Los Cárpatos occidentales son una cadena montañosa en forma de arco , la rama norte del sistema de plegado y empuje alpino - himalaya llamado cinturón alpino , que evolucionó durante la orogenia alpina . En particular, su evolución precenozoica es muy similar a la de los Alpes orientales , y constituyen una transición entre los Alpes orientales y los Cárpatos orientales .
La evolución geológica de las distintas partes de la cadena es compleja, resultado de procesos tectónicos como el plegamiento , el cabalgamiento y la formación de cuencas sedimentarias de diversos tipos durante el Mesozoico y el Cenozoico. Estos procesos afectaron en ocasiones no sólo al relleno sedimentario de las cuencas, sino también, en algunos casos, al antiguo basamento .
Muchos aspectos de la estructura geológica de los Cárpatos occidentales no se han estudiado completamente y están sujetos a investigaciones y debates continuos. Aún no está clara la clasificación adecuada de varias unidades tectónicas específicas.
Los Cárpatos occidentales están separados de los Alpes por el valle del río Danubio (sólo desde el punto de vista geográfico; el límite geológico es la llamada puerta Carnuntum) y la línea Raaba. [1] Al este, el límite con los Cárpatos orientales se sitúa formalmente en el valle del río Uzh , pero muchas divisiones tectónicas consideran el sistema de fallas de Hornád en la línea Košice – Prešov como el verdadero límite geológico. [1] El límite norte es el frente de empuje que separa las siestas de la profundidad de los Cárpatos. En la República Checa, la línea Znojmo - Přerov - Karviná forma aproximadamente el límite occidental de los Cárpatos occidentales. [2] El límite sur no es distinto (debido al límite entre los Cárpatos y las tierras bajas de la cuenca de Panonia ). Según algunas opiniones, se encuentra al sur de las montañas Bükk y Mátra en Hungría .
Existen varias interpretaciones de la estructura tectónica de los Cárpatos occidentales. Durante bastante tiempo se ha utilizado la división triple ( Cárpatos exteriores , centrales e interiores ), [3] [4] [5] [6] mientras que algunos geólogos prefieren la división doble clásica (Cárpatos exteriores e interiores). [7] [8] [9] Otras ideas de división pueden diferir, como la morfotectónica (basada en la geología y la geomorfología [3] [8] ) o la geología regional . [5] La división tectónica aplicada en este artículo se basa en la división de Plašienka y otros [5] en 1997, posteriormente modificada en 1999 [6] y en 2002 junto con Kováč, [10] aunque no puede considerarse definitiva.
Las tres áreas principales de los Cárpatos occidentales interiores, centrales y exteriores están divididas por dos suturas . La sutura de Meliata es un área de cierre del Océano Meliata del Triásico-Jurásico durante la fase Kimmeriana. Constituye la frontera entre los Cárpatos centrales y occidentales interiores . La posición del límite es discutible; diferentes autores colocan la sutura de Meliata en diferentes zonas. Se identifica con la línea Rožňava, línea Lubeník-Margecany, o posiblemente se ubica aún más al sur. La segunda sutura importante se llama lineamiento Peri-Pieninic, copiando aproximadamente la estructura del Cinturón Pieniny Klippen . Esta importante dislocación divide los Cárpatos centrales y exteriores occidentales. Más profundamente bajo los sedimentos, constituye el límite entre las rocas del basamento de los Cárpatos centrales y el promontorio: el Macizo de Bohemia y el cratón de Europa del Este (plataforma Podolia). Desde la década de 1980, la línea divisoria se considera la sutura del océano Vahic, la continuación oriental del océano Piamonte-Liguria . [4]
El promontorio de los Cárpatos occidentales en el oeste y el norte está formado por el macizo de Bohemia y la meseta de Cracovia. En el Noreste está formado por la roca del cratón de Europa del Este . Estas áreas se consolidaron antes que los Cárpatos. El Macizo de Bohemia, que es la parte más joven del antepaís, evolucionó durante la orogenia hercínica unos 200 millones de años antes de la orogenia de los Cárpatos.
Los Cárpatos exteriores occidentales se formaron durante la orogenia que tuvo lugar desde los períodos Cretácico superior ( Senoniano ) y Mioceno , que es posterior a los Cárpatos centrales occidentales. El cinturón Pieniny Klippen se vio afectado por el empuje junto con los Cárpatos centrales y luego se dobló y volvió a empujar junto con el cinturón Flysch .
El empuje de los Cárpatos sobre su antepaís provocó una flexión de la placa continental inferior debajo de la parte frontal de la nuca. [10] Esta área, llamada la profundidad de los Cárpatos, estaba llena de espesas formaciones de melaza , predominantemente margas , areniscas y conglomerados que se formaron en los períodos del Oligoceno al Mioceno por la erosión de los Cárpatos en crecimiento. Sin embargo, la proa no suele estar plegada; Las siestas de flysch empujadas desde el sur doblaron parcialmente la roca que se encontraba debajo. Toda la zona del fondo se desarrolla en el promontorio de los Alpes y discurre a través de Moravia hasta la cuenca de Ostrava y más al este hasta Polonia , Ucrania y Rumania .
El cinturón de Flysch recibió su nombre de una alteración característica de arenisca y arcilla , el llamado flysch , que ocurrió en la zona entre el Cretácico y el Paleógeno (posiblemente Mioceno ). El cinturón es la cuña de acreción de los Cárpatos . El Cinturón Flysch también contiene un pequeño volumen de rocas volcánicas del Cenozoico . La zona originalmente estaba compuesta por un conjunto de cuencas más sedimentarias que se encontraban en constante transformación tectónica. Las partes elevadas de las cuencas formaron elevaciones que se erosionaron y suministraron a las partes más profundas de la cuenca sedimentos clásticos traídos por las corrientes de turbidez . La orogenia afectó a la zona a finales del Paleógeno y principios del Neógeno en la llamada fase Savia. Otras partes también se vieron afectadas por la fase de Estiria, que provocó un empuje parcial sobre Foredeep. Las siestas se formaron por la compresión gradual de las cuencas sedimentarias que provocó su inversión y separación de las sucesiones sedimentarias de su basamento y su movimiento a una distancia de 20 a 30 km, y posiblemente más. Las siestas se formaron en dos fases: el grupo exterior (norte) o inferior de siestas llamado cinturón de Silezia-Krosno, y el cinturón Magura interno predominante (sur). Los mantos se extienden sobre su antepaís en forma de cortes tectónicos. Al menos parte del cinturón Flysch era una continuación oriental de la zona penínica alpina, probablemente la rama del Valais . Se puede ver una continuación directa del Flysch alpino del Rin-Danubio. [10] El cinturón del Flysch continúa a través de Bohemia, Eslovaquia y Polonia, y se une al Flysch de Moldavia en Ucrania y Rumania .
Los Cárpatos centrooccidentales, a veces denominados sistema eslovacocarpático, [6] son una zona delimitada por el cinturón Pieniny Klippen al norte y el cinturón Meliata al sur. El cinturón Pieniny Klippen es una línea divisoria relativamente delgada pero importante que separa los Cárpatos exteriores occidentales de las zonas internas de orogenia. Junto con unidades similares de la zona Peri-Klippen constituye el cinturón Považie-Pieniny. La porción más grande de los Cárpatos occidentales consiste en una zona construida de roca granítica y metamórfica (ese grado metamórfico es generalmente más alto en el norte y más bajo en el sur) y una cubierta sedimentaria anulada por capas de empuje de rocas carbonatadas mesozoicas . La zona consta del cinturón de montañas centrales Tatra-Fatra , el cinturón Vepor y el cinturón Gemer. En sus zonas de basamento predominantemente cristalinas llamadas Tátrica, Vepórica y Gemérica, el empuje ( de piel gruesa ) también está presente, pero no tan evidente. La investigación geofísica confirmó que el Gemeric está empujado sobre el Veporic y el Veporic sobre el Tatric. [11] Los Cárpatos centro-occidentales antiguamente constituían una porción de la plataforma continental del cratón de Europa del Este , y estaban situados más al oeste, en el área de la actual Suiza , uniéndose lateralmente a los Cárpatos exteriores (representados por los Oravic). Durante la liberación de tensión dentro de los eventos tectónicos de colisión alpina , la tensión se liberó en los flancos del cinturón de empuje, lo que provocó el escape tectónico del material. En consecuencia, los Cárpatos centrooccidentales fueron empujados en dirección noreste desde el dominio alpino al dominio de los Cárpatos.
El cinturón Považie-Pieniny tiene una estructura imbricada complicada , representada especialmente por el cinturón Pieniny Klippen . [6] Está formado por unidades de Oravic, el Grupo Gossau y Magura, así como unidades de los Cárpatos Interiores (por ejemplo, la unidad Manín y Drietoma, etc.). La ubicación del cinturón de Pieniny Klippen en los Cárpatos centrales occidentales es ambigua, porque la mayoría de los autores consideran el cinturón de Pieniny Klippen como parte de los Cárpatos exteriores. [3] El cinturón Považie-Pieniny se divide en tres zonas: las zonas Brezová, Peri-Klippen y Klippen.
Relativamente delgado y complicado, el cinturón Pieniny Klippen crea un límite, una sutura tectónica , entre los Cárpatos exteriores y centrales occidentales. En esta zona sólo se conocen rocas más jóvenes que el Triásico . Las sucesiones sedimentarias exclusivamente no metamórficas están compuestas especialmente por calizas y margas . En el período Jurásico , el océano que se abrió en la zona del cinturón de Pieniny Klippen se llamó océano Vahic (o Penínico del Sur ). Sus sucesiones sedimentarias conservadas se encuentran en el actual corte de erosión conocido sólo de la unidad Vahic. El dominio Vahic estaba delimitado al norte por las laderas del Oravic y al sur por la unidad Tatric. La parte que se hundió de la unidad Oravic formó la cuenca de Kysuca. La parte más somera de la unidad Oravic se caracterizó por la deposición de calizas de aguas poco profundas de la unidad Czorsztyn. Al sur, más cerca de la cuenca de aguas profundas de Kysuca, se depositaron otras unidades de transición. En la parte más profunda de la cuenca de Kysuca se depositaron sedimentos de la unidad Kysuca-Pieniny. [7] El dominio vahic se había extendido y profundizado durante su historia. En el Cretácico Superior al Paleoceno , el empuje de las unidades del sur de Tatric provocó la inversión o subducción del Océano Vahic que fue seguida por la colisión de las unidades Oravic y Tatric. Como resultado de estos procesos, se produjo la deformación y el empuje vergente hacia el norte de las unidades Oravic en forma de siestas . Una vez finalizada la compresión, en la parte superior de la pila de napa continuó una sedimentación margosa y tipo flysch (los llamados sedimentos de envoltura klippe). Más adelante en el Paleógeno , otra fase de orogenia afectó al cinturón de Pieniny Klippen. Exprimió la antigua pila de napa y las rocas de diferente reología ( calizas competentes, flysch blando y margas ) se deformaron de diferentes maneras, lo que provocó la ruptura de las rocas más densas y la deformación dúctil de las rocas menos densas. La complicada disposición de unidades tectónicas particulares se vio afectada más tarde por el movimiento de deslizamiento en el área del Lineamiento Peri-Pieniny en el Mioceno . La consiguiente erosión diseccionó las rígidas lentes tectónicas de piedra caliza hasta formar klippes salientes (por ejemplo, Vršatské bradlá en Eslovaquia occidental). La zona de klippes se extiende casi ininterrumpidamente desde Podbranč en el oeste de Eslovaquia hasta Poiana Botizei en el noreste de Rumania.
Al sur del cinturón Pieniny Klippen, está presente la zona de montañas centrales. El núcleo está formado por la unidad Tátrica compuesta predominantemente por roca metamórfica Paleozoica , roca plutónica más joven y cubierta sedimentaria del Carbonífero al Mesozoico . La roca basal se formó durante la orogenia hercínica cuando un fuerte metamorfismo regional afectó a la zona. Los paragneises y anfibolitas son los más abundantes, pero también hay rocas metamórficas de bajo grado. [7] Posteriormente, al final de la orogenia hercínica en el Carbonífero y Pérmico , la zona fue intruida por roca granítica y fuertemente afectada por la erosión , que afectó incluso a los granitos situados profundamente. Los sedimentos autóctonos del Carbonífero, del Pérmico y más comúnmente del Mesozoico se superponen al basamento cristalino. Están representados por grauvacas , areniscas cuarzosas , lutitas , calizas y margas . La cubierta sedimentaria de la unidad Tátrica es anulada por capas mesozoicas. Los nappes son grandes losas de roca carbonatada mesozoica con una secuencia sedimentaria similar a la presente en la cubierta Tátrica. Hay dos siestas llamadas subtátricas: la inferior llamada napa Kížna (o fátrica) y la superior llamada napa Choč (o hrónica). El Fatric se caracteriza por la aparición de formaciones más gruesas del Keuper de los Cárpatos. [4] El Hrónico es típico con la aparición de basaltos andesíticos del Pérmico [4] (llamado Grupo Ipoltica) y un mayor espesor de roca carbonatada variable del Triásico . [7] El empuje de las napas tuvo lugar en el Cretácico Superior , probablemente durante el Turoniense . Toda la zona no era tan extensa como lo es hoy. El levantamiento de las montañas tuvo lugar a finales del Oligoceno y en el Mioceno . Provocó el levantamiento de los horsts , generalmente asimétricos, en el flanco sur, fuertemente delimitados por fallas normales y ligeramente declinantes hacia el flanco norte. El basamento cristalino suele descubrirse en el flanco sur de los horsts. Los caballos forman dos hileras de montañas. La fila norte (exterior) está formada por los montes Malé Karpaty. (parte de Pezinok y montes Hainburg), montes Považský Inovec. , Strážovské vrchy montes. , Malá Fatra Mts. , yMontes Tatra . La fila sur de montañas centrales incluye los montes Tríbeč. , Žiar Mts. , Montes Veľká Fatra. , Chočské vrchy montes. , La parte oriental de Nízke Tatry Mts. (llamado Ďumbierske Tatry) y Branisko Mts. [12]
El cinturón de Vepor es una zona al sur del cinturón de montañas centrales. La línea divisoria se llama línea de Čertovica. Un rasgo característico del cinturón de Vepor es el metamorfismo regional alpino medio . El área más grande de esta zona está formada por la unidad Veporic. La roca cristalina del basamento es más abundante en esta área, y aquí está presente el plutón granítico más grande de los Cárpatos occidentales . Se formó durante la orogenia hercínica . La cubierta sedimentaria mesozoica se conserva sólo localmente. La unidad Veporic era el área de la raíz de Krížna nappe (Fatric) que anteriormente estaba situada en la cuenca invertida de Zliechov en el borde norte del Veporic, cerca del Tatric. La inversión de la cuenca se produjo en el Cretácico Superior y estuvo acompañada de la intrusión de un pequeño cuerpo de granito . Además de los valores atípicos de la napa Choč (Hronic) y parte de la napa Krížna (Fatric), también hay un gran cuerpo de napa Muráň (unidad silícica). [3] El Veporic está parcialmente empujado sobre el Tatric y se encuentra debajo de la unidad Gemeric. La pila de napa de Veporic y Gemeric colapsó más tarde y evolucionó en el complejo central metamórfico de Veporic . El cinturón de Vepor forma la parte oriental de los montes Nízke Tatry. (Kráľovohoľské Tatry), Vepor Mts. , Kozie chrbty Mts. , parte sur de Branisko Mts. y Čierna hora Mts. [12] Al sur, está dividida de las Montañas Minerales eslovacas por la línea Lubeník-Margecany, que es una falla de cabalgamiento de suave inclinación .
El Cinturón de Gemer es una zona de roca predominantemente cristalina, parcialmente empujada sobre el Veporic. La porción más importante de la zona es la unidad Gemérica, a diferencia de otras unidades de los Cárpatos con signos de sobreimpresión metamórfica herciniana de bajo grado ( facies de esquisto verde ) . El Gemeric es la unidad más alta de los Cárpatos centro-occidentales involucrada en el sótano. Está formado por filitas , cuarcitas , pórfidos y calizas comúnmente metamorfoseadas en siderita y magnesita . Los granitos son menos abundantes. La actividad volcánica del Pérmico formó la mineralización de uraninita . Posteriormente, durante el Mesozoico, se depositaron calizas y dolomita . En el Jurásico superior , tras el cierre del océano Meliata, las siestas del Meliático y del Tornaico fueron empujadas desde el Sur. En el Cretácico Superior , la nuca silícica se acentuó sobre la anterior. Al final del Paleógeno , el Cinturón Gemérico fue deformado y elevado. Esta zona forma las Montañas Minerales eslovacas , Galmus y el Karst eslovaco . [12]
Los Cárpatos interiores occidentales están separados de los Cárpatos centrales occidentales por la línea Rožňava, que está parcialmente cubierta por el escote. La línea Rožňava es en gran medida conceptual y los diferentes autores la perciben de manera diferente. Según las suposiciones, la falla se une al oeste con la línea Raaba-Hurbanovo. Otro problema en la definición exacta de la frontera entre los Cárpatos internos y centrales occidentales son las opiniones sobre la estructura de la unidad meliática. Los Cárpatos interiores occidentales están compuestos generalmente por unidades tectónicas que se originan en la zona del antiguo océano Meliata-Halstatt o al sur del mismo. Esta zona está formada por los cinturones de Meliata, Bükk, Transdanubio y Zemplín. Existen grandes capas de carbonatos mesozoicos (silícicos, meliáticos, tornaicos), que no se ven afectados por el metamorfismo y son característicos con afinidad típica de las facies Alpes del Sur-Dinaride . [6]
El Cinturón de Meliata es un remanente del océano Meliata del Triásico-Jurásico (o cuenca de arco posterior ). La principal unidad estructural del cinturón es meliática, compuesta por rocas de la mezcla de subducción: lutitas de aguas profundas , radiolaritas , basaltos de tipo oceánico y mármoles . La unidad de la disposición incierta, que según algunos autores forma parte del Meliático, es el Bôrka Nappe, compuesto por los esquistos azules obducidos . Las unidades silícicas y tornaicas probablemente se originan en la plataforma continental sur del océano Meliata. El Silícico es la napa característica con mayor espesor de calizas de aguas someras [4] de la facies de Wetterstein . La napa Tornaica fue probablemente una zona de transición entre la Silícica y la Meliática. [7] Los Nappes en el Cinturón de Meliata fueron empujados hacia el Norte y ahora consisten principalmente en valores atípicos que se encuentran en las unidades Gemérica y Vepórica, constituyendo el Karst Eslovaco y el Karst Aggtelek en la frontera entre Eslovaquia y Hungría .
Al sur de la zona anterior se encuentra la unidad Bükkic, que lleva los signos de la zona de transición entre los Cárpatos occidentales y las Dinarides . La roca de Bükkic se encuentra en la montaña Bükk del norte de Hungría . Se compone generalmente de lutitas , carbonatos y areniscas del Paleozoico , pero también de carbonatos y rocas volcánicas del Mesozoico más jóvenes . La sedimentación continuó hasta el Jurásico cuando se empujaron las siestas de vergencia poco clara. [5] La zona se vio afectada posteriormente en el Cretácico por un metamorfismo de bajo grado . Durante la subducción del océano Meliata-Halstatt en el Jurásico superior , evolucionó la cuenca del arco posterior . Esta cuenca se invirtió posteriormente y probablemente fue la zona de raíces de la napa de Mónosbél-Szarvaskő. [10]
La unidad tectónica principal del Transdanubio o Cinturón de Bakony llamada Transdanubicum se encuentra en las Montañas Transdanubias ( Montañas Bakony , Gerecse , Vértes y Buda). Consiste en rocas metamórficas paleozoicas y mesozoicas de bajo grado y una cubierta sedimentaria cenozoica . [10]
Una unidad tectónica de posición incierta es el Zemplinic en el horst de los Montes Zemplín. , que emerge del relleno sedimentario cenozoico de la cuenca oriental de Eslovaquia. Según algunos autores, el Zemplinic está asignado a cinturones separados (cinturón Zemplín o cinturón Sub-Vihorlat) o se considera parte del terreno separado Tisia-Dacia. Algunos geólogos lo asignan al Vepórico Meridional, [13] a la unidad Gemérica, o incluso a los Cárpatos Orientales . El Zemplinic es el único lugar donde se encuentra la roca precámbrica en los Cárpatos occidentales. Están compuestos por paragneises , anfibolitas y migmatitas , junto con conglomerados del Carbonífero Posthercínico y del Pérmico y finos lechos de carbón negro . [3]
La estructura tectónica del Jurásico - Cretácico fue modificada posteriormente por varios tipos de complejos superpuestos: la cuenca del Paleógeno de los Cárpatos centrales, la cuenca del Paleógeno de Buda, la cuenca de Viena (neógena, de tipo separable), la cuenca de Panonia (o cuenca del Danubio) y la cuenca volcánica. complejos: volcánicos neógenos de los Cárpatos (o simplemente Neovolcanis). [12]
Las formas más antiguas de vulcanismo , que afectaron a la zona de los Cárpatos occidentales, apenas se reconocen debido a procesos tectónicos posteriores y a la destrucción por erosión.
En el Paleozoico Inferior tuvo lugar una importante actividad volcánica en los montes Malé Karpaty. , donde se ven reliquias en la roca del grupo Pernek con un vulcanismo básico típico . [14] Grandes volúmenes de roca volcánica, considerada producto de estratovolcanes , significativamente alterados por metamorfismo, están presentes en el Gemérico. El vulcanismo básico se reconoce en las rocas del Carbonífero y del Pérmico. Entre las rocas pérmicas, el grupo Ipoltica de la napa Hrónica es el más conocido. La parte inferior del grupo se llama Formación Malužiná. Es característico del vulcanismo sinsedimentario de dacita a andesita en la parte inferior y andesítico - basaltos cercanos al tipo toleítico en la parte superior. En las cavidades de estas rocas son habituales los nódulos de ágata hidrotermal , ampliamente conocidos como melafiros. Según algunos autores, el vulcanismo pérmico en Hronic tiene un carácter lineal polifásico. [13]
Los procesos volcánicos mesozoicos son más distintos y conocidos en todas las zonas de los Cárpatos occidentales. Hay efusivos triásicos en la roca de Fatric y Hrónico de los montes Malá Fatra. y las montañas Nízke Tatry. Las picritas son conocidas en Banská Bystrica . En la zona de Slesian del cinturón Flysch se encontraron těšínites del Cretácico ( gabro alcalino subvolcánico ) . [15] En la roca del Meliático están presentes restos de ofiolitas destruidas con basaltos N-MORB en la parte superior. [dieciséis]
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La actividad volcánica posterior a la napa en los Cárpatos se denomina simplemente neovulcanismo. Tuvo lugar desde el Neógeno (Badeniano Inferior) hasta el Cuaternario , principalmente en la parte interna del arco de los Cárpatos (en menor escala también en los Cárpatos externos). Se distinguen tres fases principales de la actividad volcánica:
La aparición de rocas cristalinas metamorfoseadas en los Cárpatos occidentales se conoce en las zonas Tátrica, Vepórica, Gemérica y Zemplínica. Las investigaciones existentes han demostrado claramente rastros de la orogenia hercínica y alpina . Aunque algunos autores sugieren la posible presencia de los ciclos metamórficos cadomianos o caledonianos más antiguos , [18] la existencia de los ciclos metamórficos precámbricos no fue confirmada debido a la sobreimpresión metamórfica posterior. [19]
El metamorfismo de Caledonia no se ha demostrado claramente, pero hay algunos signos presentes en las anfibolitas de los montes Malé Karpaty. (alrededor de 395 millones de años) o el granito de tipo Sihla en el Veporic (alrededor de 370-380 millones de años). Más común es el metamorfismo herciniano, que se asocia con metamorfismo regional y periplutónico causado por intrusiones de roca granítica, diaptoresis y metamorfismo de bajo grado de formaciones vulcanosedimentarias de varias unidades tectónicas hasta las facies de esquistos verdes . Los signos del metamorfismo alpino, que tuvo lugar hace 75-107 millones de años, están bien conservados en las formaciones mesozoicas de Tátrico, Gemérico y especialmente Vepórico. [20] Un metamorfismo especial relacionado con la subducción en facies de esquisto azul se conoce en la napa de Bôrka. [dieciséis]
Los Cárpatos occidentales son, desde el punto de vista neotectónico , parte del bloque ALCAPA. Los principales terremotos en ALCAPA se ubicaron en el arco de subducción de las Helénicas y Calabridas. Los terremotos de foco profundo sólo se conocen en la zona de Vrancea , donde la subducción todavía está activa. En los Cárpatos occidentales no se registraron terremotos profundos relacionados con la subducción. Un período de importante colisión continental y acortamiento de la corteza afectó a la zona en el Mioceno . [21] Más tarde, el movimiento principalmente extensional y de deslizamiento en el Neógeno generó fallas nuevas o reactivadas más antiguas . En la zona de los Cárpatos occidentales se encuentran cinco zonas sísmicas principales: la zona de Pezinok-Pernek, que es una continuación de las fallas responsables de la formación de la cuenca de Viena , la zona de Dobrá Voda con los terremotos más intensos y menos profundos alrededor del Falla de Dobrá Voda, zona de terremotos de Komáro, que se une a la falla de Rába - Hurbanovo - Darnó (también conocida como Raaba linie), que separa la unidad Pelso del basamento cristalino de los Cárpatos interiores, zona de terremotos de Žilina, relacionada con la colisión en curso y movimiento de deslizamiento en el cinturón de Pieniny Klippen y la zona de Eslovaquia central, que probablemente sea el resultado de la actividad tectónica de la falla de Eslovaquia central.
Las glaciaciones cuaternarias identificadas en los Cárpatos occidentales son, de más antigua a más joven: Donau , Günz , Mindel , Riss y Würm . [22] Durante estas glaciaciones, los glaciares se extendieron cuesta abajo desde los Altos Tatras y las tierras altas no glaciadas estuvieron sujetas a erosión por heladas y soliflucción . [22] La deflación de los suelos también es evidente en las zonas montañosas. [22] Los conos glaciofluviales se formaron en los promontorios de los Cárpatos occidentales en relación con la última glaciación. [22] En los Cárpatos eslovacos se han reconocido cuatro sistemas de morrenas terminales y laterales formados durante la última glaciación y sus secuelas inmediatas. [22]