. в Верхняя юра, после закрытия Meliata Ocean, пеленки Мелиатический и Торнаик были вытеснены с юга. в Верхний мел, Кремний Покрытие было натянуто поверх предыдущего. В конце Палеоген Пояс Гемер деформировался и поднялся. Эта зона образует Словацкие Рудные горы, Гальмус, и Словацкий карст.[12]

Внутренние Западные Карпаты

В Внутренние Западные Карпаты отделены от Центральных Западных Карпат Рожнявская линия, который частично прикрыт подгузниками для декольте. Линия Рожнявы во многом концептуальна и по-разному воспринимается разными авторами. Согласно предположениям, разлом присоединяется к Линия Рааба-Гурбаново на западе. Другой проблемой точного определения границы между Внутренними и Центральными Западными Карпатами являются представления о строении Мелиатический блок. Внутренние Западные Карпаты состоят в основном из тектонических единиц, происходящих из района бывших Meliata-Halstatt Ocean или к югу от него. Эта зона построена из Мелиата, Бюкк, Задунайский, и Земплинский пояс. Имеются крупные покровы мезозойских карбонатов (Кремний, Мелиатический, Торнаик ), не подверженные метаморфизму и характерные с типичной близостью к Южным Альпам-Динариду. фации.[6]

Пояс Мелиаты

В Пояс Мелиаты является остатком триасово-юрского Мелиатский океан (или задуговый бассейн ). Основной структурной единицей пояса является Мелиатический, сложенный породами субдукции меланж - глубокая вода сланцы, радиоляриты, базальты океанического типа и шарики. Единицей неопределенного расположения, которая, по мнению некоторых авторов, является частью Мелиатика, является Bôrka Nappe, состоящий из навязанный голубые сланцы. В Кремний и Торнайский блок вероятно, происходят из южного континентального шельфа океана Мелиата. В Кремний является покровным слоем с большей толщиной мелководных известняков.[4] из Фации Веттерштайна. В Торнаик покров, вероятно, был переходной областью между кремниевым и мелиатическим.[7] Пеленки в поясе Мелиата были сдвинуты на север и в настоящее время состоят в основном из выбросов, лежащих на берегу. Гемерик и Veporic единиц, составляющих Словацкий карст и Аггтелек Карст на словацкий -венгерский язык граница.

Пояс Bükk

К югу от предыдущей области есть Бюккич единица, на которой нанесены знаки переходной зоны между Западные Карпаты и Динариды. Скала Бюккич находится на севере Венгрии. Бюкк. Обычно он состоит из Палеозой сланцы, карбонаты, и песчаники, но и более молодые Мезозойский карбонаты и вулканические породы. Осаждение продолжалось до Юрский период когда пеленки непонятны вершина воткнулись.[5] Зона была позже в Меловой пострадали от низкого качества метаморфизм. В течение субдукция океана Мелиата-Хальштатт в Верхняя юра, то задний дуговой бассейн эволюционировал. Впоследствии этот бассейн был перевернут и, вероятно, был корневой зоной Mónosbél-Szarvaskő покров.[10]

Задунайский пояс

Основная тектоническая единица Задунайского пояса или Баконского пояса, называемая Transdanubicum происходит в Задунайские горы (Bakony, Gerecse, Вертес, и Будайские горы ). Он состоит из низкометаморфических пород палеозоя и мезозоя и Кайнозойский осадочный чехол.[10]

Земплинский пояс

Тектонической единицей неопределенного положения является Земплиник в горст из Zemplín Mts., выходящие из Кайнозойский осадочная заливка Бассейн Восточной Словакии. Земплиник, по мнению некоторых авторов, либо отнесен к отдельным поясам (Земплинский пояс или Субвихорлатский пояс), либо рассматривается как часть отдельного пояса. террейн Тисия-Дачия. Некоторые геологи относят его к Южному Veporic,[13] то Гемерик единица, или даже Восточные Карпаты. Земплиник - единственное место появления Докембрийский рок в Западных Карпатах. Они состоят из парагнейсы, амфиболиты, и мигматиты вместе с постгерцинским Каменноугольный и Пермский период конгломераты и тонкие слои черный уголь.[3]

Пост-покрывало

В Юрский период -Меловой позднее тектоническая структура была изменена различными типами надступных комплексов: Центрально-Карпатский палеогеновый бассейн, Будайский палеогеновый бассейн, Венский бассейн (Неоген, раздвижной тип), Паннонский бассейн (или бассейн Дуная), а также вулканические комплексы: Неогеновые вулканиты Карпат (или просто Неовулканис).[12]

Вулканизм

Палеозойский и мезозойский вулканизм

Пермский андезито-базальтовый с агатом, так называемый мелафир.

Самые старые формы вулканизм, которые затронули территорию Западных Карпат, вряд ли узнаваемы из-за более поздних тектонических процессов и разрушения в результате эрозии.

Значительная вулканическая активность имела место в нижнем палеозое в Malé Karpaty Mts., где реликвии видны в скале Pernek Group с типичным основной вулканизм.[14] Большие объемы вулканической породы, считающейся продуктом стратовулканы, существенно измененные метаморфизмом, присутствуют в Гемерик. Основной вулканизм выделяется в каменноугольных и пермских породах. Среди пермских пород Иполтика Групп из Хронический Покрытие наиболее известно. Нижняя часть группы называется Малужинская свита. Это характерно для синседиментарных дацит к андезит вулканизм в нижней части и андезитовый -базальты близко к Толеитовый тип в верхней части. Конкреции гидротермальных агат распространены в полостях этих горных пород, широко известных как мелафиры. По мнению некоторых авторов, пермский вулканизм в Хронике имеет многофазный линейный характер.[13]

Мезозойский вулканические процессы более отчетливы и известны во всех зонах Западных Карпат. Есть Триасовый излияний в скале Fatric и Hronic of the Malá Fatra Mts. и Nízke Tatry Mts. Пикриты известны вокруг Банска-Бистрица. Меловой тешиниты (субвулканический щелочной габбро ) были обнаружены в слезийской зоне Ремень Flysch.[15] Остатки разрушенного офиолиты с базальтами N-MORB в верхней части присутствуют в породах Мелиатический.[16]

Кайнозойский вулканизм

«Базальтовый водопад» на ул. Шомошский замок, Cerová vrchovina. Типичный базальтовый пробор.

Постпрозрачная вулканическая активность в Карпатах называется просто неовулканизмом. Это произошло с Неоген (Нижняя Баденский ) к Четвертичный, в основном во внутренней части Карпатской дуги (в меньшем масштабе также во внешних Карпатах). Выделяют три основные фазы вулканической активности:

Метаморфизм

О появлении метаморфизованных кристаллических пород в Западных Карпатах известно из Татрик, Veporic, Гемерик, и Земплиник зоны. Существующие исследования ясно продемонстрировали следы Герцинский и Альпийский орогенез. Хотя некоторые авторы предполагают возможное наличие более старых Кадомиан или Каледонский метаморфические циклы,[18] существование Докембрийский метаморфические циклы не подтвердились из-за более позднего метаморфического наложения.[19]

Каледонский метаморфизм четко не доказан, но некоторые признаки присутствуют в амфиболиты из Malé Karpaty Mts. (около 395 миллионов лет) или гранит типа Sihla в Veporic (возраст около 370–380 миллионов лет). Чаще встречается герцинский метаморфизм, связанный с региональным и периплутоническим метаморфизмом, вызванным вторжения из гранитной породы, диапторез и низкоуровневый метаморфизм вулканогенно-осадочных образований нескольких тектонических единиц до зеленосланцевые фации. Признаки альпийского метаморфизма, произошедшего 75–107 миллионов лет назад, хорошо сохранились в мезозойских образованиях Татрик, Гемерик, и особенно Veporic.[20] Особый субдукционный метаморфизм в фация голубого сланца известно из Bôrka nappe.[16]

Землетрясения

Западные Карпаты происходят из неотектонический точка зрения часть ALCAPA блок. Основной землетрясения в ALCAPA располагались в субдукция дуга Эллиниды и Калабриды. Землетрясения глубокого очага известны только из зоны Вранча, где субдукция все еще активен. Глубокофокусных землетрясений, связанных с субдукцией, в Западных Карпатах не зафиксировано. Период значительных континентальное столкновение и укорочение корки повлияло на область в Миоцен.[21] Позже, в первую очередь экстенсиональные и сдвиг движение в неогене породило новые или возродило старые недостатки. В районе Западных Карпат расположены пять основных зон землетрясений: зона Пезинок-Пернек, которая является продолжением разломов, ответственных за формирование Венский бассейн, зона Добра-Вода с наиболее интенсивными и неглубокими землетрясениями вокруг Добрэ Воды, зона землетрясений Комаро, которая присоединяется к Раба -Гурбаново -Дарно ошибка (также известный как Raaba linie ), разделяя Блок Пелсо из кристаллического фундамента Внутренних Карпат, Жилинской зоны землетрясений, связанных с продолжающимся коллизионным и сдвиговым движением в Ремень Pieniny Klippen, и зоны Центральной Словакии, что, вероятно, является результатом тектонической активности Центрально-словацкий разлом.

использованная литература

  1. ^ а б Мисарж, З., 1987: Regionální geologie světa. Academia, Praha, 708 стр.
  2. ^ "Геологическая энциклопедия он-лайн". geology.cz. 03.07.2008. Проверить значения даты в: | дата = (Помогите)
  3. ^ а б c d е Мишик, М., Хлупач, И., Цича, И., 1984: Историческая стратиграфическая геология. Slovenské pedagogické nakladateľstvo, Братислава, 541 с.
  4. ^ а б c d е Махе, М., 1986: Geologická stavba československých Karpát. Paleoalpínske jednotky 1. Веда, Братислава, 503 с.
  5. ^ а б c d Плашенка Д., Грекула П., Путиш М., Ковач М. и Говорка Д., 1997: Эволюция и структура Западных Карпат: обзор. В архиве 2011-08-26 на Wayback Machine in Grecula, P., Hovorka, D., Putiš, M. (ред.) Геологическая эволюция Западных Карпат. Mineralia Slovaca - Монография, Кошице, стр. 1-24
  6. ^ а б c d е Плашенка, Д., 1999: Tektochronológia a paleotektonický модель jursko-kriedového vývoja centrálnych Západných Karpát. Веда, 125 с.
  7. ^ а б c d е Бели, А. (редактор) 1996: Пояснения к геологической карте Словакии. Издательство Диониз Штур, Братислава, 76 стр.
  8. ^ а б c Хок, Дж., Кахан, Ш., Обрехт, Р., 2001: Geológia Slovenska. В архиве 2011-07-19 на Wayback Machine Univerzita Komenského, Братислава, 43 стр.
  9. ^ а б Возар Й., Войтко Р., Слива Э. (Редакторы) 2002: Гид на геологическую экскурсию. XVII съезд Карпатско-Балканской геологической ассоциации. Издательство Dionýz Štúr, Геологическая служба Словацкой республики, Братислава, 163 стр.
  10. ^ а б c d е Ковач М., Плашянка Д., 2002: Геологическое строение альпийско-карпатско-паннонского стыка и прилегающих 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. ^ а б c d Плашенка, Д. 2006: Princípy Regionalizácie geologickej stavby Malých Karpát a Považského Inovca. В: Ковач, М., Дубикова, К., Новые методы и следы в геологии Западных Карпат. Зборник 2006, стр. 51 - 56
  13. ^ а б 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: Litológia a granitoidný magmatizmus staršieho paleozoika Malých Karpát. Mineralia Slovaca, 36, с. 183 - 194
  15. ^ Говорка, Д., 1990: Сопки. Веда, Братислава, 147 с.
  16. ^ а б Иван П., 2002: Реликвии коры океана Meliata: геодинамические последствия минералогических, петрологических и геохимических приближений. Geologica Carpathica, 53, 4, с. 245–256
  17. ^ а б Конечный, В., Лекса, Ю., 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, Ю., Угер, П., Падерин, И., 2008: Кембрийско-ордовикские метагородные породы, связанные с фрагментами кадома в Западно-Карпатском фундаменте, датированные SHRIMP по цирконам: запись из обстановки активной окраины Гондваны. Geologica Carpathica, 59, 1, стр. 3–18.
  19. ^ Крист, Э., Кривы, М., 1985: Petrológia. Альфа, Братислава, 464 с.
  20. ^ Крист, Э., Кориковский, С.П., Путиш, М., Янак, М., Фаряд, С.В., 1992: Геология и петрология метаморфических пород кристаллических комплексов Западных Карпат. Издательство Коменского университета, Братислава, 324 стр.
  21. ^ Марко, Ф., 2004: Разломное развитие региона ALCAPA. Геолайн, 17, с. 68–69.

внешние ссылки