Geológia Slovenska
Západné Karpaty sú horským reťazcom vyznačujúcim sa príkrovovou stavbou s výrazným zonálnym usporiadaním a polaritou alpínskych orogenetických procesov migrujúcich v čase a priestore. Prejavy hercýnskej stavby inkorporované v alpínskych štruktúrach sú rudimentárne zachované a predstavujú len fragmentárny obraz o charaktere hercýnskej tektogenézy (Hók et al. 2001). Karpaty sa delia na Západné, Východné a Južné. Územie Slovenska je tvorené prevažne Západnými Karpatmi. Súčasťou Panónskej panvy je len juh Slovenska. Geografická hranica Západných Karpát voči východným Alpám sa nachádza na území Rakúska medzi Hundsheimskými vrchmi a Litavským pohorím. Alpské jednotky zasahujú na územie Slovenska v podloží neogénnej výplne viedenskej panvy, avšak nevystupujú až k povrchu. Severnú hranicu Západných Karpát tvoria presunuté alpínske príkrovy. Východná hranica sa nachádza v údolí rieky Uh. Južná hranica je zo všetkých najmenej zreteľná, pretože karpatské jednotky sú prekryté terciérnymi sedimentami Panónskej panvy (Kováč a Plašienka, 2003).
Morfologické členenie Západných Karpát bolo ovplyvnené terciérnou tektonikou. Západné Karpaty delíme z hľadiska horninovej náplne, veku tektonickej individualizácie jednotiek a ich vzájomných vzťahov na dve základné jednotky a to externidy a internidy. Tektonické vrásnenie interníd bolo ukončené pred 65 mil. rokov, pred vrchnou kriedou. Externidy boli zvrásnené až v terciéri t.j. 30 – 12 miliónov rokov. Jednotky interníd obsahujú relikty hercýnskej tektogenézy, ktorá je pretvorená a inkorporovaná v alpínsky vytvorených jednotkách (Kováč a Plašienka, 2003). Pre zjednodušenie radíme jednotky Západných Karpát tak, že všetko extenzne od bradlového pásma radíme medzi vonkajšie jednotky. Všetky ostatné tektonické jednotky južne od bradlového pásma radíme k vnútorným Západným Karpatom, ktorých tektogenéza začala po vrchnej jure a skončila pred vrchnou kriedou (Hók et al. 2001).
Externé Západné Karpaty
Externé Západné Karpaty sú najmladším a zároveň najexternejším tektonickým systémom. Patria do sústavy vonkajších pásiem tiahnucich sa od Álp, cez Západné Karpaty až do Východných Karpát. V oblasti Západných Karpát je súčasťou tejto sústavy flyšové pásmo, nadväzujúce na Východné Alpy na západe a jednotky Východných Karpát na východe. Ďalšou súčasťou je karpatská čelná predhlbeň, ktorá sa rovnako napája na alpské externé zóny. Od Centrálnych Západných Karpát sú Vonkajšie Západné Karpaty oddelené pieninským bradlovým pásmom. Sú tvorené len nemetamorfovanými sedimentárnymi jursko-neogénnymi komplexami, ktorých vývoj bol štruktúrne ukončený v strednom miocéne (Kováč a Plašienka, 2003).
Čelná priehlbina
Čelná priehlbina sa nachádza v predpolí karpatského orogénneho frontu. Jej vývoj je ovplyvnený ponorením kontinentálnej platne predpolia zaťaženej postupujúcim čelom orogénneho klinu (Kováč a Plašienka, 2003). S elastickým vyklenutím územia, ktoré bolo zaťažené formujúcim sa orogénom, došlo aj k výraznému tektonickému porušeniu celej predhlbiny. Z litostratigrafického hľadiska je čelná predhlbina tvorená autochtónnymi sedimentami, ktoré boli uložené na kontinentálnej kôre. Prevládajú predovšetkým štrky, piesky a íly neogénneho veku. Hrúbka sedimentov sa smerom k orogénu zvyšuje a je ovplyvňovaná prítomnými zlomovými systémami (Kováč a Plašienka, 2003).
Flyšové pásmo
Flyšové pásmo tvorí mohutný akrečný klin s príkrovovou stavbou, budovaný hlbokovodnými siliciklastickými súvrstviami kriedy a hlavne paleogénu. Predstavuje sústavu severovergentných príkrovov a duplexov (Hók et al. 2001). Pôvodná sedimentačná oblasť bola tvorená oceánskou litosférou peninických a moldavických oblastí. Pôsobením konvergentných pohybov počas alpínskej orogenézy bola táto kôra subdukovaná pod okraj centrálno-karpatského bloku. Časť sedimentov bola nahromadená v podobe vrásovo-násunového akrečného klinu a presunutá do nadložia varískeho fundamentu severoeurópskej platformy (Kováč a Plašienka, 2003). Výskumy preukázali, že pôvodná sedimentačná oblasť zaberala stovky kilometrov a vypĺňala priestor od južného okraja Českého Masívu na západe po Moesijskú platformu na východe (Tomek a Hall, 1993). Z litostratigrafického hľadiska je flyšové pásmo tvorené prevažne hlbokomorskými klastickými sedimentárnymi horninami dvoch typov. Pelagické sedimenty sa tvorili pomalou ale stálou sedimentáciou so stĺpca vody a gravitačné sedimenty boli formované rýchlou ale občasnou sedimentáciou z gravitačných tokov (najmä turbiditných prúdov). Flyšové pásmo je v Západných Karpatoch tvorené dvomi skupinami príkrovov. To zodpovedá pôvodne dvom veľkým sedimentačným priestorom, ktoré mali v prevažnej miere odlišný vývoj a boli oddelené pevninou s kontinentálnou kôrou – sliezskou kordilierou. Externé - sliezko-krosnenské pásmo, vzniklo v období oligocénu až spodného miocénu. Typické sú vulkanicko-sedimentárne komplexy, ktoré sa usadili v období vrchnej jury až egeru a boli úplne oddelené od pôvodného substrátu (Kováč a Plašienka, 2003). Vnútorné - magurské pásmo obsahuje kriedovo- paleogénne flyšové sedimenty. Do orogénneho klinu bola začlenená počas oligocénu až stredného miocénu.
Vnútorné Západné Karpaty
Vnútorné Západné Karpaty prešli komplikovaným tektonickým vývojom, čoho dôsledkom je prítomnosť množstva príkrovových jednotiek. Na základe horninového zloženia rozlišujeme vo vnútorných Západných Karpatoch príkrovy fundamentu – tatrikum, veporikum a gemerikum a systém pripovrchových superficiálnych sedimentárnych príkrovov – fatrikum, hronikum, silicikum. Na základe prítomnosti hlavných jednotiek a štruktúrneho vývoja jednotlivých území rozdeľujeme vnútorné Západné Karpaty do štyroch základných pásiem (Kováč a Plašienka, 2003):
- Považsko-pieninské pásmo – zahŕňajúce jednotky sedimentačného priestoru pieninského bradlového pásma (oravické jednotky) a jednotky označované ako slovakokarpatské (manínska, klapská, drietomská a haligovecká), patriace do tzv. pribradlovej zóny, s vývojom v senóne, paleogéne a spodnom miocéne;
- Tatransko-fatranské pásmo – pásmo jadrových pohorí - s typickou príkrovovu stavbou vytvorenou v paleoalpínskom období, zahŕňa základné jednotky – tatrikum, fatrikum, hronikum;
- Veporské pásmo – s typickým veporickým fundamentom, mezozoickými obalmi a troskami gemerika a silicika, ktorého vývoj bol štruktúrne ukončený vo vrchnej kriede;
- Gemerské pásmo - obsahujúce gemerikum, meliatikum, turnaikum a silicikum, s vývojom ukončeným v období vrchná jura – vrchná krieda.
Považsko-pieninské pásmo
Považsko-pieninské pásmo je z tektonického hľadiska najzložitejšou štruktúrou Západných Karpát. Pásmo je tvorené predovšetkým jednotkami pieninského bradlového pásma (tzv. oravické jednotky) a pribradlovou zónou, ktorú tvoria jednotky pôvodne patriace tatransko-fatranskému pásmu. Súčasťou je aj časť Severných Vápencových Álp, ktorá vystupuje v podloží viedenskej panvy a sedimentárne komplexy v Brezovských a Čachtických Karpatoch (Kováč a Plašienka, 2003). Považsko-pieninské bradlové pásmo je 600km dlhý a 5-20km široký pruh, ktorý začína pri Podbranči, pokračuje Považím na Oravu, odkiaľ sa cez Poľsko vracia v oblasti Pienin zase na naše územie. Následne pokračuje na juhovýchod, kde sa ponára pod Vihorlat, prechádza cez Ukrajinu až do Rumunska (Hók et al., 2001). Celé pásmo tvorí strmo na juh až subvertikálne uklonenú štruktúru (peripienienský lineament), ktorá predstavuje sutúru po zaniknutom peninickom oceáne, ktorý tvoril sedimentačný priestor tzv. oravických jednotiek. Z litostratigrafického hľadiska predstavujú horniny bradlového pásma nemetamorfované jursko-spodnokriedové sedimenty, predovšetkým vápence (vzácne triasové), slieňovce strednej a vrchnej kriedy a flyšové sedimenty vrchnej kriedy až paleogénu, ktoré ukončujú sedimentačný cyklus. Najsevernejšou jednotkou je czorstynská jednotka, ktorá je tvorená prevažne plytkovodnými vápencami s terigénnou prímesou. Jej protikladom je kysucká jednotka, ktorá je prevažne hlbokovodná, dosahujúca vo vrchnej jure pod hranicu CCD. Pre bradlové pásmo na celom jeho území je typický tzv. bradlový štýl, v ktorom kompetentné tvrdé jurské vápence tvoria bradlá v nekompetentných, mäkších slienitých kriedových horninách. Takáto stavba vznikla intenzívnou tektonickou deformáciou pri zatváraní oceánu prostredníctvom subdukčnej zóny (Kováč a Plašienka, 2003). Pribradlová zóna je oblasť nachádzajúca sa medzi bradlovým pásmom (sedimentačným priestorom oravických jednotiek) a blokom centrálnych Západných Karpát. Manínska, drietomská a klapská jednotka, ktoré boli pôvodne súčasťou pásma jadrových pohorí, boli v období kriedy až miocénu deformované spolu s akrečnou prizmou vznikajúceho bradlového pásma. Manínska jednotka vystupuje len na strednom Považí. Z litostratigrafického hľadiska sa považuje za príkrov fatrika vďaka podobnosti s plytkovodnou vysockou sukcesiou (Michalík a Vašíček, 1987). Typickým súvrstvím sú však urgónske platformové vápence, na základe ktorých by mohla manínska jednotka patriť obalovej jednotke tatrika (Rakús, 1977). Drietomská jednotka vystupuje v oblasti medzi Podbrančom a Trenčínom. Na základe horninového zloženia, podobného zliechovskej sukcesii je jednoznačne zaradená do fatrika (Rakús, 1977). Klapská jednotka je najrozšírenejšia jednotka pribradlovej zóny. Vystupuje v šupinách na Považí, Orave aj na Kysuciach. Typické sú pre ňu prevažne flyšové sedimenty s exotickými konglomerátmi (upohlavské zlepence) a blokovými olistolitmi jurských karbonátov. Z litostratigrafického hľadiska je táto jednotka podobná drietomskej jednotke. Problémom sú však konglomeráty obsahujúce exotický materiál, ktorý nepochádza z oblasti vnútorných Západných Karpát, preto je táto jednotka považovaná za kontroverznú (Kováč a Plašienka, 2003).
Tatransko-fatranské pásmo
Tatransko-fatranské pásmo je najsevernejším pásmom vnútorných Západných Karpát. Severná hranica je daná kontaktom s považsko-pieninským bradlovým pásmom, ktoré predstavuje strmo na juh uklonený prešmyk. Južnú hranicu tvorí čertovická línia, ktorá ho v oblasti Nízkych Tatier oddeľuje od veporského pásma (Kováč a Plašienka, 2003).Tatransko-fatranské pásmo tvoria tzv. jadrové pohoria, v ktorých na povrch vystupuje kryštalický fundament s mezozoickým obalom. Tie spoločne označujeme ako tatrikum. Nad tatrikom sú v tektonickej superpozícii prítomné klasické subtatranské príkrovy fatrika a hronika (Andrusov et al., 1973). Do pásma jadrových pohorí patria: Pezinské Malé Karpaty, Považský Inovec, Tríbeč, Žiar, Strážovské vrchy, Malá Fatra, Veľká Fatra, Ďumbierske Nízke Tatry a Tatry.
Tatrikum
Tatrikum predstavuje najexternejšiu a zároveň najspodnejšiu superjednotku vnútorných Západných Karpát. Z tektonického hľadiska je tatrikum menej vnútorne členené ako superjednotka veporikum, ktorá je na ňu nasunutá v podobe hrubokôrového príkrovu, pozdĺž čertovickej línie. Z litostratigrafického hľadiska pozostáva z komplexov predalpínskeho kryštalického fundamentu a jeho prevažne mezozoického obalu. Je prekryté pripovrchovými subtatranskými príkrovmi fatrika a hronika a popríkrovovými terciérnymi komplexami sedimentárnych hornín a vulkanitov (Hók et al. 2001). Tatrický kryštalický fundament je len slabo deformačne a metamorfne postihnutý alpínskou orogenézou a zachoval si svoju varísku stavbu (Kováč a Plašienka, 2003). Je tvorený množstvom stredne až vysokometamorfovaných, zriedka nízkometamorfovaných vulkanicko-sedimentárnych komplexov. Veľmi časté sú aj telesá granitoidných plutónov. Sedimentárny obal je prevažne mezozoický, aj keď sa ojedinele na báze vyskytujú vrchnopermské terestrické klastiká (devínske a meďodolské súvrstvie). Triasové sedimenty sú rozdelené do troch megacyklov, ktoré predstavujú v skýte kontinentálne a lagunárne kremenné pieskovce, bridlice a evapority (lúžňanské, verfénske), v strednom triase mohutné platformové karbonáty (gutensteinské a ramsauské súvrstvie) a kontinentálno-lagunárne súvrstvie karpatského keuperu vo vrchnom triase. Jursko-spodnokriedové sedimenty sú z hľadiska paleogeografického vývoja členené na plytkovodné, usadené v oblasti severotatrického a juhotatrického prahu a sedimenty šiprúnskej panvy s hemipelagickou až pelagickou sedimentáciou, ktorá v malme dosiahla pod hranicu CCD (prítomnosť rádiolaritov). Sedimentácia obalovej jednotky končí v spodnom turóne terigénnymi flyšovými súvrstviami, na ktoré boli vzápätí presunuté príkrovové jednotky fatrika a hronika (Kováč a Plašienka, 2003).
Veporské pásmo
Veporské pásmo na povrchu vystupuje z podložia stredoslovenských neovulkanitov, v Kráľovohoľských Nízkych Tatrách, v západnej časti Slovenského rudohoria (Veporské vrchy, Stolické vrchy) a v južnej časti Braniska a Čiernej Hory. Predstavuje oblasť s typickým veporickým kryštalickým fundamentom, ktorý je prekrytý obalovou jednotkou. Okrem dominantnej veporickej superjednotky vystupujú vo veporskom pásme aj jednotky hronika, gemerika a silicika. Južnú hranicu veporského pásma predstavuje lubenícko-margecianska línia, ktorá ho oddeľuje od gemerského pásma. Od tatransko-fatranského pásma je zase oddelená čertovickou líniou (Plašienka, 1999).
Veporikum
Veporikum predstavuje strednú kôrovú superjednotku vnútorných Západných Karpát. Vystupuje v Slovenskom rudohorí, v Kráľovohoľských Nízkych Tatrách a v tektonických oknách z podložia stredoslovenských neovulkanitov. Násunovú líniu, prostredníctvom ktorej sa veporikum nasúva na spodnú superjednotku tatrika predstavuje čertovická línia. Násunovú plochu nadložného gemerika reprezentuje lubenícko-margecianska línia (Plašienka, 1999). Z litologického hľadiska je veporikum tvorené predovšetkým predalpínskym fundamentom podobným tatriku a čiastočne zachovaným mezozoickým obalom. Kryštalinikum tvoria pravdepodobne staropaleozoické vulkanicko-sedimentárne komplexy, ktoré boli počas varískej orogenézy metamorfované nízkym aj vysokým stupňom premeny. Hlavú časť však tvorí veporský plutón a niekoľko menších granitoidných masívov (Kováč a Plašienka, 2003). Obal kryštalického fundamentu je členený do dvoch jednotiek a je tvorený sedimentárnymi horninami vrchného paleozoika a mezozoika. Foederátska jednotka predstavuje obal južnej a centrálnej časti veporika a je zachovaná len minimálna. Je tvorená permsko-skýtskymi klastickými sedimentami, ktoré sú nasledované triasovými vápencami. Všetky horniny tejto jednotky sú výrazne metamorfované vo fácii zelených bridlíc a duktílne deformované (Plašienka, 1999). Obalová jednotka severného veporika – veľkobocká jednotka, bola z paleogeografického hľadiska súčasťou sedimentačného priestoru fatrika a predstavovala južný okraj zliechovskej panvy. Je tvorená sedimentárnymi horninami od permu až po spodnú kriedu. Permské súvrstvia tvoria klastické sedimenty s vulkanickým horizontom, nad ktorými vystupujú kremence, pestré bridlice a pieskovce spodného triasu. Stredno až vrchnotriasové sedimenty sú zastúpené prevažne karbonátovým plytkovodným komplexom. Jurské sedimenty začínajú plytkovodnými synriftovými karbonátmi, ktoré v strednej jure až spodnej kriede prechádzajú do pelagických vápencov a na niektorých miestach až do rádioláriových silicitov (Kováč a Plašienka, 2003). Po usadení obalovej jednotky došlo v oblasti veporského pásma k výraznému tektonickému porušeniu pôsobením sinistrálnej transpresie. V tomto období vzniklo niekoľko pozdĺžnych zlomových pásiem, ktoré rozčlenili veporikum na štyri zóny: kohútsku, kráľovohoľskú, kraklovskú a ľubietovskú (Hók et al., 2001).
Fatrikum
Fatrikum predstavuje spodný subtatranský príkrov, často označovaný aj ako krížňanský príkrov (Andrusov et al., 1973). Termín fatrikum však okrem odlepených sedimentárnych komplexov krížňanského príkrovu zahŕňa aj pôvodný sedimentačný substrát domovskej jednotky a väčšinu jednotiek pribradlovej zóny (Plašienka, 1999). Z litostratigrafického hľadiska obsahuje klasický krížňanský príkrov strednotriasové až spodnokriedové sedimentárne horniny rôzneho typu, ktoré sú umiestnené nad tatrickou obalovou jednotkou a prekryté vyšším príkrovovým systémom hronika (Maheľ, 1986). Príkrov bol presunutý na báze klastických verfénskych bridlíc, ktoré sú v triase nasledované mohutnými vrstvami platformových karbonátov (gutensteinské vápence, ramsauské dolomity, atď.). Jursko-spodnokriedové súvrstvia sú rozčlenené do dvoch litostratigrafických jednotiek. Podstatnú časť celej jednotky tvorí zliechovská sukcesia, obsahujúca pestré hlbokovodné vápnité a kremité pelagity (v malme usadené pod hranicou CCD - ždiarske súvrstvie obsahujúce rádiolarity), ktoré sú v spodnej kriede nahradené mohutným flyšovým porubským súvrstvím. Plytkovodná vysocká sukcesia je zastúpená rífovými biodetritickými vápencami, ktoré v spodnej kriede rovnako pokračujú flyšovým súvrstvím (Plašienka, 1999). Pôvodný substrát fatrickej domovskej oblasti sa vyskytuje v rázdielskej jednotke v Tríbeči, starohorskej jednotke v Starých Horách a smrekovickej jednotke v Branisku. Predalpínsky fundament tvorený nízkometamorfovanými horninami a granitoidmi a je prekrytý vrchnopermskými až spodnotriasovými klastickými sedimentmi. Výnimku tvorí predaplínsky fundament Braniska, ktorý je tvorený vysokometamorfovanými horninami (Kováč a Plašienka, 2003). Posledný typ jednotiek, ktoré sú zaraďované do fatrika sú jednotky pribradlového pásma - manínska, klapská, drietomská a haligovecká, ktoré sú z litostratigrafického hľadiska podobné sukcesiám krížňanského príkrovu (Kováč a Plašienka, 2003).
Hronikum
Hronikum predstavuje najvyšší príkrovový systém, označovaný ako chočský príkrov (Andrusov et al., 1973). Ide o rozsiahly systém nemetamorfovaných sedimentárnych príkrovov, ktorých pôvodná domovská oblasť sa kladie na severný kontinentálny okraj meliatskeho oceánu. Bližšie umiestnenie však nie je známe a preto je hronikum považované za typicky bezkoreňový príkrov (Plašienka, 1999). Vystupuje v nadloží fatrika v podobe trosiek v tatransko-fatranskom a veporskom pásme. Stratigrafický rozsah horninovej náplne hronika je karbón – spodná krieda, pričom najtypickejšie sú triasové sedimenty. Z litostratigrafického hľadiska sa na zložení príkrovov hronika podieľajú mladopaleozoicko-skýtske komplexy predstavujúce jazerno-fluviálnu sedimentáciu pieskovcov, zlepencov a piesčitých bridlíc s rozsiahlym bázickým vulkanizmom v období permu. Pre stredno až vrchnotriasové komplexy sú typické hlavne karbonátové komplexy, ktoré sú rozčlenené do dvoch sukcesií. Pre čiernovážsky vývoj sú charakteristické platformové karbonáty (guttensteinské vápence) a dolomity (ramsauské, wettersteinské dolomity). Bielovážsku sukcesiu predstavujú prevažne hlbokovodné panvové karbonátové fácie. Mladšie, jursko-spodnokriedové sedimenty sú zachované len ojedinele v podobe pelagických vápencov, ktoré sú nahradené flyšovými sedimentami (Maheľ, 1986).
Gemerské pásmo
Gemerské pásmo je najvnútornejšie a štruktúrne najvyššie pásmo alpínskej príkrovovej stavby Západných Karpát (Hók et al. 2001). Patrí sem východná časť Slovenského rudohoria (Volovské vrchy) s typickým gemerickým kryštalickým fundamentom. Je tvorené prevažne paleozoickými metamorfovanými horninami a prekryté málo zachovaným sedimentárnym mezozoickým obalom. Okrem hlavnej superjednotky gemerika vystupujú v gemerskom pásme aj trosky príkrovu Bôrky patriace meliatiku, turnaikum a príkrovové jednotky silicika (Kováč a Plašienka, 2003).
Gemerikum
Gemerikum predstavuje najvyššiu basementovú superjednotku vnútorných Západných Karpát. Vystupuje vo Volovských vrchoch a jeho analógy môžeme nájsť v jednotkách oberostalpinu Východných Álp aj v podloží dunajskej panvy (Plašienka, 1999). Z paleogeografického hľadiska predstavovalo gemerikum v období alpínskej orogenézy okrajovú zónu slovakokarpatského systému, ktorá na juhu susedila s meliatskym oceánom. Po jeho uzavretí (v jure) bolo vytlačené na sever, kde čiastočne prekrylo jednotky veporika a stalo sa najvyššou basementovou jednotkou vnútorných Západných Karpát (Kováč a Plašienka, 2003). Gemerikum predstvuje sústavu čiastkových príkrovov fundamentu a mladopaleozoických komplexov, ktoré sú v malej miere prekryté mezozoickým (triasovým) obalom. Člení sa na severné a južné gemerikum. Fundament severného gemerika tvoria nízkometamorfované sedimenty s bázickými vulkanitmi devónskeho veku, ktoré patria rakoveckej jednotke a vyššie metamorfovaným rulovo-amfibolitovým komplexom klátoveckej jednotky. Nad nimi vystupujú karbónske flyšové sedimenty s telesami karbonátov a bázických vulkanitov, permské terigénne klastické sedimenty, ktoré v spodnom triase prechádzajú do lagunárnych až sebchových sedimentov sprevádzaných ryolitovým vulkanizmom (Kováč a Plašienka, 2003). Južné gemerikum, tzv. volovecká jednotka, je budovaná staropaleozoickými nízkometamorfovanými vulkanicko-sedimentárnymi horninami, do ktorých intrudovali permské granitoidy (Hók et al. 2001). Sedimentárne horniny predstavujú hrubé flyšové megacykly, tvorené prevažne terigénnym a vulkanogénnym materiálom, na báze ktorých sa vyskytujú pelagické silicity (lydity) a miestami aj karbonáty. Obalovú jednotku tvoria spodnopermsko-vrchnotriasové pieskovce, plytkovodné karbonátové bridlice až piesčité dolomity (Vozár et al., 1998).
Meliatikum
Meliatikum pochádza zo sutúry po zaniknutom meliatskom oceáne, ktorý sa nachádzal na južnom okraji alpsko-karpatskej oblasti. Povrchovým prejavom tejto sutúry je na našom území rožňavský hlbinný zlomový systém. Jej pokračovanie je prekryté terciérnymi sedimentami. V oblasti Álp bola sutúra zničená kolíziou a jej zvyšky boli vyzdvihnuté prostredníctvom austroalpínskych príkrovov do čela alpského orogénu (Plašienka, 1999). Meliatikum vystupuje v podobe jurského akrečného flyšového komplexu tmavých bridlíc, pieskovcov až rádiolaritov v nadloží gemerika a v podobe vysokotlakovo metamorfovaného príkrovu Bôrky, pre ktorý je typický komplex triasových karbonátov s bázickými vulkanitmi premenenými na galukofanity (Plašienka, 1999).
Turnaikum
Turnaikum predstvuje bezkoreňový príkrov, ktorý na našom území pozostáva z niekoľkých čiastkových jednotiek vystupujúcich v nadloží meliatika a podloží silicika (Mello ed., 1997). Jednotka sa nachádza v južnej časti Revúckej vrchoviny, v oblasti Slovenského Krasu a Turnianskej kotline. V Maďarsku tvorí severnú časť pohoria Ruadbánya a jeho časti sa spolu v meliatikom našli v Alpách (Less, 2000). Turnaikum má zložitú vrásovo-šupinovitú stavbu predstavujúcu jurský akrečný komplex, obsahujúci metamorfované horniny rôzneho stupňa premeny, vďaka ktorým sa často pokladá za súčasť meliatika (Kováč a Plašienka, 2003). Stratigrafický rozsah turnaika je spodný karbón až vrchný trias. Typické sú stredno až vrchnotriasové platformové karbonáty (steinalmské), ktoré sú nasledované pelagickými vápencami (žarnovské, nádašske). Klastickú sedimentáciu predstavujú bridlice a pieskovce, miestami sprevádzané vulkanitmi, ktoré sú karnského veku. Sú súčasťou tzv. „Raiblskej udalosti“ súvisiacej so zmenou klímy (Kováč a Plašienka, 2003).
Silicikum
Silicikum reprezentuje štruktúrne najvyššiu tektonickú jednotku vnútorných Západných Karpát. Vystupuje v oblasti gemerského pásma, veporského pásma a pohorí Rudabánya v severnom Maďarsku ako systém nemetamorfovaných príkrovových dosiek odlepených na báze vrchnopermských až spodnotriasových evaporitov (perkupské súvrstvie). Na viacerých miestach boli do bázy evaporitov včlenené šupiny oceánskych hornín meliatika. Na základe tejto skutočnosti je pôvodná sedimentačná oblasť silicika umiestňovaná na okraj meliatskeho oceánu (Kováč a Plašienka, 2003). Stratigrafický rozsah sedimentárnych komplexov silicika je vrchný perm až vrchná jura. V horninovom zázname po evaporitovej báze nasleduje klastická piekovcovo-bridličnatá sedimentácia spodného triasu. Prevažné zastúpenie však majú rozsiahle stredno až vrchnotriasové plytkovodné karbonátové komplexy (počínajúc gutensteinským súvrstvím), ktoré sú smerom na juh postupne nahradené hlbokovodnými svahovými (raminské vápence) až panvovými sedimentami ukladanými v blízkosti hranice CCD (Szárhegyské silicity), ktoré indikujú prechod do oceánskeho trógu (Kovács, 1992).
Zemplinikum
Zemplinikum vystupuje v južnej časti Východoslovenskej nížiny ako tektonický ostrov Zemplínskych vrchov (Kováč a Plašienka, 2003). Jeho tektonická pozícia, príslušnosť a vzťah k okolitým horninám je nejasná. Aj napriek nedostatočnej odkrytosti a nejednoznačným interpretáciám starších vrtov bolo vypracovaných niekoľko teórii. Vzhľadom na prítomnosť vysokometamorfovaných hornín varískeho veku (pararúl, amfibolitov a migamtitov), ktoré na povrch vystupujú len v okolí bývalých kúpeľov Byšta, je zemplinikum najčastejšie korelované s veporikom alebo jednotkami patriacimi Východným Karpatom (Hók et al., 2001). Ďalšou z teórií je príslušnosť zemplinika s oravickým fundamentom bradlového pásma, čo dokazuje priamy kontakt s iňačovsko-kričevskou jednotkou, často korelovanou s belickou jednotkou v Považskom Inovci (Kováč a Plašienka, 2003; Vozár et al., 1998). Obal kryštalinika tvoria prevažne fluviálno-limnické sedimenty karbónu, ktoré obsahujú sloje čierneho uhlia - antracitu a polohy kyslých vulkanoklastických hornín zasahujúcich až do permu. Pestré permské červeno-hnedé aluviálne pieskovce, bridlice a zlepence s horizontami ryolitových tufov pozvoľna prechádzajú do triasových karbonátových komplexov (Vozárová et al., 2019).
Naložené panvové a vulkanické jednotky
Naložené panvové a vulkanické jednotky predstavujú v Západných Karpatoch komplexy, ktoré boli vytvorené po hlavnej fáze vrásnenia, teda po sformovaní základných jednotiek a vystupujú v ich nadloží. Na podložie nasadajú transgresívne alebo vytvárajú intruzívne a extruzívne formy (Kováč a Plašienka, 2003). K takýmto naloženým jednotkám patria:
- Centrálnokarpatská paleogénna panva
- Juhoslovensko-severomaďarská panva
- Viedenská panva
- Dunajská panva
- Neogénne vulkanické komplexy
Centrálnokarpatská paleogénna panva zaberala pravdepodobne v období eocénu až oligocénu celé tatransko-fatranské a časť veporského pásma. Predstavovala predoblúkovú panvu, ktorá vznikla v dôsledku subdukcie oceánskej kôry peninického oceánu. Najrozsiahlejšie pozostatky sedimentov sú zachované na severnom Slovensku (tzv. podtatranská skupina), kde dosahujú hrúbku 3-5km. Z litostratigrafického hľadiska je tvorená štyrmi súvrstviami. Pre bazálne borovské súvrstvie sú typické karbonátové zlepence a numulitové vápence. Nadložné hutianske súvrstvie je charakteristické prevahou ílovcov. Po ňom nasleduje flyšové zuberecké súvrstvie a sedimentárny sled je ukončený pieskovcovým bielopotockým súvrstvím (Kováč a Plašienka, 2003).
Juhoslovensko-severomaďarská panva sa nachádza na území južného Slovenska a severného Maďarska. Sedimentácia v panve začala v paleogéne, kedy sa v kontinantálnych podmienkach usadzovali bauxity. V ich nadloží vystupujú numulitové vápence a sliene. Pre ďalší vývoj je typické striedanie brakickej a morskej sedimentácie s prítomnosťou uhoľných slojov, predovšetkým v ílovcových a slienitých komplexoch. Sedimentácia bola ukončená v egenburgu plytkovodnými pieskovcami a siltovcami (Hók et al. 2001).
Viedenská panva je transtenzná panva typu pull-apart, pre ktorú je typická stavba v podobe hrastov a grábenov. Jej komplikovaná zlomová stavba sa stala vhodným priestorom pre ukladanie uhľovodíkov. Podložie neogénnych sedimentov tvoria sedimenty flyšového pásma Východných Álp a externých Západných Karpát (Kováč a Plašienka, 2003). Panva je rozdelená tzv. Spannberským chrbtom na dve časti, ktorých vývoj sa z hľadiska usadzovania sedimentov líšil. Sedimentárnu výplň, dosahujúcu hrúbku cca 5,5km, tvoria horniny od stredného miocénu po pliocén. Najstaršími horninami sú zlepence usadené v období egenburgu, ktoré sú nasledované hlbokovodnými šlírmi a flyšovými sedimentami. Pre regresiu sú typické vápence a pieskovce (báden) s množstvom zachovanej fauny. Po hlbokovodnej sedimentácii ílov v sarmate došlo k ústupu mora a vzniklo sladkovodné jazero so sedimentáciou slieňov a pieskovcov. Vývoj panvy bol ukončený v pliocéne, sedimentáciou fluviálnych štrkov (Kováč a Plašienka, 2003).
Dunajská panva sa nachádza medzi Východnými Alpami, Západnými Karpatmi a Zadunajským Stredohorím. Jej predneogénne podložie tvoria jednotky tatransko-fatranského a veporského pásma, jednotky centrálnych Álp a na juhu komplexy megajednotky Pelso (Fülöp et al., 1987). Najhlbšia časť panvy – gabčíkovská depresia, je vyplnená sedimentami do hĺbky až 8,5km. Je rozdelená na niekoľko depocentier s odlišným vývojom a výplňou. Vývoj začal spoločne s Viedenskou panvou, avšak jej dotvorenie bolo výsledkom bádenskej extenzie a následnej rýchlej tektonickej subsidencie, najmä v strednej časti panvy. Neogénna sedimentácia má počiatok v egenburgu, kedy došlo k transgresii a usadzovalo sa veľké množstvo zlepencov, ktoré boli nasledované vápnitými ílmi, piesčitými ílmi a siltami s polohami tufov. Sedimentácia bola ukončená vo vrchnom pliocéne komplexami fluviálnych sedimentov. Kvartérne sedimenty dunajskej panvy sú zastúpené eolickými sprašami (Kováč a Plašienka, 2003).
Východoslovenská panva je situovaná na hranici s Východnými Karpatmi. Jej fundament tvoria rôzne jednotky patriace Západným aj Východným Karpatom. Panva má asymetrický charakter a jej výplň je ovplyvnená výrazným zlomovým systémom, hlavne v centrálnej časti. Panva vznikla ako zaoblúková a jej tektonický vývoj bol ovplyvnený pohybom centrálnych Západných Karpát. Následná, tektonicky ovplyvnená subsidencia spôsobila usadenie obrovských hrúbok sedimentov, predovšetkým ílovcov, siltovcov, pieskovcov a zlepencov. Z obdobia egenburgu pochádzajú aj lagunárne uhoľné sloje a deltové sedimenty. Pre obdobie stredného bádenu je zase typická plytkovodná evaporitová sedimentácia (Kováč a Plašienka, 2003).
Neogénne vulkanické komplexy sú v Západných Karpatoch viazané na proces subdukcie a vznik bradlového a flyšového pásma (Hók et al., 2001). Tento proces bol sprevádzaný zaoblúkovou extenziou, ktorá spôsobila vznik hrastovo-grábenových štruktúr sprevádzaných výraznou zlomovou tektonikou. Zlomové štruktúry boli príčinou úniku magmy a vznik vulkanických pohorí (Konečný et al. 2001). Neovulkanity sa na Slovensku nachádzajú v dvoch oblastiach a to stredoslovenskej a východoslovenskej. Stredoslovenskú neovulkanickú oblasť tvoria pohoria: Kremnické vrchy, Štiavnické vrchy, Vtáčnik, Pohronský Inovec, Poľana, Javorie, Krupinská planina a Ostrôžky. Východoslovenskú neovulkanickú oblasť tvoria pohoria: Slanské vrchy a Vihorlat. Pre vývoj stredoslovenských neovulkanitov je typický andezitový vulkanizmus areálneho typu, ktorý sa objavil v období spodného bádenu, pokračoval vo viacerých etapách až do spodného panónu a je genetický spojený so subdukciou magurskej panvy externých Západných Karpát. Z petrografického hľadiska ide o pyroxenicko-amfibolické andezity a ich pyroklastiká, ktoré sú v sarmate nahradené kyslými ryolitmi až ryodacitmi (Kováč a Plašienka, 2003). Záverečným štádiom vývoja stredoslovenských neovulkanitov sú malé výskyty bazaltového až bazanitového vulkanizmu v období panónu až pleistocénu. Toto štádium je interpretované ako extenzné postorogénne štádium (Šimon, 2000). Pre východoslovenské neovulkanity je typický andezitový vulkanizmus oblúkového typu (vrchný báden – sarmat), pre ktorý sú príznačné bazaltické a pyroxenické andezity, ktorých vznik je viazaný na subdukciu sliezko-krosnenskej oceánskej kôry (Kováč a Plašienka, 2003).