Geológia Západných Karpát

z Wikipédie, slobodnej encyklopédie
Prejsť na: navigácia, hľadanie
Geológia Západných Karpát
Nieje obrázok
Morfotektonické členenie
Čelná karpatská priehlbina
Flyšové pásmo
Bradlové pásmo
Pásmo jadrových pohorí
Veporské pásmo
Gemerské pásmo
Meliatske pásmo
Bükkské pásmo
Bakonské pásmo
Zemplínske pásmo
Geologické superjednotky
a rozhrania rôzneho rádu

Oravikum · Váhikum · Peripieninský lineament · Tatrikum · Subtatranské príkrovy · Čertovická línia · Fatrikum · Veporikum · Lubenícko-margecianska línia · Gemerikum · Hronikum · Rožňavská línia · Silicikum · Meliatikum · Turnaikum · Bükkikum · Transdanubikum· Zemplinikum

Paleogeografické termíny
Valaiský oceán
Čorštynská elevácia
Váhický oceán
Alcapa
Meliatsko-halstattský oceán
Pozri aj Geovedný portál
Disambig.svg Toto je článok o geológii Západných Karpát. O geografii pozri Západné Karpaty

Západné Karpatypásmové pohorie oblúkového tvaru, sú súčasťou alpsko-himalájskej vrásovo-príkrovovej sústavy, hlavne jej severnej vetvy, ktorá je označovaná ako alpidy. Západné Karpaty sú najsevernejše položeným alpínskym pohorím. Západné Karpaty, hlavne ich predterciérny vývoj je veľmi blízky Východným Alpám a tvorí prechodný celok medzi Alpami a Východnými Karpatami.

Geologický vývoj jednotlivých oblastí bol pomerne zložitý – je to výsledok tektonických premien (vrásnenia, posunov a tvorby príkrovov) sedimentačných bazénov rôzneho typu v druho-treťohorách. Táto premena zahŕňala niekedy len samotnú výplň týchto bazénov, niekedy aj ich pôvodný podklad a jej výsledkom je zložitá pásmová stavba karpatského oblúka.

Názory a výskumy geologickej stavby oblasti Západných Karpát nie sú dodnes v mnohých aspektoch doriešené a sú predmetom prebiehajúcich výskumov a odborných debát. Zaradenie niektorých tektonických jednotiek dodnes nie je isté.

Geologické vymedzenie[upraviť | upraviť zdroj]

Geologické postavenie Západných Karpát v rámci alpíd.

Karpaty sú na západe voči Alpám ohraničené údolím Dunaja len geograficky, geologicky je to Karnutská brána, ktorá sa nachádza medzi pohorím Leitha a Hainburskými vrchmi. Geologickou hranicou na západe je raabska línia[1]. Na východe je hranica medzi západnými a Východnými Karpatami vymedzená len formálne, predstavuje ju údolie rieky Uh, vo flyšovom pásme je hranicou Przemyslská sigmoida. Mnohé geologické členenia považujú za hranicu Hornádsky zlomový systém na línii Košice – Prešov[1]. Severné ohraničenie tvoria okraje príkrovov na predpolí. V Česku je to približne línia Znojmo-Přerov-Karviná[2]. Južná hranica Západných Karpát je nezreteľná (je to dôsledkom hlbokého prieniku nížin Panónskej panvy do horskej sústavy) všeobecne ja za južnú hranicu považovaná stredomaďarská zlomová línia južne od Balatonu.

Geologické členenie[upraviť | upraviť zdroj]

Existuje niekoľko interpretácii tektonickej stavby Západných Karpát. Už dlhšiu dobu je používané trojité členenie na Vonkajšie, Centrálne a Vnútorné Západné Karpaty[3][4][5][6][7][8][9], aj keď niektorí geológovia uprednostňujú klasické dvojdielne členenie na externidy a internidy[10][11][12]. Existuje niekoľko členení (morfotektonické – opierajúce sa o geológiu a geomorfológiu[4][11]) a regionálno-geologické (opierajúce sa o regionálnu geológiu). Tektonické členenie, spracované v článku sa opiera o delenie zavedené Plašienkom[7] v roku 1999 a upravené Kováčom a Plašienkom v roku 2003[13]. Členenie nemožno považovať za definitívne.

Tri hlavné oblasti – Vnútorné, Centrálne a Vonkajšie Západné Karpaty sú oddelené dvoma sutúrami. Meliatska sutúra je oblasťou po uzavretí triasovo-jurského Meliatského oceánu v starokimérskej fáze. Tvorí hranicu medzi Centrálnymi a Vnútornými Západnými Karpatami. Jej pozícia je diskutabilná a rôzni autori ju kladú do odlišných oblastí. Stotožňujú ju s rožňavskou alebo lubenícko-margecianskou líniou, prípadne ju kladú ešte južnejšie. Druhou významnou sutúrou je tzv. peripieninský lineament, kopírujúci približne priebeh bradlového pásma. Rozhranie pravdepodobne vzniklo uzavretím Váhického oceánu na rozhraní kriedy a treťohôr. Táto zóna oddeľuje Centrálne Západné Karpaty od Vonkajších Západných Karpát. Obe tieto jednotky prekonali rozdielny vývoj. Podľa niektorých názorov Centrálne Západné Karpaty ležali ešte v jure oveľa západnejšie oproti dnešku a jednotky vonkajších Karpát sa nachádzali v ich laterálnom pokračovaní. Všetky spomínané jednotky tvorili šelf stabilnej Európskej platformy.[14]

Tektonická mapa Západných Karpát.

Predpolie[upraviť | upraviť zdroj]

Predpolie Západných Karpát tvorí Český masív, Krakovská plošina a vo východnej časti i Východoeurópska platforma. Tieto oblasti boli konsolidované skôr ako Karpaty. Český masív, ktorý je najmladšou časťou ich predpolia vznikol už počas hercýnskeho vrásnenia, teda asi 200 miliónov rokov pred vrásnením Karpát.

Vonkajšie Západné Karpaty[upraviť | upraviť zdroj]

Vonkajšie Karpaty (tiež označované externidy) vznikli tektogenézou, ktorá prebehla medzi vrchnou kriedou (senón) a miocénom, teda neskôr ako v Centrálnych Karpatoch. Spolu s Centrálnymi Karpatmi sa však zvrásnilo bradlové pásmo, ktoré bolo opätovne prevrásnené aj spolu s flyšovým pásmom, čo umožnilo vznik jeho charakteristickej stavby.

Predhlbeň[upraviť | upraviť zdroj]

Bližšie informácie v článkoch: Čelná karpatská priehlbina a Geológia Českého masívu

Násun Karpát na ich predpolie spôsobil flexúrny prehyb kontinentálnej platne, zaťaženej postupujúcim čelom orogénu a vznik predhlbne[13]. Táto prehnutá oblasť, takzvaná čelná karpatská predhlbeň, je vyplnená hrubými súvrstviami hlavne siliciklastických sedimentov, tzv. molasy. Sú to nezvrásnené horniny hlavne sliene, ale aj pieskovce a zlepence, ktoré vznikli počas terciéru (oligocénneogén), rozrušovaním zdvíhajúceho sa karpatského horstva. Napriek tomu, že je predhlbeň z prevažnej časti nezvrásnená, z juhu sú na ňu nasunuté flyšové príkrovy, ktoré čiastočne zvrásnili podložné horniny. Celé pásmo je vyvinuté už v Alpách a tiahne sa cez Moravu, k Ostravskej panve až ďalej do Poľska, na Ukrajinu a do Rumunska.

Flyšové pásmo[upraviť | upraviť zdroj]

Rez Západnými Karpatami
Bližšie informácie v hlavnom článku: Flyšové pásmo

Flyšové pásmo pomenované podľa charakteristického striedania pieskovcov a ílovcov, tzv. flyšu, ktorý má prevažne kriedový, paleogénnymiocénny vek. Vo flyšovom pásme sa nachádzajú i horniny terciérnych neovulkanitov. Pásmo pôvodne tvorilo súbor viacerých sedimentačných paniev, ktoré boli v neustálom tektonickom pohybe. Ich podložie aspoň čiastočne tvorila severná vetva penninika označovaná ako Valaiský oceán. Vyvýšené partie, tzv. kordiliéry alebo elevácie, tvorili znosové oblasti, ktoré zásobovali hlbšie časti panvy klastickým materiálom, prinášaným turbiditnými prúdmi – mohutnými podmorskými zosunmi. Orogenéza postihla túto oblasť koncom paleogénu a začiatkom neogénu v tzv. sávskej fáze alpínskeho vrásnenia, vonkajšia časť bola zasiahnutá aj štajerskou fázou, čo malo za následok čiastočné prekrytie čelnej predhlbne príkrovmi. Príkrovy vznikli postupným stláčaním sedimentačnej panvy, čo spôsobilo odtrhnutie rozsiahlych vrstevných sledov hornín a ich presun na vzdialenosť 20 – 30 km prípadne i viac. Príkrovy vznikali v dvoch fázach. Vonkajšia (severná) skupina príkrovov nazývaná krosenská a na ňu nasunuté vnútorné (južnejšie) magurské príkrovy. Príkrovy sú nasunuté na svoje predpolie vo forme šupín. Flyšové pásmo pokračuje neprerušene z Álp (tzv. rýnsko-dunajský flyš), cez Česko, Slovensko, Poľsko, a nadväzuje na flyš moldavíd na Ukrajine a Rumunsku.

Centrálne Západné Karpaty[upraviť | upraviť zdroj]

Centrálne Západné Karpaty sú niekedy tiež označované ako slovakidy[5], či slovakokarpatský systém[7] sú oblasťou, ktorú zo severu ohraničuje bradlové pásmo a z juhu meliatské pásmo. Pieninské bradlové pásmo je významným rozhraním oddeľujúce Vonkajšie Západné Karpaty od vnútorných. Spolu s príbuznými jednotkami pribradlovej zóny tvorí Považsko-pieninské pásmo. Najväčšiu časť Západných Karpát tvorí rozsiahla oblasť, ktorej podložie je budované granitoidnými a premenenými horninami (ktorých stupeň metamorfózy sa smerom na juh znižuje) so sedimentárnym obalom, cez ktoré sú presunuté rozsiahle príkrovy druhohorných karbonátov. Tvorí ju Tatransko-fatranské pásmo jadrových pohorí, veporské a gemerské pásmo. V ich kryštalinických celkoch tatriku, veporiku a gemeriku, ktoré sú rozčlenené zlomami, nie je očividná príkrovová pozícia. Geofyzikálne výskumy však potvrdzujú, že gemerikum je nasunuté na veporikum a to je nasunuté na tatrikum[15]. Centrálne Karpaty pôvodne tvorili začiatkom druhohôr šelf Európskej platformy ležali ďalej na západ v oblasti dnešného Švajčiarska a pozdĺžne pokračovali do Vonkajších Karpát (ktoré vtedy predstavovalo oravikum). Pri uvoľňovaní napätia počas kolíznej alpínskej tektoniky, dochádzalo k jeho uvoľňovaniu do strán, pri tom dochádzalo aj k úniku hmôt. Centrálne Karpaty tak boli vytlačené severovýchodným smerom z alpskej do karpatskej domény.

Považsko-pieninské pásmo[upraviť | upraviť zdroj]

Bližšie informácie v hlavnom článku: Pieninské bradlové pásmo

Považsko-pieninské pásmo má komplikovanú imbrikovanú stavbu tvorenú predovšetkým bradlovým pásmom[7]. Na jeho stavbe sa podieľajú jednotky oravika, gossauskej skupiny, magurskej jednotky ako aj slovakokarpatské jednotky (napríklad manínska). Delí sa na tri zóny – brezovskú, pribradlovú a bradlovú.

Veľmi úzke a geologicky komplikované pieninské bradlové pásmo tvorí predel, tzv. tektonickú jazvu, medzi Vonkajšími a Centrálnymi Karpatami. Známe sú len súvrstvia staršie ako trias, tvorené hlavne vápencom a slieňmi. V jure vznikol v oblasti bradlového pásma Váhický oceán (južné penninikum), ktorý sa začal rýchlo rozširovať. Priestor oceánu označovaný ako váhikum zo severu obmedzoval úzky pruh pevniny – oravikum a z juhu tatrikum. Poklesávajúca oblasť oravika tvorila kysuckú panvu. V oraviku sa usadzovali plytkovodnejšie vápence čorštynskej jednotky a smerom na juh boli odstupňované ďalšie prechodné jednotky, v najhlbších častiach kysuckej panvy sa usadzovala hlbokovodná kysucko-pieninská jednotka[10]. Váhikum sa v priebehu svojej existencie prehĺbilo aj rozšírilo. Vo vrchnej kriede (senón) až paleogéne však oceánska kôra tejto panvy začala subdukovať. Nasledovala zrážka oravika a Centrálnych Západných Karpát, pri ktorej došlo k deformácii oravických hornín a ich presunu vo forme viacerých príkrovov na sever. Po skončení subdukcie sa na príkrovoch usadili slienité a flyšu podobné horniny, označované ako bradlový obal. Následne však v paleogéne oblasť postihla sávska fáza orogénu, ktorá horniny natoľko stlačila, že úzke vrásy, zložené z hornín nerovnakého typu (pevné vápence, mäkký flyš a sliene) sa celkom roztrhli. Ku komplikovanému usporiadaniu jednotlivých jednotiek prispel aj smerne-posuvný pohyb v oblasti peripieninského lieneamentu počas miocénu. Následná erózia vypreparovala pevné vápencové šošovky do podoby vyčnievajúcich bradiel (napr. Vršatské bradlá). Pásmo bradiel sa takmer neprerušene tiahne od Podbranča na západnom Slovensku až do Rumunska.

Tatransko-fatranské pásmo[upraviť | upraviť zdroj]

Zjednodušený schematický rez jadrovým pohorím:

██ Treťohorný pokryv

██ Druhohorné príkrovy

██ Obal jadra

██ Kryštalické jadro

Bližšie informácie v hlavnom článku: Pásmo jadrových pohorí

Južne od bradlového pásma sa nachádza Tatransko-fatranské pásmo jadrových pohorí. Ich jadro, najstaršiu jednotku nazývanú tatrikum, predstavujú hlavne staré prvohorné kryštalické bridlice, ktoré vznikli už počas hercýnskeho vrásnenia pri silnej regionálnej metamorfóze. Ide najčastejšie o pararuly a amfibolity, no v niektorých oblastiach i slabšie premenené horniny[10]. Neskôr koncom hercýnskej orogenézy v karbóne a perme bola oblasť vystužená intrúziami granitoidov. Priamo na kryštalickom podklade sa na niektorých miestach zachoval pôvodný karbónsky, permský a hlavne druhohorný pokryv tzv. obal kryštalinika. Tvoria ho hlavne pieskovce a vápence. Nad tatrikom ležia príkrovy, s podobným vrstevným sledom ako má obal kryštalinika. Ide o rozsiahle, pôvodne doskovité telesá prevažne druhohorných vápencov, dolomitov presunuté cez tatrikum – tzv. subtatranské príkrovy najmä spodný krížňanský (fatrikum) a vrchný chočský (hronikum). Fatrikum je charakteristické prítomnosťou hrubšieho súvrstvia karpatského keupera[5] a kompletnejším vrstevným sledom siahajúcim do strednej kriedy. Hronikum je typické výskytom paleozoických andeziticko-bazaltových vulkanitov[5] (tzv. ipoltická skupina) a väčšími hrúbkami značne variabilných triasových hornín[10], zatiaľ čo jurské a kriedové horniny sú skôr zriedkavé. Presun príkrovov nastal vo vrchnej kriede. Celá oblasť v tej dobe ešte nebola členitá ako dnes. Výzdvih pohorí prebehol až po paleogéne, najmä na konci oligocénu a v miocéne. Vznikli pri tom vyklenuté hraste (obvykle jednostanné), na juhu strmo obmedzené zlomami a pozvoľne upadajúce k severu. Na juhu býva obnažené ich kryštalinické jadro. Tvoria dva rady pohorí, severnejší tvoria Malé Karpaty (Pezinská časť a Hainburské vrchy), Považský Inovec, Strážovské vrchy, Malá Fatra a Tatry. Južný rad jadrových pohorí zahŕňa Tribeč, Žiar, Veľkú Fatru s Chočskými vrchmi, ďumbierske Nízke Tatry. V minulosti sem bolo radené aj Branisko, ktorá je však podľa dnešných poznatkov tvorené veporikom[16].

Veporské pásmo[upraviť | upraviť zdroj]

Bližšie informácie v hlavnom článku: Veporské pásmo

Veporské pásmo je svojou stavbou blízke pásmu jadrových pohorí. Je však preň príznačná výraznejšia premena hornín počas alpínskeho vrásnenia, ktoré postihlo jeho najstaršiu jednotku označovanú veporikum. V tomto pásme prevládajú horniny kryštalika, druhohorný sedimentárny obal sa zachoval iba miestami. Oblasť bola koreňovou zónou krížňanského príkrovu, ktorý sa usadzoval v jeho severnej časti blízko hranice s tatrikom, v tzv. fatriku. Subdukcia tohto priestoru, ktorá začala v kriede, iniciovala vznik granitov, špecifických pre túto oblasť. Okrem trosiek chočského príkrovu a časti krížňanského príkrovu je vo veporskom pásme prítomná aj rozsiahla kryha muránskeho príkrovu (silicikum)[4]. Veporské pásmo je od susedného pásma jadrových pohorí oddelené čertovickou línou. Buduje Kráľovohoľskú časť Nízkych Tatier, Veporské vrchy, Kozie chrbty, južnú časť Braniska a Čiernu horu[16]. Na juhu ho od Spišsko-gemerského rudohoria oddeľuje lubenícko-margecianska línia.

Gemerské pásmo[upraviť | upraviť zdroj]

Gemerské pásmo tvorí rozsiahly kryštalický navrch vyklenutý celok, čiastočne nasunutý na severnejšie veporikum. Jeho najstaršia časť – gemerikum sa však od ostatných superjednotiek odlišuje prítomnosťou slabo metamorfovaných a hercýnskym vrásnením celkovo menej postihnutých prvohorných hornín, ktoré majú spolu s mladšími obalovými jednotkami tvar veľkej zložitej antiklinály, tzv. antiklinória[17]. V strede tejto oblasti sa nachádzajú okrem fylitov, kremencov a porfýrov aj vápence, na mnohých miestach premenené na siderit a magnezit. Neskorší permský vulkanizmus prispel k vytvoreniu uránového zrudnenia, v druhohorách sa na týchto horninách ukladali hlavne vápence a dolomity. Od vrchnej jury sa pri uzatváraní panvy meliatskeho oceánu, z juhu prisunul príkrovy meliatika a turnaika, k čomu sa vo vrchnej kriede pridal aj príkrov silicika. Koncom paleogénu následne došlo k vytvoreniu viacerých zlomových porúch a vyklenutiu gemerického celku. Tvorí východnú časť Slovenského rudohoria, Galmus a Slovenský kras[16].

Interné Západné Karpaty[upraviť | upraviť zdroj]

Vnútorné alebo Interné Západné Karpaty sú tiež označované ako panonidy[5]. Reprezentujú vnútornú, sprievodnými javmi orogenézy menej postihnutú časť Západných Karpát. Od Centrálnych Západných Karpát ich delí rožňavská sutúra, čiastočne zakrytá príkrovmi. Rožňavská línia je chápaná mnohoznačne. Podľa predpokladov na západe táto línia nadväzuje na rábsko-hurbanovskú líniu. Interné Západné Karpaty tvoria hlavne tektonické jednotky pochádzajúce pôvodne z oblasti Meliatského oceánu alebo južne od neho. Budované sú meliatskym, bükkským, bakonským a zemplínskym pásmom. Nachádzajú sa tu rozsiahle príkrovy druhohorných karbonátov (silicikum, meliatikum, turnaikum), metamorfózou slabo postihnuté vykazujúce príbuznosť s juhoalpsko-dinaridnými faciálnymi oblasťami[7].

Meliatské pásmo[upraviť | upraviť zdroj]

Meliatské pásmo je pozostatkom triasovo-jurského Meliatského oceánu. Jeho základ tvorí meliatikum. Je tvorené prevažne horninami subdukčnej melanže – hlbokovodnými ílovitými bridlicami, rádiolaritmi, bazaltami oceánskeho typu a mramormi. Jednotkou neistého zaradenia, ktorú niektorí priraďujú k meliatiku je príkrov Bôrky, tvorený horninami, ktoré prekonali metamorfózu do fácie modrých bridlíc. Silicikum a turnaikum pravdpodobne tvorili južný šelf Meliatského oceánu. Silicikum je príkrov typický väčšími hrúbkami plytkovodných vápencov[5], tzv. wattersteinská fácia. Turnaikum predstavuje príkrov tvoriaci prechodnú oblasť medzi silicikom a meliatikom[10] Tieto príkrovy boli pri uzatváraní oceánu vytlačené smerom na sever a tvoria príkrové trosky ležiace na gemeriku a veporiku. Tvoria Slovenský a Aggtelecký kras na Maďarsko-Slovenskom pomedzí.

Bükkské pásmo[upraviť | upraviť zdroj]

Južne od tejto oblasti sa nachádza bükkikum, ktoré javí známky prechodnej oblasti medzi Karpatmi a Dinaridami. Jeho horniny vystupujú v severomaďarskom pohorí Bükk. Sú to hlavne prvohorné bridlice, karbonáty a pieskovce, nad ktorými sa v druhohorách usadzovali ďalšie karbonáty, miestami sa vyskytujú aj magmatické horniny. Usadzovanie však trvalo iba do jury, kedy boli do oblasti presunuté príkrovy nejasnej vergencie[6], ktoré v kriede postihla slabšia premena hornín. V oblasti sa pri subdukcii Meliatského oceánu vytvorila v jure zaoblúková panva, z ktorej pravdepodobne pochádza príkrov Mónsobél-Szarvaskő[13].

Bakonské pásmo[upraviť | upraviť zdroj]

Bakonské alebo tiež cezdunajské pásmo tvorí jednotka transdanubikum vystupujúca v Maďarskom stredohorí (Bakonskom lese, pohorí Grecse, Vértes a Budínskych vrchoch). Obsahuje slabometamorfované a nemetamorfované prvohorné a druhohorné horniny a ich treťohorný pokryv[13].

Zemplínske pásmo[upraviť | upraviť zdroj]

Jednotkou neistého tektonického zaradenia je zemplinikum v hrasťovom Zemplínskom pohorí, vystupujúcom spod terciérnych hornín Východoslovenskej panvy. Je zaraďované buď do samostatného zemplínskeho pásma alebo podvihorlatského pásma. Predpokladá sa, že je súčasťou teranu Tisia-Dacia. Niektorí ho radia k južnému veporiku[18] či gemeriku, ale aj k Východným Karpatom. V minulosti sa predpokladalo, že zemplinikum je miestom výskytu prekambrických hornín v Západných Karpatoch. Opakované novšie rádiometrické datovania tieto predpoklady nepotvrdili. Kryštalinikum zemplinika tvoria hlavne premenené kryštalické bridlice, ich sedimentárny obal tvoria karbónske a permské zlepence s tenkými slojmi čierneho uhlia[4].

Mladšie tektonické útvary[upraviť | upraviť zdroj]

Na jursko-kriedovú tektonickú stavbu sú naložené mladšie útvary. Sedimentácia v mezozoiku pokračovala popríkrovovými súvrstviami, z Vnútorných Karpát sú zachované iba lokálne pri Dobšinskej ľadovej jaskyni, Šumiaci a Čiernej lúke, rozsiahlejšie výskyty sú známe z Maďarského stredohoria a pohoria Uppony. V Centrálnych Karpatoch sú zachované sedimenty gosauského typu hlavne v Brezovských Karpatoch (tzv. brezovská skupina). Paleogénne útvary miestami tvoria pokračovanie vrchnokriedovej sedimentácie (myjavský a hričovsko-žilinský paleogén). Tieto horniny sú niekedy chápané ako súčasť pribradlovej zóny. Od konca paleocénu a začiatku eocénu prevážila sedimentácia v centrálnokarpatskej (podhalská a podtatranská) paleogénnej panvy a juhoslovensko-severomaďarskej panvy, ktoré tvorili zrejme čiastočne prepojený sedimentačný priestor splytšujúci sa smerom na juh. Zblíženie oboch panví do dnešnej pozície však nastalo zrejme až neskôr. Mladšie panvy a útvary ako Viedenská neogénna panva, Východoslovenská neogénna panva, Dunajská neogénna panva, Stredoslovenské a severomaďarské neogénne vulkanické pohoria a vulkanické pohoria a neogénne medzihorské panvy boli naložené na predošlé tektonické útvary.[16]

Vulkanizmus[upraviť | upraviť zdroj]

Paleozoický a mezozoický vulkanizmus[upraviť | upraviť zdroj]

Permský andezitický-bazalt s achátmi, tzv. melafýr

Najstaršie formy vulkanizmu, ktorý postihol územie Západných Karpát sú ťažšie rozoznateľné, pre ich neskoršie zastretie mladšími procesmi a deštrukciu eróziou. Významná vulkanická aktivita sa odohrala v staršom paleozoiku v Malých Karpatoch, kde je jej pozostatkom najmä pernecká skupina s charakteristickým bázickým vulkanizmom[19]. Metamorfózou zastreté vulkanické horniny staršieho paleozoika sú prítomné i v gemeriku, kde sú považované za produkty stratovulkánov. Bázický vulkanizmus bol identifikovaný aj v horninách karbónskeho a permského veku. Medzi horninami permského veku je významná ipoltická skupina hronika. Jej vrchná časť, označovaná ako malužinské súvrstvie má v spodnej časti s výrazný synsedimentárny dacitovýandezitový vulkanizmus a vo vyššej časti s andezitovo-bazaltovými vulkanitmi a sedimentami, ktoré majú acháty v puklinách. Takéto horniny sú v strednej Európe označované ako melafýry. Vulkanizmus v hroniku mal viacfázový lineárny charakter[18].

Mezozoický vulkanizmus je menej zastretý a bol pozorovaný vo všetkých zónach Západných Karpát. Známe sú triasové efuzíva v telesách fatrika a hronika z Malej Fatry a Nízkych Tatier. Z okolia Banskej Bystrice sú známe telesa pikritov. Vo flyšovom pásme sú známe kriedové telesá tešinitov z oblasti Sliezska[20]. Pozostatky rozčleneného nekompletného ofiolitového komplexu, v ktorého vrchnej časti sa nachádzali bazalty stredooceánskeho typu sú prítomné v horninách meliatika (napr. švablické a jedľovinské vrstvy)[21][22].

Terciérny a kvartérny vulkanizmus[upraviť | upraviť zdroj]

Bližšie informácie v hlavnom článku: Neogénne vulkanity karpatského oblúka
„Kamenný vodopád“ v Šomoške, Cerová vrchovina. Viditeľná stĺpcovitá odlučnosť bazaltu.

Neogénne vulkanity je súhrnný názov pre vulkanizmus, ktorý prebiehal v treťohorách (neogén – spodný báden) až do štvrtohôr na vnútornej strane karpatského oblúka (v malej miere aj na vonkajšej strane). Na Slovensku sú to najmä vulkanity stredného, južného a východného Slovenska. Rozdeľuje sa do troch fáz:

Metamorfizmus[upraviť | upraviť zdroj]

Prítomnosť metamorfovaného kryštalinika Západných Karpát bola zaznemenaná v tatriku, veporiku, gemeriku a zempliniku. Doterajšie výskumy potvrdili stopy hercýnskej a alpínskej orogenézy. Prítomnosť prekambrických metamorfných cyklov nebola potvrdená, aj vzhľadom na to, že staršie procesy sú na väčšine územia zastreté neskorším hecýnskym a alpínskym prepracovaním[23].

Prítomnosť kaledónskej premeny indikujú napríklad amfibolity v Malých Karpatoch (vek okolo 390 miliónov rokov), či granitoid typu Sihla vo veporiku (vek asi 370 – 380 miliónov rokov). V Západných Karpatoch je však významnejšia a typickejšia hercýnska metamorfóza. Spája sa s ňou regionálna a periplutonická metamorfóza spôsobená intrúziami granitoidných masívov, diaftoréza (spätná premena hornín) ako aj premena vulkanosedimentárnych formácií viacerých tektonických jednotiek do fácie zelených bridlíc. Prejavy alpínskej metamorfózy, ktorá sa odohrala v období pred 75 – 107 miliónmi rokov sú najlepšie pozorovateľné v súvrstviach mezozoických hornín veporika a sedimentárnom obale tatrika a gemerika[24]. V píkrove Bôrky bola preukázaná premena do fácie modrých bridlíc[21].

Zemetrasenia[upraviť | upraviť zdroj]

Hlavné zemetrasné oblasti bloku Alcapa, mikroplatne, na ktorej ležia Západné Karpaty, sa nachádzajú v oblasti subdukčných oblúkov heleníd a kalabríd (Grécko a Taliansko). Vo Východných Karpatoch sa prejavujú hlboké zemetrasenia v dôsledku subdukcie v oblasti Vrancea. V Západných Karpatoch neboli zaznamenané významné hlboké zemetrasenia spojené so subdukciou a dnes je oblasť považovaná za územie so strednými zemetraseniami, s momentovými magnitúdami do 5,9. Významné obdobie kontinentálnej kolízie a skracovania kôry postihlo toto územie v miocéne[25]. Následné neogénne, prevažne extenzné a smerne posuvné pohyby generovali alebo obnovili staršie zlomy, na ktorých nastal pohyb často opačného zmyslu. V Západných Karpatoch je dnes rozoznávaných niekoľko zdrojových oblastí zemetrasení. Pezinsko-pernecká zdrojová oblasť zahrňujúca územie Malých Karpát po Vrbové. Dobrovodská zdrojová oblasť zemetrasení, s najintenzívnejšími a najplytšími zemetraseniami okolo dobrovodského zlomu. Je to strižná zóna charakteristická vejárovitou (tzv. flower) štruktúrou. Komárňanská zóna zemetrasení nadväzujúca na významné rozhranie Raaba-Hurbanovo-Diósjenő (tiež Raabska línia) východo-západného smeru, oddeľujúce jednotku Pelso od karpatského kryštalinika. Žilinsko-Trenčianska zdrojová zóna je viazaná na pokračujúce kolízne a smerne posuvné pohyby v bradlovom pásme ako aj jastrabianskej zlomovej línie. Stredoslovenská zdrojová zóna je pravdepodobne následkom pohybov stredoslovenskej a čerovickej línie. Oblasť zemetrasení lokalizovaných na území Tatier a Zakopaného je dôsledkom pokračujúceho výzdvihu Tatier a z toho vyplývajúcej aktivity na chočsko-podtatranskom a ružbašskom zlome. Príčiny zemetrasení na Zemplíne sú menej jasné.[26]

Vznik a vývoj Západných Karpát[upraviť | upraviť zdroj]

Západné Karpaty sú vrásovo-príkrovové pásmo, ktoré vzniklo v dôsledku kôrového skrátenia spôsobeného zrážkou Severoeurópskej platformy a Apulskej litosférickej platne. Tá je niekedy v súvislosti s Karpatami označovaná aj ako Alcapa (Alpy, Karpaty, Panónska panva).

Platformné štádium (karbón - vrchný trias)[upraviť | upraviť zdroj]

V období pred približne 300 miliónmi rokov v karbóne po zrážke Gondwany a Laurázie, pri ktorej vznikla Pangea, doznievala hercýnska orogenéza. Tieto procesy sprevádzali intrúzie granitoidných hornín a regionálna metamorfóza. Oblasti Západných Karpát sa stali súčasťou Pangey. Tatroveporidná oblasť bola vo vrchnom paleozoiku súčasťou kontinentálnej kôry, sedimentovali na nej hlavné klastiká miestami aj vulkanoklastický materiál. Oblasť gemerika pravdepodobne tvorila predlbeň hercýnskeho horstva. V tejto oblasti sa usadzovali sprvu klastické sedimenty, no neskôr nastúpilo usadzovanie rífových vápencov[18], čo nasvedčuje, že do oblasti v perme zasahovalo more. Z permu do spodného triasu pokračovala následne výrazná kontinentálna sedimentácia hlavne pieskovcov, menej zlepencov. Ich zdrojovým materiálom bolo erodované hercýnske horstvo. Tieto horniny sú veľmi chudobné na skameneliny. Pangea bola v tomto období rozsiahlou vyprahnutou púšťou. V hroniku došlo v perme k vývoju intermediárnehobázického vulkanizmu, ktorý zrejme súvisel so začiatkom rozpadu Pangey. Tieto vulkanické horniny sú v Západných Karpatoch označované ako melafýry. Začiatkom triasu takmer v celej oblasti stále prevažovalo usadzovanie kremenných pieskovcov. Tieto horniny boli výsledkom hlbokého zvetrávania. Usadzovali sa v rozsiahlych riečnych deltách na úpätí horstva. Časť z nich pochádzala z horstva vystupujúceho vo Vindelickom vale tvoriacom okraj Európskej platformy, najmä dnešný Český masív.

Stenčenie a extenzia kôry - rozpad Pangey (stredný trias - stredná krieda)[upraviť | upraviť zdroj]

Rozpadajúca sa Pangea v ladine pred 230 Ma, zakreslená je i poloha Meliatského oceánu, ktorý však bol v skutočnosti otočený o 90°

V anise v strednom triase Západné Karpaty postihlo stenčenie kôry, ktoré sprevádzali počiatky rozpadu Pangey. Tento proces je tiež označovaný ako žarnovská fáza[27]. Oblasť zaplavilo more a v južných oblastiach došlo vytvoreniu riftu, ktorý sa rozšíril z juhovýchodu do podoby zaoblúkového Meliatského oceánu[28]. Na sever od Meliatského oceánu bolo tatrikum, veporikum, gemerikum aj oravikum, ktoré boli súčasťou šelfu Vindelického valu. Tieto zatiaľ neboli usporiadané za sebou, ale vedľa seba tak, že centrálnokarpatské jednotky sa nachádzali na západe pozdĺžne vedľa oravika. Od severu na juh postupne prechádzali z plytkovodných karbonátov do hlbokovodného flyšu a rádiolaritov Meliatského oceánu. V ňom až do konca triasu prebiehalo intenzívne rozchádzanie oceánskeho dna.

Na začiatku jury v liase došlo v celej tethýdnej oblasti k rozsiahlej mobilite morského dna. V strede Pangey v tomto období vznikol z juhu na sever sa tiahnúci sa rift a začal sa formovať Atlantický oceán. Mohutné sily, ktoré spôsobili oddialenie Severoamerickej a Africkej platne zanechali stopy aj v tethýde. Od hetanžu do sinemúru sa morské dno v Západných Karpatoch rozčlenilo počas tzv. zliechovskej fázy na početné elevácie a hlbokomorské panvy[27]. Tento spôsobilo vzďaľovanie blokov (extenzia), priestor medzi nimi zväčša poklesáva, nemusí však poklesávať všade rovnako, niekde pomalšie (elevácie) a inde rýchlejšie (hlbokomorské panvy). Medzi tatrikom a veporikom vznikla vo fatriku pohybujúca sa šiprúňska panva. V tatriku od seba zliechovská panva oddelila severotatrickú a juhotatrickú eleváciu halfgrábenového typu, obe vyčnievajúce nad hladinu mora.

Šelf Európskej platformy v tomto období postihla extenzia, časť z neho sa oddelila a vznikol tzv. oceán Neotethys. Jeho južnú časť tvoril v Alpách Piemontsko-ligurský oceán zasahujúci aj do Karpát, kde je označovaný ako Váhický oceán. K jeho vzniku došlo v oraviku, severne od tatrika, kde počas bajoku začala asymetrická extenzia počas tzv. krasínskej fázy po ktorej v bate nasledovalo jeho otvorenie[27]. Oceán oddelil centrálnokarpatské jednotky od Európskej platformy. V samotnom Váhickom oceáne vznikla úzka a dlhá elevácia označovaná Čorštynská elevácia, ktorá od seba v beriasevalanžine oddelila severnú magurskú a južnú kysuckú panvu (tzv. walentowská fáza)[28]. Na južných svahoch oravika priľahlých k Váhickému oceánu sa odstupňovane v rôznych prostrediach a hĺbkach usadili sedimenty prechádzajúce z plytkovodných do hlbokovodných fácií. V doggeri došlo k najväčšiemu prehĺbeniu kysuckej panvy, kde sa usadzovali rádiolarity.

V priebehu jury až spodnej kriedy došlo severne od oravika k počiatočným fázam vývoja predoblúkových paniev, ktoré sa po vytvorení Váhického oceánu rozčlenili na magurskú, sliezsku a rachivsko-ceahlauskú panvu. V nich dlhú dobu prevažovala hlbokomorská sedimentácia rádiolaritov. V báreme sa začali usadzovať aj flyšové turbiditné sedimenty no v albe došlo k výraznejšej zmene, ktorá prehĺbila rozdiely v porovnaní s oravikom a váhikom.

Kompresný tektonický režim a hrubnutie kôry (stredná jura - vrchná krieda)[upraviť | upraviť zdroj]

Paleogeografická situácia v oblasti Západných Karpát vo vrchnej jure.

V strednej jure sa začala subdukcia Meliatského oceánu pod Apulskú platňu, ktorá pokračovala do konca jury, možno i do začiatku kriedy[11]. Dôkazom sú exhumované horniny meliatika v príkrove Bôrky, ktoré prekonali vysokotalkovú a nízkoteplotnú metamorfózu fácie modrých bridlíc pred asi 150 – 160 miliónmi rokov[29]. Subdukcia spojená s približne severným pohybom Apulskej platne mala za následok znos klastických sedimentov a hlbokovodnú sedimentáciu flyšu v predoblúkovej panve, ktorá postupovala z južnejších do severnejších jednotiek. Prejavila sa postupne od liasu do oxfordu v meliatiku a postupne prechádzala do severnejších jednotiek, tak že v senóneeocéne skončila vo váhiku[6] resp až v miocéne v magurskej panve. Kolízia pri, ktorej bol oceán uzavretý však pravdepodobne spôsobila vznik vejárovito usporiadaných príkrovov. Z pôvodného priestoru Meliatského oceánu boli v dôsledku tejto kolízie na sever vytlačené príkrovy turnaika a silicika, tvoriace jeho šelf. Toto je označovanej tiež ako šugovská fáza. V siliciku možno pozorovať vynorenie už od vrchnej jury. Podobné pohyby príkrovov smerom na juh, ktoré trvali v oblasť Bükku a Cezdunajskom pásme do vrchnej kriedy sú označované ako bátorská a litérska fáza. Procesy kôrového hrubnutia a presunu príkrovov na sever spôsobili vo vrchnej kriede pochovanie najmä južných oblasti veporika, na ktoré sa počas tzv. tuhárskej fázy nasunuli hrubokôrové komplexy gemerika a postupujúce duplexy príkrovov. Pochované veporikum tak prekonalo rozsiahlu regionálnu metamorfózu, ktorá dosiahla amfibolitovú fáciu[29]. Na styku gemerika a veporika došlo k výstupu Rochoveckého granitu[30].

V strednej kriede v aptealbe (solírovská fáza) došlo zmenám sedimentácie a vertikálnym pohybom severotatranskej a juhotatranskej elevácie v tatriku, ktoré sa na čas vynorili.

Apulská platňa pohybujúca sa na sever spôsobila zrážku a nasunutie blokov, ktoré sa nachádzali pred ňou, začala sa kolízia pri ktorej bolo medzi albom a cenomanom (benkovská fáza) veporikum nasunuté na priestor zliechovskej panvy fatrika. Došlo k oddeleniu druhohorných sedimentárnych sekvencií na báze bridličnatých súvrství verfénskych bridlíc a karpatského keupera. Južná časť fatrika však zostala súdržná so svojim podkladom v oblasti veľkobockej jednotky veporika. Presun príkrovov fatrika bol spôsobený gravitačným sklzom, po tom čo došlo k výzdvihu veporika (kohútska fáza). Výzdvih spôsobil kolaps zhrubnutej kôry a vznik veporského metamorfného kôrového komplexu[31]. Priamo potom, alebo zároveň s presunom fatrika, sa podobným spôsobom uviedli do pohybu sedimentárne sekvencie hronika, ktoré sa nasunulo na fatrikum. Celý proces presunu fatrika a hronika cez tatrikum je označovaný ako donovlaská fáza. Tento pohyb tiež sprevádzal gravitačný pohyb muráňskeho príkrovu (silicikum) v besníckej fáze. Presun týchto subtatranských príkrovov sa ukončil v turóne[4].

Od hoterivu po apt v oblasti oravika došlo k výzdvihu Čorštynskej elevácie nad hladinu mora[32]. Približne v albe vo váhiku došlo k sedimentácií diskutabilných exotických upohlavských zlepencov v klapskej jednotke. Za ich zdroj je považovaná možná exotická elevácia, ktorá bola pravdepodobne buď čelná časť fatrika[28], alebo rozsiahla oblasť tvorená subdukčnou melanžou[33]. Medzi koňakom a mástrichtom (selecká fáza) začala v priestore Váhického oceánu subdukcia smerom na juh. Po jej skončení vo vrchnej kriede až v paleocéne[28] sa oblasť oravika zrazila s tatrikom. Udalosť je označovaná ako jarmutská alebo laramská fáza, ktorá bola faktickým zánikom Váhického oceánu. Sedimentárne sledy oravika boli na seba nakopené vo forme príkrovov. Táto stavba bola v neskoršom období takmer celkom zničená.

Transpresno transtenzný režim a čiastočná dezintegrácia zhrubnutej kôry (stredná krieda – miocén)[upraviť | upraviť zdroj]

V turóne vo vrchnej kriede sa v Centrálnych Západných Karpatoch skončilo vrásnenie i presun príkrovov. Mladšie celky sú preto v tejto oblasti považované za potektonické. Vrchnokriedové more zasahovalo do Centrálnych Západných Karpát iba okrajovo v Brezovskej časti Malých Karpát a na horehroní, neskôr však ustúpilo. V tomto období sa na území Centrálnych a vnútorných Západných Karpát nachádzala súš. Vo viacerých oblastiach došlo k vzniku krasu, v ktorom sa zachovali laterity, ako napr. bauxit v oblasti Mojtína. Ďalší vzostup hladiny morí – transgresia, územie zasiahla z priestoru flyšového pásma v paleogéne.

Na konci kriedy, kedy Valaiský oceán dosiahol maximálnu šírku okolo 500 km, došlo v priestore flyšového pásma k výraznému prehĺbeniu, vo Východných Karpatoch aj k subdukcií. Po zrážke tatrika a oravika na prelome kriedy a paleogénu pokračovala kolízia aj v tomto priestore. V turóne bola vyzdvihnutá sliezska kordiliera, ktorá začala okolité panvy vo väčšej miere zásobovať klastickým materiálom z šelfu Európskej platformy. Priestor flyšového pásma sa ďalej členil. V cenomane začal byť tento priestor zásobovaný klastickými sedimentami aj z južnej oblasti, odkiaľ postupoval akrečný klin karpatského orogénu. Subdukcia Valaiského oceánu trvajúca od spodného do vrchného eocénu nebola symetrická, začala sa najprv na západe a postupne pokračovala na východ[11]. V spodnom miocéne sa začala asymetrická kolízia vonkajšieho okraja Centrálnych Západných Karpát a Európskej platformy. Blok interníd pri tom rotoval o smere hodinových ručičiek o 30 až 90°. V oblasti sutúry Váhického oceánu sa tieto pohyby odrazili výrazným smerne posuvným pohybom. Tieto procesy mali za následok rotáciu blokov a vznik hrasťovo-grábenovej stavby, ktorá je typická najmä pre pásmo jadrových pohorí.

Paleogeografia mediteránnej oblasti v spodnom oligocéne (rupel) (pred 33,9 - 28,4 miliónom rokov).

V dôsledku kolapsu Centrálnych Západných Karpát po subdukcií váhika vznikla počas súľovskej fázy subsidujúca panva, takzvaný centrálnokarpatský paleogén. Tvorí najmä Liptovskú, Spišskú a Žilinskú kotlinu, Levočské vrchy, Šarišskú vrchovinu a Spišskú Maguru. V týchto oblastiach prevládajú flyšové pieskovce a bridlice, ktoré na rozdiel od flyšového pásma nie sú zvrásnené, ale boli postihnuté zlomovou tektonikou v blízkosti bradlového pásma, počas kamenicko-šumiackej fázy. Typické sú tiež vápence s numulitmi, no vyskytujú sa tu aj zlepence, pochádzajúce z erodovaného pohoria, budujú napr. Súľovské skaly.

V miocéne postupne od egenburgu začalo dochádzať k zániku – subdukcii podložia flyšového pásma. Flyšové pásmo približne od strednej jury tvorilo rozsiahly panvový hlbokomorský systém vytvárajúci záliv pozdĺž pasívneho okraja európskej platformy medzi Českým masívom a Moéziou. To malo za následok vtiahnutie blokov Alcapa a Tisia-Dacia do vnútra tohto zálivu a ich zrážku s eurázijským kontinentom. Zrážka na západe v oblasti Viedne prebehla otnangu, v oblasti Kysúc približne karpate až bádene (15 – 14 miliónov rokov). Došlo k výraznej rotácii Alcapy proti smeru hodinových ručičiek o asi 80°. Podobným spôsobom ale v opačnom smere rotovala aj Tisia-Dacia. K výraznému pohybu transtenznému pohubu došlo v oblasti bradlového pásma. Na jeho okrajoch vznikli pull-apart panvy vypĺňané miocénnymi a pliocénnymi klastickými usadeninami, najmä slieňmi a zlepencami. Sú to hlavne Viedenská panva a Východoslovenská panva[6]. Tieto procesy trvajúce až do bádenu sú označované ako predriftové štádium a spolu s nasledujúcimi udalosťami boli spôsobené subdukciou podložia flyšového pásma. V okrajových častiach paniev sa vytvorili podmienky pre vznik hnedého uhlia (napr. Modrokameňská či Veľkokrtíšska hnedouhoľná panva) alebo ložísk kamennej soli (okolie Prešova a Michaloviec). Iné menšie panvy, mali skôr jazerný charakter vzniklo tak Handlovské a Novácke hnedé uhlie.

V bádene až sarmate zasiahla internidy a oblasť panónskeho bloku extenzia – rozpínanie kôry, spôsobené vyklenutím astenosféry, tzv. synriftové štádium. Pozdĺž novovzniknnutých i starších zlomov došlo k prieniku horúcich hmôt na povrch. V spodnom až strednom miocéne (egenburg – báden) sa v Karpatoch prejavil výrazný kyslý vulkanizmus, s dacitickýmiryolitickými ignimbritmi a vulkanoklastikami, ktoré sa usadzovali v okolitých panvách. V strednom a vrchnom miocéne nasledoval intermediárny vulkanizmus, ktorého výsledkom bol vznik andezitových stratovulkánov. Následný finálny bazaltový, výrazne alkalický vulkanizmus bol odrazom ukončenia subdukcie, no mohol k nemu prispieť aj prienik plášťových hmôt v oblasti Panónskej panvy[34]. Vo vrchnom miocéne došlo k termálnemu kolapsu a vychladzovaniu oblasti, ktorú predtým postihol vulkanizmus, tzv. postriftové štádium.

Štvťohorné pokryvné útvary[upraviť | upraviť zdroj]

Do konca pliocénu more z oblasti Západných Karpát postupne ustúpilo. Došlo k vysladeniu jazier a paniev. Začal sa vývin riečnej siete[35], ktorá sa výrazne podieľala na modelovaní pomaly sa dvíhajúcich pohorí, rieky tiež ukladali hrubé nánosy štrkov a pieskov (fluviálne sedimenty). Najväčšie hrúbky kvartérnych sedimentov sa zachovali v poklesávajúcich panvách (Viedenská, Dunajská). Reliéf výrazne ovplyvňovalo podnebie, keďže v tomto období došlo k vystriedaniu 5 ľadových dôb. V pohoriach sa v tomto období nachádzali horské ľadovce, z nich najväčší sa sunul cez Bielovodskú dolinu v Tatrách. Ľadovcová činnosť umožnila v Tatrách a Nízkych Tatrách usadzovanie glaciálnych sedimentov hlavné pozostatkov morén. V studených obdobiach však bolo pomerne sucho. Vetry preto spôsobovali vyvievanie prachu najmä z povodia Tisy, Moravy a Dunaja. Ten po usadení vytváral spraš, z nej sa v teplejších obdobiach tvorila pôda, svahové hliny a sute (deluviálne sedimenty). V medziľadových obdobiach bola teplejšia klíma ako je dnes, v oblasti Popradu to dokumentuje výskyt cerových dubov. Na viacerých miestach vznikali travertíny. Najväčšou travertínovou kopou na Slovensku je Dreveník. Vo vápencových oblastiach sa v teplejších obdobiach rozvíja dodnes kras. Pozdĺž mladších zlomových línií, na mnohých miestach prenikajú pramene minerálnych vôd.

Posledných 10 000 rokov do geologických procesov na v oblasti Karpát výrazne zasahuje človek.

Použitá literatúra[upraviť | upraviť zdroj]

  1. a b Mísař, Z., 1987: Regionální geologie světa. Academia, Praha, 708 s.
  2. PETRÁNEK, J. On-line geologická encyklopedie [online]. geology.cz, [cit. 2008-07-03]. Dostupné online.
  3. Andrusov, D., 1958: Geológia Československých Karpát. Zväzok I. Vydavateľstvo Slovenskej akadémie vied, Bratislava, 304 s.
  4. a b c d e Mišík, M., Chlupáč, I., Cicha, I., 1985: Historická a stratigrafická geológia. SPN, Bratislava, 541 s.
  5. a b c d e f Maheľ, M., 1986: Geologická stavba československých Karpát / Paleoalpínske jednotky 1. Veda, Bratislava, 503 s.
  6. a b c d Plašienka, D., Grecula, P., Putiš, M., Kováč, M. a Hovorka, D., 1997: Evolution and structure of the Western Carpathians: an overview. in Grecula, P., Hovorka, D., Putiš, M. (Eds.) Geological evolution of the Western Carpathians. Mineralia Slovaca - Monograph, Košice, s. 1 – 24
  7. a b c d e Plašienka, D., 1999: Tektochronológia a paleotektonický model jursko-kriedového vývoja centrálnych Západných Karpát. Veda, 125 s.
  8. Kozur, H., Mock, R., 1996: New paleogeographic and tectonic interpretations in the Slovakian Carpathians and their implications for correlations with Eastern Alps. Part I: Central Western Carpathians. Mineralia Slovaca, 28, s. 151-174
  9. Kozur, H., Mock, R., 1997: New paleogeographic and tectonic interpretations in the Slovakian Carpathians and their implications for correlations with Eastern Alps and other parts of the Western Tethys. Part II: Inner Western Carpathians. Mineralia Slovaca, 29, s. 164-209
  10. a b c d e Biely, A. (Editor), Bezák, V., Elečko, M., Gross, P., Kaličiak, M., Konečný, V., Lexa, J., Mello, J., Nemčok, J., Potfaj, M., Rakús, M., Vass, D., Vozár, J., Vozárová, A., 1996: Vysvetlivky ku geologickej mape Slovenska (1 : 500 000). GÚDŠ, Bratislava, 76 s.
  11. a b c d Hók, J., Kahan, Š., Aubrecht, R., 2001: Geológia Slovenska. Univerzita Komenského, Bratislava, 43 s.
  12. Vozár, J., Vojtko, R., Sliva, Ľ., (Editors) 2002: Guide to geological excursion. XVIIth Congress of Carpathian-Balkan Geological Association. Geologický ústav Dionýza Štúra, Bratislava, 163 s.
  13. a b c d Kováč, M., Plašianka, D., 2003: Geologická stavba oblasti na styku Alpsko-karpatsko-panónskej sústavy a priľahlých svahov Českého masívu. Univerzita Komenského, Bratislava, 88 s.
  14. Michalík, J., 1994: Notes to paleogeography and paleotectonics of the Western Carpathian area during early Mesozoic time. Mitt. Österr. Geol. Gesell. 86, s. 101 - 110
  15. Tomek, Č., 1993: Deep crustal structure beneath the central and inner West Carpathians. Tectonophysics, 226, s. 417-431
  16. a b c d Plašienka, D. 2006: Princípy regionalizácie geologickej stavby Malých Karpát a Považského Inovca. In: Kováč, M. a Dubíková, K., Nové metódy a výsledky v geológii Západných Karpát. Zborník 2006, s. 51 – 56
  17. Mišík, M., 1976: Gologické exkurzie po Slovensku. SPN, Bratislava, 276 s.
  18. a b c Vozárová, A., Vozár, J., 1988: Late paleozoic in Western Carpathians. Mladšie paleozoikum v Západných Karpatoch. Geologický ústav Dionýza Štúra, Bratislava, 303 s.
  19. Putiš, M., Hrdlička, M. a Uher, P., 2004: Litológia a granitoidný magmatizmus staršieho paleozoika Malých Karpát. Mineralia Slovaca, 36, s. 183 – 194
  20. Hovorka, D., 1990: Sopky. Veda, Bratislava, 147 s.
  21. a b Ivan, P., 2002: Relics of the Meliata ocean crust: Geodynamic implications of mineralogical, petrological and geochmical proxies. Geologica Carpathica, 53, 4, s. 245 - 256
  22. Hovorka, D., Spišiak, J., 1990, Litostratigrafické členenie produktov mezozoického vulkanizmu Západných Karpát. Geologické práce, Správy 91, s. 75-89
  23. Krist, E., Krivý, M., 1985: Petrológia. Alfa, Bratislava, 464 s.
  24. Krist, E., Korikovskij, S.P., Putiš, M., Janák, M., Faryad, S.W, 1992: Geology and petrology of metamorphic rocks of the Western Carpathian crystalline complexes. Comenius University Press, Bratislava, 324 s.
  25. Marko, F., 2004: Fault controlled evolution of the ALCAPA region. Geolines, 17, s. 68 - 69
  26. Madarás, J., Fojtíková, L., 2009: Seizmická aktivita na Slovensku vo vzťahu k tektonike in Zborník abstraktov Spoločného geologického kongresu Slovenskej a Českej geologickej spoločnosti. ŠGÚDŠ, Bratislava, s. 120-121
  27. a b c Plašienka, D., 2002: Origin and growth of the Western Carpathian orogenetic wedge during the mesozoic. in Geologica Carpathica Special Issues 53 Proceedings of XVII. Congress of Carpathian-Balkan Geological Association Bratislava, September 1st - 4th 2002
  28. a b c d Plašienka, D., 2001: Mesozoic Structural Evolution of the Central Western Carpathians. Geolines, 13, s. 102 - 104
  29. a b Plašienka, D., 1997, Cretaceous tectonochronology of Central Western Carpathians, Slovaka. Geologica Carpathica 48, s. 99 - 111
  30. Poller, U., Uher, P., Jonák, M., Plašienka, D., Kohút, M., 2001: Late Cretaceous age og the Rochovce granite Wester Carpathians, Constrained by U-Pb single-Zircon dating in combination with cathodoluminescence imaging. Geologica Carpathica, 52, s. 41 – 47
  31. Janák, M., Plašienka, D., Frey, M., Cosca, M., Schmidt, S.Th., Lupták, B., Méres, Š., 2001: Cretaceous evolution of a metamorphic core complex, the Veporic unit, Western Carpathians (Slovakia): P-T conditions and in situ 40Ar/ 39Ar UV laser probe dating of metapelites. Journal of Metamorphic Geology, 19, s. 197-216
  32. Aubrecht, R., Krobicki, M., Sýkora, M., Mišík, M., Boorová, D., Schlögl, J., Šamajová, E., Golonka, J., 2006: Eearly Cretaceous hiatus in the Czorsztyn succesion (Pieniny klippen belt, Western Carpathians): Submarine erosion or emersion? Annales Societatis Geologorum Poloniae, 76, s. 161–196
  33. Mišík, M., 1997: The The Slovak Part of the Pieniny Klippen Belt After the Pioneering Works of D. Andrusov. Geologica Carpathica, 48, s. 209-220
  34. Plant, J.A., Whittaker, A., Demetriades, A., De Vivo, B., Lexa, J., 2005: The Geological and Tectonic Framework of Europe. in Salminen, R. (Editor) FOREGS Geochemical Atlas of Europe. Part 1. Geological Survey of Finland, Espoo
  35. KÚŠIK, D. Prehľad geologickej stavby územia Slovenskej republiky (Západné Karpaty) [online]. permonik.host.sk, [cit. 2008-07-09]. Dostupné online.

Pozri aj[upraviť | upraviť zdroj]

Iné projekty[upraviť | upraviť zdroj]

Externé odkazy[upraviť | upraviť zdroj]