GEOGRAFICK POZNATKY

BEZ HRANC

vber z maarskch a slovenskch prspevkov

z fyzickej a humnnej geografie

Pln znenie prspevkov slovenskch autorov.

Pln znenie prspevkov maarskch autorov je zverejnen na strnke http://rkk.hu

2010

MTA Regionlis Kutatsok Kzpontja (Pcs) Trsgfejlesztsi Kutatsok Osztlya (Budapest) Maarsk Akadmia Vied, Centrum Regionlnych Vskumov (Pcs)

Oddelenie vskumov zemnho rozvoja (Budape)

Univerzita Pavla Jozefa afrika v Koiciach Pavol Jozef afrik Egyetem, Kassa

GEOGRAFICK POZNATKY BEZ HRANC

vber z maarskch a slovenskch prspevkov z fyzickej a humnnej geografie

Editori

Maarsko Slovensko

Istvn Mezei (hlavn editor)

Tams Hardi

Blint Kos

Duan Barabas (hlavn editor)

Michal Gallay

Viktria Kandrov

Preklad z maarskho jazyka Lektorovanie

Gabriel Zubriczk

Viktria Kandrov

Michal Gallay

Duan Barabas

prava obrzkov

Mria Fab

Gyrgy Farkas

Ervin Kovcs

Balzs Vitalos

Mt Mdy

Za odborn a jazykov pravu prspevkov autorov zo Slovenska zodpovedaj ich autori. Za jazykov pravu prspevkov autorov z Maarska zodpovedaj prekladatelia. Za odborn pravu prekladu zodpovedaj lektori. Kvalita reprodukovanch obrzkov, tabuliek a grafov zodpoved kvalite dodanch podkladov. Prspevky s v plnom znen uverejnen na strnke: http://rkk.hu,

Tto publikcia vznikla v rmci projektu HUSK 0801/1.6.1/0003 "Tanuljunk egymstl! / Ume sa jeden od druhho!" a je spolonm dielom MTA Regionlis Kutatsok Kzpontja (Pcs) Trsgfejlesztsi Kutatsok Osztlya (Budapest) a Univerzity Pavla Jozefa afrika v Koiciach. Projekt bol spolufinancovan Eurpskym fondom regionlneho rozvoja v rmci Programu cezhraninej spoluprce Maarsk republika - Slovensk republika 2007 - 2013.

Obsah tejto publikcie nereprezentuje oficilne stanovisko Eurpskej nie.

Prpravu a vydanie kninej publikcie realizoval Frum intitt pre vskm menn v amorne. Vydavate: Univerzita Pavla Jozefa afrika v Koicicach

ISBN 978-80-7097-836-8

http://www.upjs.sk/pracoviska/univerzitna-kniznica/e-kniznica/elektronicke-publikovanie/ep-pfupjs

Predslov

Predkladan text je vslednm produktom prce v rmci projektu Tanuljunk

egymstl!/Ume sa jeden druhho! Projekt vznikol na zklade dlhoronch kontaktov

pracovnkov Centra regionlnych vskumov Maarskej akadmie vied a stavu geografie

Prrodovedeckej fakulty UPJ v Koiciach ako prirodzen snaha o rozirovanie vzjomnej

spoluprce. Prvm krokom bola spoluprca v rmci projektov Intereg II, do ktorej sa zapojil irok

okruh pracovsk tak akademickho, ako aj mimoakademickho prostredia. Tento prv pokus nebol

spen z dvodu administratvnych chb. Z toho dvodu bol po vzjomnej dohode s Maarskou

stranou pripraven a vypracovan projekt HUSK/0801/1.6.1/0003 Tanuljunk egymstl!/Ume sa

jeden od druhho!, ktor bol schvlen a spolufinancovan Eurpskym fondom regionlneho rozvoja

v rmci Programu cezhraninej spoluprce Maarsk republika - Slovensk republika 2007 - 2013.

Konkrtny cie projektu zahal usporiadanie niekokch stretnut, kde slovensk a

maarsk odbornci v oblasti geografie prezentovali svoj vskum a mylienky. Zrove sa podujali

doda materil reprezentujci ich prcu. V rmci iestich stretnut sa poas prvej etapy projektu

stretlo 30 vskumnkov zo Slovenska a 30 vskumnkov z Maarska, ktor predstavili vsledky

svojej prce a dodali zveren vstupy v rozsahu 1 autorskho hrku.

Stretnutia neboli samoeln. Vznikol rmec pre kooptovanie vedeckch tmov, ktor by

mohli aj v budcnosti naalej spolupracova. Tto koopercia urite prispeje nielen ku konkrtnym

osobnm kontaktom, ale bude aj zkladom pre tvoriv vedu na oboch stranch hranice. Projekt

trvajci jeden rok priniesol vedeck zbornk, v ktorom s predstaven niektor pecifick problmy

z geografie Maarska a Slovenska. Ich predstavenie posli k porovnaniu teoreticko-

metodologickch vchodsk pouitch pri rieen podobnch problematk, prpadne umon

porovna efektvnos a vpovedn hodnotu dosiahnutch vsledkov. V zbornku s publikovan aj

texty, ktor nemaj tematicky zodpovedajci nprotivok. S vak inpirciou pre vskumnkov z

opanej strany. Predloen materil si taktie kladie ambciu sli ako doplnkov tudijn text pre

slovenskch a maarskch vysokokolkov, ako aj odborn a laick verejnos.

Verme, e vaka realizovanmu projektu a jeho vstupu vo forme vedeckho zbornka sa

nm podar stiera existujce hranice a by bliie jeden k druhmu.

Za rieitesk tm

Istvn Mezei

Manar projektu

Duan Barabas

Cezhranin koordintor projektu

SLOVENSKO Vber textov z fyzickej geografie

Ladislav Dzurovin Relif neovulkanickch pohor vchodnho Slovenska

9

Michal Gallay Podozriv roviny na Slovensku

27

Jozef Minr, Mria Bizubov, Michal Gallay General aspects of denudation chronology of the West Carpathians

30

Alena Petrvalsk Regionlne rozrenie povrchovch krasovch foriem v geomorfologickch celkoch Slovenska

41

Jozef Pecho Klimatick pomery Slovenska a ich dlhodob zmeny

61

Duan Barabas Bilancia vody v povod Bodvy

80

Martina Zverkov Detailn vskum pd v mestskom prostred

98

SLOVENSKO Vber textov z humnnej geografie

Vber textov z geografie obyvatestva Milo Bak Niektor aspekty demografickej depresie Slovenska

113

Michal Bilic , Alfred Krogmann Vvoj prisahovalectva cudzincov na Slovensko od roku 2000

122

Viktria Kandrov Rmske osdlenie Slovenska

127

Jn Veselovsk, Lucia olcov Demografick aspekt chudoby v obciach Nitrianskeho kraja

145

Radomr Babiak , Martin Rosi Vvoj nezamestnanosti v regine NUTS II , Vchodn Slovensko

155

Vber textov z geografie sdiel

Vladimr Slavk Sdeln truktry v Slovenskej republike

173

Vladimr Szkely Mestsk sdla a vidiecke zemn samosprvne jednotky , vybran aspekty kvality ivota na Slovensku

188

Stela Csachov truktra zemno-sprvneho lenenia Slovenska

200

Gabriela Czakov Vvoj urbanizcie a mestskho obyvatestva Slovenska

213

Anton Foga Historickogeografick charakteristika najvch sdiel aria

216

Vber textov z geografie hospodrstva

Jana Nmethov Ponohospodrstvo Slovenskej republiky

238

Peter Spiiak Tokajsk vinohradncka oblas na Slovensku

276

Marin Kulla Transformcia priemyslu Slovenska po roku 1989

285

Alena Dubcov Potravinrsky priemysel Slovenska

304

Alfred Krogmann Doprava na Slovensku

311

Jana Mitrkov Transformcia maloobchodu na Slovensku

316

Magdalna Nemkov Environmentlna situcia v Slovenskej republike

329

Vber textov z geografie regionlnych rozdielov a cezhraninch vzahov

Eva Rajkov, Angelika vecov Regionlna truktra Slovenska a regionlna politika v programovom obdob 2007-2013

339

Radoslav Klamr Vvoj regionlnych dispart v Slovenskej republike

363

Daa Oremusov , Hilda Kramrekov Regionlny rozvoj a regionlna politika Slovenska

375

Alena Madzikov Cezhranin spoluprca Slovenska so zreteom na regionlne truktry Vchodnho Slovenska

411

Milo Bak Vvoj obyvatestva v prihraninom regine Poiplie

422

MENN ZOZNAM AUTOROV ZO SLOVENSKA 429

9

MORFOTRUKTRY NEOVULKANITOV VCHONHO SLOVENSKA

Ladislav Dzurovin

Treohorn vulkanizmus je v Karpatoch vyvinut prevane na ich vntornej strane. S tu zachovan zvyky vulkanickch, ako aj vulkanotektonickch truktr. Na vonkajom okraji Karpt sa zachovali len dajky, sily, neky a extrzie. V Zpadnch Karpatoch buduj vulkanity Slovensk stredohorie a MatranskoSlansk vulkanick oblk. Vchodokarpatsk vulkanick oblk tvoria VihorlatskoGutinsk vrchy, a rozsiahly vulkanick komplex Calimani Giurghiu Harghita.

Morfolgia

Neovulkanity tvoria na vchodnom Slovensku mohutn horsk celky (Slansk vrchy a Vihorlatsk vrchy). Vystupuj tie ako izolovan trosky v neognnych panvch a paleognnych zneninch. Vo Vchodoslovenskej nine s asto pochovan pod mladmi sedimentmi (obr. 1).

Slansk vrchy Pohorie je orientovan v smere sever juh. Tvoria ho samostatn masvy imonka, Makovica, Monk, Bogota, Hradisko, Bradlo a Mili (obr. 6). Jeho junm pokraovanm v Maarsku s Tokajsk vrchy. Pohorie tvor vrazn morfologick bariru, oddeujcu Koick kotlinu od Pannskej panvy. Masvy strednej asti pohoria sa morfologicky odliuj od jeho severnej asti (imonka), i asti junej (Mili). Zatia o v severnej a junej asti vystupuj prevane linerne usporiadan truktry, stredn as tvoria truktry tvaru zrezanho kuea (Makovica, Monk, Bogota, Hradisko a Bradlo). Vihorlatsk vrchy S sasou Vihorlatsko-gutinskej oblasti, ktorej hlavn as sa nachdza na Ukrajine. Sasou Vihorlatskch vrchov s na juhu aj tektonick kryhy Humenskch vrchov, budovan vpencami a zlepencami. Samotn vulkanity s zastpen masvmi Vihorlat, Diel a Poprieny. Jednotliv masvy mj pecifick morfolgiu. Vo Vihorlate s linerne morfotruktry, s vrcholovmi ploinami vo vkach 400-800 m. Z nich vystupuj npadn vyveniny Kyjov (821 m n.m.), Rozdielna (785 m n.m.), Vihorlat (1076 m n.m.), Motrogo (1018 m n.m.), Sninsk Kame (1005 m n.m.). V oblasti Vinnho s poetn teles rznych tvarov Viniansky hrad (325 m n.m.), utov (319 m n.m.), Senderov (310 m n.m.). Diel a Poprieny tvoria kueovit morfotruktry. Vchodoslovensk kotliny a neognne panvy Vulkanity s zastpen prevane vo forme vulkanickch telies a pokrovov vulkanoklastk. Vystupuj na povrchu, ale aj vo forme pochovanch vulknov a vulkanickch sedimentov. Nachdzaj sa vo vrstvch neognnej vplne Vchodoslovenskej niny a Koickej kotliny.

MMoorrffoottrruukkttrryy

V morfotruktrnej stavbe neovulkanickch pohor vchodnho Slovenska meme rozli aktvne vulkanick a vulkanotektonick formy, ako aj formy pasvne. Aktvne formy s zastpen andezitovmi stratovulknmi, hrsami a grabenmi. Pasvne formy s zastpen vulkanickmi telesami v rznom tdiu exhumcie respektve detrukcie.

SSttrraattoovvuullkknnyy aa iicchh zzvvyykkyy

Andezitov stratovulkny s tvoren: a. zvykami stratovulkanickch plov, b. prvodnmi kanlmi vulkanickch erupci, c. vulkanickmi krtermi a kalderami, d. parazitickmi vulknmi.

10

Obrzok.1. Hypsometria.

1 1200-1300, 2 1100-1200, 3 1000-1100, 4 900-100, 5 800-900, 6 700-800, 7 600-700, 8 500-600, 9 400-500, 10 300-400, 11 200-300, 12 100-200, 13 0-100, 14 mest, 15 rieky, vodn ndre, 16 ttne hranice.

aa.. ZZvvyykkyy ssttrraattoovvuullkkaanniicckkcchh pplloovv

Plte s budovan andezitovmi lvovmi prdmi. Loklne sa tu striedaj pyroklastik. Horniny vulkanickho pla s uklonen pod uhlom 5 15, v smere od vulkanickch centier. V smere klonu pla bada triedenie pyroklastk a nrast mocnosti lvovch prdov. Lvov prdy S budovan andezitmi, rznych petrografickch variet. Na povrchu s zbrekciovatel. Vemi asto s striedan s lvovmi brekciami a pyroklastikami. Lvov prdy dosahuj mocnosti do 30 metrov. V relife s ako sledovaten. Morfologicky npadne (vo forme mrov) z nich miestami vystupuj ily andezitovch porfrov dajky. Pyroklastik Tvoria ich lomky andezitov, rznej vekosti (bomby a lapili). Tie s v tufovej matrix. Vyskytuj sa tie akumulcie tufov a tufobrekci.

bb.. VVuullkkaanniicckk kkrrtteerryy aa kkaallddeerryy,,

Vystupuj v centrlnych astiach vulkanickch apartov. Vulkanick krtery boli postupne pretvoren v erodovan kaldery. Tie dosahuj rozmerov od 2 do 6 kilometrov V podlo vystupuj intruzvne komplexy intermedirneho andezitovho zloenia (centrlne intrzie). Prostredie centrlnych zn je hydrotermlne premenen. Hydrotermlne premeny s zonlne usporiadan. Najtypickejia je propylitizcia. V plytch rovniach prevldaj premeny typu argilitizcie a silicifikcie. Produkty propylitizcie a argilitizcie s aj povrchu, vo forme naervenalch a vybielench kr. asto sa vyskytuj na svahoch vulkanickch centier ako hlinit, a hlinito-piesit delvi, premiestovan procesmi soliflukcie. Priestor centrlnych zn je zvyajne aj priestorom maximlnej erzie. Potoky, ktor ich odvoduj s hlboko zarezan do vulkanickho komplexu. V priestore vulkanickch centier sa koncentricky rozvetvuj, m postupne roziruj erznu kalderu. Vntorn svahy erznych kaldier s na rozdiel od svahov vulkanickho pla vemi strm (i cez

11

40). S husto rozlenen zosuvmi blokovho typu.

cc.. PPrrvvooddnn kkaannllyy vvuullkkaanniicckkcchh eerruuppccii

Prvodn kanly vulkanickch erupci (sopen komny) v sastnosti tvoria hlboko zakorenen, masvne teles (centrlne intrzie). U vulkanickch truktr v pokroilom tdiu detrukcie s exhumovan a vystupuj nad zvykami plov vo forme odolnch (ztku pripomnajcich) telies plug. Tie tvoria hypoabyslne teles vekch rozmerov (priemer cez 1 km). S budovan masvnymi, respektve rozpukanmi dioritovmi porfrmi (obr. 2, 3, 4...). Centrlne intrzie s iastone prekryt horninami vulkanickch plov.

dd.. PPaarraazziittiicckk vvuullkknnyy

S to zvyky eruptvnej innosti bonch prvodnch kanlov. Maj mal rozmery. Vystupuj na ptiach mohutnch stratovulknov. S budovan prevane pyroklastikami, menej lvovmi prdmi. V sasnosti s z vekej miery rozruen. V relife s zastpen nekom a zvykom pla. Neky tvoria npadn kueovit teles andezitovho zloenia. Plte sa zachovali len sporadicky na okrajoch nekov. S tvoren predovetkm vulkanoklastickm materilom.

VVuullkkaannootteekkttoonniicckk ttrruukkttrryy

S to typick tektonick truktry (hrste a grabeny), budovan vulkanickm materilom. Zvltnu kategriu tvoria intravulkanick kotliny. S to morfologick depresie uzatvoren produktami vulkanickej innosti (lvovmi prdmi).

ee.. HHrrssttee aa ggrraabbeennyy

S vsledkom neotektonickch pohybov (miocn - pliocn). Rozruili pvodne jednotn povrch v sstavu dvhajcich sa respektve poklesvajcich krh. Vulkanotektonick truktry vo Vchodoslovenskej panve s budovan sedimentami neognu, s loklnym vskytom vulkanickch hornn. V sasnosti predstavuj poklesvajce kryhy grabeny, a s zva pochovan pod mocnmi nnosmi kvartrnych sedimentov. Vulkanotektonick truktry na okrajoch panvy predstavuj typick hrste v rznej morfotektonickej pozcii. S budovan v prevanej miere vulkanickmi horninami starch erupnch fz, so zvykami stratovulkanickch truktr v ich vrcholovch astiach kryha imonky, Vihorlatu, tektonick kryhy Tokajskch vrchov.

ff.. IInnttrraavvuullkkaanniicckk kkoottlliinnyy

Vytvorili sa ete v priebehu vulkanickej, respektve vulkanotektonickej aktivity, medzi jednotlivmi vulkanickmi a vulkanotektonickmi truktrami. V alom priebehu boli modelovan erznou innosou tokov a svahovmi procesmi. S asto vyplnen vulkanosedimentrnym svrstvim (obr. 6, 7).

VVuullkkaanniicckk tteelleess

S zastpen extruzvnymi vulkanickmi dmami, nekami, dajkami a lvovmi prdmi (obr. ). Patria tu aj sily predstavujce vpl pravch (lonch) l. Tie sa vak v morfolgii prejavuj len zriedka.

gg.. EExxttrruuzzvvnnee ddmmyy

S to vulkanick kopuly budovan kyslmi lvami. Okrem typickch foriem vytvraj dmaticke teles aj rzne deformovan ekvivalenty (obr. x). Na svahoch vznikaj asymetrick formy. Ak sa prvodnch magmatickch kanlov nachdza v zem viac, vznikaj zloen extrzie. Tie s tvoren viacermi navzjom pospjanmi telesami (Maleev 1980).U extruzvnych dmov je astm javom preklpanie okrajovch ast cez okolit sedimenty, prpadne a prechod do krtkych lvovch prdov dome flow (Cotton 1952). Dmaticke teles s v prevanej miere zloen z kyslch lv ryolity, dacity, trachyty, menej

12

ast s andezitov, zriedkav s teles bazaltov Okrajov asti telies s asto zbrekciovatel (Williams 1932). U zloitch dmatickych truktr sa brekcie nachdzaj v celom profile telies, a striedaj sa s lvami (Maleev 1980). Dmaticke teles dosahuj rznych rozmerov, od niekoko desiatok metrov a do 600 metrov a viac. Poda Lydona (1968) najrozrenejie s dmaticke teles vky 100 300 metrov. V sledovanom zem s dmaticke teles budovan kyslmi andezitmi, andezito-dacitmi a ryolitmi. Tie maj masvnu, kueovit, vejrovit a cibuovit vntorn stavbu. V zem tvoria jednoduch alebo zloen vulkanick extrzie. Jednoduch vulkanick dmy maj tvary kuea alebo bochnka, a vinou vystupuj v lnich pozd vznamnejch zlomov. Na kriovan hlavnch zlomov s zloen vulkanick dmy. Vznik vulkanickch telies je kontrolovan synvulkanickou tektonikou. Vemi ast s linerne usporiadan extrzie na okrajoch pohoria.

hh.. NNeekkyy

S to vypreparovan asti prvodnch kanlov vulkanick pne (neck, pipe, stock). Maj prevane ihlicovit formy. S vypan materilom, z ktorho je tvoren vlastn vulkanick teleso. Poda zloenia to mu by lvy, klastolvy, tufy. Neky na rozdiel od dmatickych telies podahli vraznej detrukcii, ktor vo veobecnosti odpoved detrukcii vulkanickho apartu.

ii.. DDaajjkkyy

S to ily prerajce okolit materily, t.j. ily prav dajky (dyke). S zloen bu z odlinch druhov hornn ako okolit prostredie a s odliten petrograficky, alebo s petrograficky toton s okolitm prostredm a s odliten na zklade makrotexturlnych kritri. Buduj ich andezity, priene orientovan voi svojmu okoliu. V relife sa prejavuj vo forme skalnch mrov. Tie s radilne orientovan voi centru. S 2 3 metre vysok, a dlh niekoko desiatok metrov. Ich okraje funguj ako aktvne mrazov zruby. Na pt mrazovch zrubov sa akumuluj lomky andezitovch hornn, ktor sa na svahoch nerovnomerne premiestuj za vzniku nesvislch suovch pol.

jj.. LLvvoovv pprrddyy

S to teles efuzvnych hornn, sformovan v jednej fze vulkanickej innosti. Lia sa navzjom tvarom a vekosou. Mlo tekut lvy tvoria krtke prdy so strmmi stenami a jazykovitmi formami. Tekut lvy vypaj dolia vulknov a po vysten na ploch povrch vytvraj prkrovy vejrovitch tvarov. Dka lvovch prdov zvis od sklonu podloia a od fyziklnej povahy lvy. Dosahuje niekoko kilometrov a niekoko desiatok kilometrov. Mocnos v otvorench ternoch bva a 10 metrov, v doliach 20 50 metrov. V Slanskch a Vihorlatskch vrchoch tvoria lvov prdy rznou mierou rozruen teles, v sasnosti exhumovan a iastone vypreparovan vo forme skalnch mrov, skalnch stupov, respektve lvovch plon. Tie s periklinlne uloen v smere od erupnho centra. Skaln mry predstavuj iastone vypreparovan lvov prdy. Tvoria medzidolinn chrbty. S prevane radilne orientovan voi vulkanickmu centru. V terne vytvraj nevysok (1 5 m) elevcie. Skaln stupne predstavuj sasn el lvovch prdov, exhumovan na svahoch vulkanickho pla. Spovaj na starom vulkanickom podklade. S vysok 1 2 metre. V ich predpol sa hromadia skaln lomky a skaln bloky. Lvov ploiny predstavuj ploiny prevane malch rozmerov, zaloen v nich astiach vulkanickho pla. S mierne uklonen od okraja pohoria. Predstavuj exhumovan povrchy lvovch prdov. Na povrchu s kamenit delvi.

MMoorrffoottrruukkttrryy SSllaannsskkcchh vvrrcchhoovv

V relife Slanskch vrchov boli identifikovan andezitov vulkny, parazitick vulkny, dmatick teles a vulkanotektonick morfotruktry. Morfoitruktry vystupuj vo forme

13

samostatnch masvov, respektve tvoria pecifick formy vo vrcholovch astiach, a na okrajoch masvov. S zastpen v masvoch imonka, Makovica, Monk, Bogota a Mili.

iimmoonnkkaa

Predstavuje kombinovan morfotruktru. V jej stavbe je rozlen: hrsov truktra so zvykami vulknov vo vrcholovch astiach. vulkanick dmy a dmaticke komplexy.

Hrsov truktru predstavuje samotn masv imonka (obr. 2). Je budovan stratovulkanickmi formciami vulknov Zlat Baa, Ovrska, avica a ebastovka. Pvodn vulkanick formy boli exognnymi procesmi silne detruovan, a rozlenen postvulkanickou tektonikou. Ich zvyky s v sasnosti v nadmorskch vkach nad 800 metrov. Vystupuj tu nad svahovmi ploinami najstarieho zarovnanho povrchu. Tvoria ich zachovan relikty vulkanickch plov vulknov Zlat Baa a avica. Extrmne strm svahy ohraniuj takmer cel morfotruktru. Poukazuj na jej tektonick pvod. Sleduj vznamnejie zlomy Moaransko-topansk, Horndske a Varhaovsk. Na tieto zlomy sa viau aj priamoiare doliny, ktor sa subsekventne zarezvaj do svahov hrsti. Vznamnejie doliny s charakteristick vskytom minerlnych vd (Sigord, Mal Dela). Stratovulkanick komplex spova na bdenskch sedimentoch (ly, piesky). Na ich kontakte s blokov zosuvy. Tie lemuj takmer svislo tektonick svahy, priom pozd vznamnejch tokov (Dela, Hermanovsk potok) zasahuj priamo do pohoria. V centrlnej asti masvu imonka je erzna kaldera, s nekmi.

Obrzok. 2. Prieny profil masvom imonky a Brestovskm extruzvnym komplexom.

1 andezitov lvov prdy (sarmat), 2 andezitov vulkanoklastik (sarmat), 3 dioritov porfry centrlnej intrzie, 4 hyperstenick andezity (extruzvne dmy), 5 lovce a pieskovce (bden), 6 prevane lovce (bden), 7 zlomy, 8 zosuvy, 9 vrty, 10 nadmorsk vky erznych povrchov 11 kty, 12 rieky. Vulkanick dmy a dmaticke komplexy lemuj zo severu a juhu kombinovan hrs masvu imonka. Najvie a najznmejie dmaticke teleso oblasti je Oblk (932 m n. m.). Jedn sa o symetrick extrziu. Podobn morfolgiu m tie arisk vrch (570 m n.m.) a Kapuiansky hradn vrch (548 m n.m.) v Spisko-ariskom medzihor. Tie predstavuj asymetrick dmaticke teles. Erzna ploina na vrchole ariskho vrchu sved o dodatonej exhumcii telesa s prostredia neognnych sedimentov. Prevan vina extrzi lemujcich masv imonky s zloen extruzvne dmy. Patria tu extruzvne komplexy Brestovskej formcie (obr. 2), Maglovca (670 m n.m.) a Str (Lys str 696 m n.m.). Vytvraj morfologicky npadn teles s viacermi kueovitmi vrcholmi. Najrozsiahlejm extruzvnym komplexom je komplex dmatickych telies Brestovskej formcie. Rozprestiera sa na ploche takmer 20 tvorcovch kilometrov. V relife sa prejavuje ako kompaktn teleso so strmmi svahmi, vrazne ohranien voi svojmu okoliu. Je iastone prekryt

14

vulkanickmi formciami Zlatobanskho stratovulknu, ale aj sedimentrnymi horninami neognu. Jej vrcholy tvoria viacer samostatn kuele Dubov (655 m n.m.), Vrtna (626 m n.m.), Zobran (610 m n.m.), Kalejov (536 m n.m.). as extruzvneho komplexu je vo vrcholovej oblasti zarovnan. Svedia o tom poetn ploiny v nadmorskch vkach 500 a 550 metrov. Vchodne od extruzvneho komplexu je masvmi imonka a Makovica uzavret Luinsk kotlina. Je vyplnen vulkanosedimentrnym komplexom. Maglovec vytvra zloen extrziu na severozpadnom okraji masvu imonka. Spolu s telesom Oblk a dmatickym komplexom Stri sa viae na Moaransko topansk zlomy. Na styku dmatickych telies so sedimentami neognu sa rozvjaj poetn zosuvy. Na rozdiel od blokovch zosuvov okrajov vulkanickch masvov zosvaniu podliehaj mlo spevnen neognne sedimenty

MMaakkoovviiccaa

Predstavuje ruinu Makovickho stratovulknu (obr. 3). Jeho severovchodn as bola koncom miocnu zdenudovan a zarovnan. Centrum stratovulknu je preto pretvoren v polovin kalderu Halbcaldera v zmysle Szkelyho (1982), so zvykom stratovulkanickho pla na jej juhozpadnom okraji. Pl dosahuje mocnosti okolo 300 metrov, v oblasti kty Makovica 600 m. Je tvoren pyroxenickmi andezitmi a lvovmi brekciami, s podradnm zastpenm tufov. Spova na vulkanosedimentrnom svrstvi. Podloie je rozlman v dielie kryhy. V jadre truktry je iastone obnaen centrlna intrzia. Morfologick sa v relife neprejavuje, nakoko je spolu zo zvykami pla zarovnan. Na svahoch masvu ako aj na jeho pt vystupuje viacero plon, tvoriacich zvyky zarovnanch povrchov, alebo truktrne stupne. ptie pohoria budovan vulkanosedimentrnym svrstvim je pretvoren do formy glacis. Na priene zlomy sa na okraji masvu viau vstupy dmatickych telies Hlavatovsk (610 m n.m.), Drina (469 m n.m.), achov (486 m n.m.), Oblazy (667 m n.m.), Ordanky (705 m n.m.). Na juhozpade masvu sa na heransk zlomy viae relikt Rankovskho vulknu. Je zastpen zvykami pla a nekom. Pl tvoria vulknske brekcie, aglomerty a tufy s vlokami tenkch lvovch prdov. Formcia vulkanickho pla je sledovaten v 60 metrov vysokej skalnej stene Rankovskch skl. Na jej pt s poetn suov kuele, ale aj mohutn zosuvy.

Na Z okraji masvu vystupuj trosky parazitickho vulknu Vechec. V sastnosti s zastpen andezitovm nekom Kamenn (416 m n.m.), extrziami k. 407, Cham 377 m n.m. a zvykymi vulkanickho pla. Cez tie sa prelamuje potok Olava (Jurkovka) po vysten z Banskej kotliny. Periklinlne uloenie vulkanickch formci je sledovaten v poetnch skalnch tvaroch po vntornom obvode pla. Severozpadn svahy masvu ohraniuj Luinsk kotlinu. Na juhu masv ohraniuje Bansk kotlinu. Bansk kotlina predstavuje intravulkanick depresiu obklopen vulkanickmi plami vulknov Makovica, Strechov vrch a Vechec. Depresia je vyplnen vulkanosedimentrnym svrstvim. Nachdzaj sa tu polohy tufobrekci a lov, v spodnch astiach tie lignitick uhlie a limnokvarcity. Bzu svrstvia tvoria horniny vulkanickho pvodu. Kotlina je odvodovan potokom Olava, ktor na severe prelamuje vulkanick komplex. Po obvode kotliny s badaten zvyky plon v nadmorskch vkach 540 a 450 metrov, ktor s vsledkom zarovnvania Slanskch vrchov. V spodnch astiach kotliny s vytvoren kvartrne povrchy, prekryt andezitovmi trkmi. Erzne stupne a kvartrne terasov systmy, poukazuj na jej postupn vyprzdovanie a prehlbovanie. To sviselo s celkovm vzdvihom zemia.

15

Obrzok 3. Prieny profil stratovulknom Makovica (Dzurovin 1990).

1 andezitov lvov prdy,2 andezitov vulkanoklastik, 3 ryolitov pyroklastik, 4 tufy, tufity, 5 ly, lovce, pieskovce, 6 dioritov porfr (centrlna intrzia), 7 andezity extruzvnych telies, 8 prvodn kanly, apofzy, 9 vrty, 10 zlomy, 11 nadmorsk vky erznych povrchov, 12 kty,13 rieky.

MMoonnkk

Predstavuje ruinu Strechovskho stratovulknu (obr. 4), s dobre zachovanm vulkanickm centrom a zvykom pla. Vulkanick centrum je zastpen centrlnou intrziou (dioritov porf). Tto je na povrchu silne hydrotermlne premenen, z vekej asti prekryt vulkanickm plom. Pvodn vulkanick centrum bolo erzno-denudanmi procesmi pretvoren v erodovan kalderu. V jej jadre nad centrlnou intrziou vystupuje nek Star Hrad. Okraje kaldery s vemi strm (i cez 40), rozlenen zosuvmi blokovho typu. Kalderu vytvoril Bakovsk potok, ktor sa tu dendriticky rozvetvuje. Pl dosahuje rzne mocnosti. Na zklade hlbokch vrtov i celkovej morfolgie masvu, predpokladme vo vchodnej asti mocnos pla cez 700 metrov, v zpadnej asti 350 400 metrov. Pl je tvoren lvovmi prdmi pyroxenickho andezitu a ich brekciami, vulknskymi brekciami a aglomertmi, lapilovmi a pemzovmi tufmi. Spova na mlo odolnch, plastickch vrstvch vulkanosedimentrneho svrstvia (Stretavsk svrstvie). Na vchodnej strane pohoria je pl tmto svrstvim iastone prekryt. Na styku pla a plastickch sedimentov dochdza k vzniku blokovch zosuvov. Tie takmer svislo lemuj okraje masvu, a pozd Bakovskho potoka zasahuj aj hlboko do jeho vntra. Najvie s v okol Bordy, kde Holubia hora (706 m n.m.) predstavuje kryhu o rozmeroch niekoko sto metrov, odtrhnut od kty Lazy (859 m n.m.).

Obrzok 4. Prieny profil vulknom Monk (Dzurovin 1990).

16

1 andezity lvovch prdov, 2 vulkanoklastik andezitov, 3 tyfy, tufity, 4 ly, lovce, pieskovce, 5 dioritov porfr intruzvneho komplexu + tufy (vulkanick centrum), 6 prvodn kanly, apofzy, 7 andezitov sute, zahlinen, 8 zlomov lnie, 9 nadmorsk vky erznych stupov, 10 vrty, 11 kty, 12 rieky. Na severozpadnom okraji stratovulknu vystupuj mal, kueovit teles andezitovch extrzi. Dolinn sie asto kopruje radilne zlomy rozruujce vulkanick pl. Na vchodnej strane masvu sa vrazne prejavuj kochanovsk zlomy, a to amputciou asti stratovulkanickho kuea, ako aj vyliatm parazitickho Cabovskho vulknu. Ten je zastpen andezitovm nekom a zvykami pla. Pl je zastpen vulknskymi brekciami a tenkmi lvovmi prdmi. Vulkanosedimentrne svrstvie je rozlman v sstavu krh, z ktorch s interpretovan Vranovsk depresia na severovchodnej a Albinovsk elevcia na juhozpadnej strane masvu (Pospil a Husk 1985). Na svahoch vulknu vystupuj truktrne ploiny, viauce sa na kontakty tufovch vrstiev s lvovmi prdmi. Na tento styk sa tie viau zosuvy blokovho typu, vyskytujce sa na svahoch vulkanickho pla Holubia hora. V nich astiach kuea sa nachdzaj zarovnan povrchy viacerch generci. Na mlo odoln horniny vulkanosedimentrneho svrstvia sa viau erzne povrchy glacis.

BBooggoottaa

Tvor ruinu stratovulknu s vemi dobre zachovanmi zvykami pla a erznou kalderou (obr. 5). Na okrajoch masvu s zvyky zarovnanch povrchov viacerch generci. Najstar vystupuje v nadmorskej vke 450-500 metrov v oblasti repnka a Dargovskho sedla. Zrezva horniny sedimentrnovulkanickho svrstvia. Bol tvoren akumulciou a nslednou abrziou na okraji sarmatskho jazera. Je prekryt stratovulkanickm plom masvu Bogota. Pod tmto povrchom sa nachdzaj pedimenty vo vkach 390 a 350 m n.m.

Obrzok 5. Bogota. Prieny profil stratovulknom Bogota (Dzurovin 1990).

1 andezitov lvov prdy, 2 andezitov vulkanoklastik, 3 tufy, 4 ly a piesiky, 5 balvany a bloky dioritovch porfrov + tufy, tufitick piesky (krter), 6 ily, 7 - nadmorsk vky erznych stupov, 8 vrty, 9 kty, 10 potoky. Samotn vulkanick pl je len slabo rozlenen blokovmi zosuvmi. Najvie sa nachdzaj nad Koickm Kleenovom. Vchodn ptie pohoria postupne prechdza v erzne glacis. To je uklonen pod uhlom 2-5 stupov smerom od pohoria. Je prekryt 5-7 metrov mocnmi pokrovmi kvartrnych sedimentov. Tie sa asto zosvaj po lovitch vrstvch ktor s v ich podlo. Erodovan kalderu odvoduje potok Roava. Ten sa v centrlnych astiach vulknu koncentricky rozvetvuje, m vytvra kotlovit depresiu. Jadro kaldery tvor centrlna intrzia. Je silne hydrotermlne premenen a z vekej asti prekryt horninami pla. Je budovan dioritovm porfyritom. Obvod kaldery tvoria strm svahy so sklonmi okolo 30o. Pl je identifikovaten tak na

17

zklade celkovej morfolgie, ako aj geologickej stavby. Jeho mocnos je 300 350 metrov na zpade, a 600 metrov na vchode. Po okrajoch pla vystupuj bochnkovit a kueovit teles budovan kyslmi andezitmi a dacitmi Plosk (602 m n.m.), Noma (422 m n.m.), Vrania hora (509 m n.m.) a Hrad ( 425 m n.m.).

MMiillii

Predstavuje kombinovan morfotruktru, ktorej spodn leny sa zaali tvori ete v priebehu bdenu. Vulkanick aktivita sarmatu nakopila hlavn masu andezitovch hornn. Tie prekrvaj nivelizovan a neskr tektonicky rozlenen predsarmatsk relif, vo forme nerovnakou mierou rozruench stratovulknov Hradisko, Bradlo a Mili. Vulkanick a tektonick trosky obklopuj vulkanotektonick depresiu Salask brzdu. Na severnch a vchodnch svahoch masvu s rozsiahle zozuvy. Zosvaniu podahli krahy andezitov, ale aj pokryvn delvi. Depresie medzi kryhami s asto zamokren. Su tu poetn jaziereka, ale zosuvn jazer Izra a Mal Izra.

Obrzok 6 Prieny profil vulkanotektonickou truktrou Mili.

1 andezitov lvov prdy, 2 andezitov vulkanoklastik, 3 tufy, tufity, 4 ly, lovce, tufy, piesky, 5 extruzvne teles (andezity), 6 zlomy, 7 nadmorsk vky erznych povrchov, 8 vrty, 9 kty, 10 rieky. Vulkn Hradisko je zastpen zvykom pla, ktor tvor polkruhovit k vchodu otvoren morfotruktru (obr. 6). Vulkanick centrum je v sastnosti zarovnan. Na okraji pla v okol Slanca npadne vystupuje nek parazitickho vulknu (hradn vrch Slanec). Na zpadnch okrajoch masvu s zosuvy.

Obrzok 7. Prieny profil stratovulknom Hradisko.

18

1 andezity lvovch prdov, 2 andezitov vulkanoklastik, 3 tufy, 4 ly a piesky (sedimentrne svrstvie), 5 dioritov porfr (centrlna intrzia), 6 ily, 7 zlomy, 8 vrty, 9 nadmorsk vky erznych povrchov, 10 kty,11 rieky. Vulkn Bradlo je zastpen centrlnou intrziou a zvykom pla (obr. 7). Centrlna intrzia plug je v sasnosti iastone vypreparovan a pl vystupuje len ako troska po jej okrajoch. Okraje masvu s iastone rozruen zosuvmi.

Obrzok 8. Prieny profil vulkanotektonickmi truktrami v okol Slanskej huty.

1 andezitov lvov prdy, 2 andezitov vulkanoklastik, 3 ly a pisky (neogn) 4 tufy a tufity, 5 dioritov porfr (centrlna intrzia) 6 extria, 7 ily, 8 blokov zosuvy, 9 zlomy, 10 nadmorsk vky erznych povrchov, 11 vrty, 12 kty, 13 potoky.

MMoorrffoottrruukkttrryy VViihhoorrllaattsskkcchh vvrrcchhoovv

S tvoren tak vulkanickmi ako aj kombinovanmi vulkanotektonickmi morfotruktrami. Z morfotektonickho hadiska tu meme vyleni samostatn morfotruktry Vihorlat, Diel a Poprieny.

VViihhoorrllaatt

Predstavuje kombinovan morfotruktru. V jeho stavbe meme rozli nasledujce truktrne elementy:

kombinovan hrs. andezitov stratovulkny. vulkanick dmy a dmaticke komplexy.

Kombinovan hrs predstavuje samotn tektonick kryha Vihorlatu. T je diferencovane tektonicky rozlman a uklonen smerom k JZ. Vka skoku voi flyovm morfotruktram je 100 a 200 metrov, voi poklesvajcim kryhm neognnej molasy cez 1 000 metrov. Kryha sa individualizovala pozd michalovskovrbnickch zlomov (SV-JZ), ktor s v prienej pozcii voi morfotruktram podloia. truktra je budovan lvovmi prdmi a vulkanoklastikami starch erupnch fz. V podlo s asto epiklastik. Podloie vulkanickej akumulcie tvoria na severe a vchode pieskovce a lovce vonkajieho flyu. V priestore medzi Kamenicou nad Cirochou a Beatinou vystupuj zvyky bradlovho psma. Na juhu tvoria podloie lovit a piest polohy neognnej molasy. Tie iastone vystupuj aj na severnom okraji pri Modrej nad Cirochou. Medzi Kamienkou a Porbkou nasadaj severn okraje vulkanitov na bazlne svrstvia centrlno-karpatskho paleognu. Zpadn as vulkanitov prekrva vpence a dolomity humenskho mezozoika, ktor je sasou Humensko-uhorodskej hrste. Tektonick okraje budovan prevane

19

andezitmi na bze paleognu, neognu ale aj na bze epiklastk s silne rozruen zosvanm. Vrcholov as hrste je zarovnan (Kyjovsk planina, Valakovsk planina). Zarovnan povrchy vystupuj prevane v nadmorskch vkach 600 m n.m., ale aj vo vkach 400-450 m n.m., resp. 800 m n.m. Andezitov stratovulkny tvoria prevane ruiny i relikty stratovulkanickch truktr, ktor prekrvaj nivelizovan povrch Vihorlatskej hrste. Primrnym vulkanickm apartom celej Vihorlatskej truktry je stratovulkn Morsk oko. Od neho, v priamej nvznosti na vrbnick zlom (SV- JZ), sa vyliali menie vulkny Vihorlat, Sokolsk potok a Kyjov (Bacs 1979, 1986, Kaliiak et al. 1986). Stratovulkn Morsk oko je najvm a najstarm stratovulknom Vihorlatskej hrste. Je zastpen zvykami stratovulkanickho pla a erodovanou kalderou. Ruiny vulkanickho pla vystupuj prevane v nadmorskch vkach 600-1 000 metrov po obvode erodovanej kaldery Roh (858 m n.m.), Neiabec (1023 m n.m.) Sninsk kame (1005 m n.m.), Motrogo (1018 m n.m.). Tvoria ho prevane andezity lvovch prdov len zriedkavo vulkanoklastick horniny. Na juhu pl spova na svrstviach epiklastk, na severe a vchode na vulkanickch horninch starch erupnch fz, tvoriacich svahy Vihorlatskej hrste. Zosuvy poruujce svahy Vihorlatskej hrste tu asto zasahuj a do vrcholovch ast, priom detruuj aj zvyky stratovulkanickho pla (Podstavka 740 m n.m.). Erodovan kaldera dosahuje v priemere 5 000 metrov. Tvoria ju vntorn okraje pla a centrlna intrzia. Centrlna intrzia je tvoren strednoporfyrickmi andezitmi, brekciami a tufmi. Horniny s silne hydrotermlne premenen. Prevlda propylitizcia.Okraje kaldery s intenzvne premodelovan zosvanm. Najv je vek vihorlatsk zosuv (Leko 1954), ktor zahradil dolinu Okny za vzniku jazera Morsk oko. Ten je aj v sasnosti aktvny a v jeho loklnej depresii je zaloen jazero Mal morsk oko. V kaldere npadne vystupuje viacero telies, ktor predstavuj neky individualizovan v rmci centrlnej intrzie (obr. 9).

Obrzok 9. Prieny profil stratovulknom Morsk oko.

1 flyov podloie (zvrsnen lovce, pieskovce), 2 andezitov lvov prdy, 3 andezitov vulkanoklastik, 4 tufy, 5 andezitov balvany a bloky, tufy (krter), 6 ily, 7 blokov zosuvy, 8 zlomy, 9 nadmorsk vky erznych povrchov, 10 kty, 11 jazer, 12 rieky, potoky. Stratovulkn Vihorlat (obr. 10) je tvoren lvovmi prdmi, ktor s periklinlne uloen okolo centrlnej protrzie plug. Lvov prdy tvoria zvyky vulkanickho pla, ktor vytvra npadn kue vystupujci vo vrcholovch polohch Vihorlatskej hrste. S tvoren drobno a strednoporfyrickm andezitom, a s uklonen pod uhlom 15-20o. klon prdov je identick s klonom pla. Znamen to e je tu vemi dobre zachovan morfolgia pvodnho kuea (Kaliiak et al. 1995). Zvyky vytlaenej kopy plug sa nachdzaj vo forme andezitovch brl vo vrcholovch astiach kty Vihorlat (1076 m n.m.). Ich vek je 9,2 a 9,8 milinov rokov, o odpoved spodnmu pannu. Vulkn npadne vystupuje z najvyieho povrchu zarovnania, ktor zrezva vulkanick horniny vrchnho sarmatu.

20

Obrzok 10. Prieny profil vulknom Vihorlat.

1 andezity lvovch prdov, 2 vulkanoklastik andezitov, 3 tyfy, tufity, 4 ly, lovce, pieskovce, 5 dioritov porfr intruzvneho komplexu + tufy (vulkanick centrum), 6 prvodn kanly, apofzy, 7 andezitov sute, zahlinen, 8 zlomov lnie, 9 nadmorsk vky erznych stupov, 10 vrty, 11 kty, 12 rieky. Stratovulkn Sokolsk potok je tvoren reliktom vulkanickho kuea a centrlnej vulkanickej zny. M asymetrick stavbu. Vulkanick kue je tvoren andezitovmi lvovmi prdmi a autochtnnymi pyroklastikami. Tie maj periklinlnu vntorn stavbu. Zver Sokolskho potoka je zarezan v centrlnej asti vulkanickho apartu. Erodovan kaldera je ohranien ktami Rzdielna (785 m n.m.), Ostr vrch (666 m n.m.), tok (708 m n.m.). Je tvoren hydrotermlne premenenou centrlnou intrziou. Zvyky kuea s len slabo morfologicky identifikovaten a vystupuj vo vrcholovch polohch Vihorlatskej hrste. Po obvode stratovulknu vystupuj zvyky najvyieho povrchu zarovnvania (bden-pann) vo vkach okolo 650 metrov. Stratovulkn Kyjov (obr. 11) je tvoren reliktom vulkanickho kuea a centrlnej vulkanickej zny. Vulkanick kue je zachovan vo vrcholovch polohch Vihorlatskej hrste. Morfologicky je len slabo identifikovaten. Je budovan prevane lvovmi prdmi pyroxenickch andezitov. Andezity maj periklinlnu stavbu. Ich klon je 25 a 30o a kopruj svahy stratovulknu. Centrlna vulkanick zna sa nachdza v zvere Skalnho potoka, kde s zachovan zvyky erodovanej kaldery o priemere cez 1 000 metrov. Horniny centrlnej zny s hydrotermlne premenen. Z premien prevlda propylitizcia. Na severnej strane stratovulknu sa v nadmorskch vkach 550-600 metrov nachdzaj zvyky bdensko-pannskeho povrchu - Kyjovsk planina.

Obrzok 11.Prieny profil stratovulknom Kyjov.

1 vpence a dolomity (mezozoikum), 2 lovce a pieskovce (paleogn), 3 ly a piesky (neogn), 4 andezitov lvov prdy, 5 andezitov vulkanoklastik, 6 tufy, 7 dioritov porfr (centrlna intrzia), 8 ily, 9 andezitov trky zahlinen (nplavov kuele), 10 hrub andezitov trky a lomky (suov kuele), 11

21

spraov hliny, 12 kamenit delvi, 13 blokov zosuv, 14 zlomy, 15 - nadmorsk vky erznych stupov, 16 kty, 17 potoky.

DDiieell

Obrzok 12. Prieny profil stratovulknom Diel.

1 zlepence, menej vpence (bradlov psmo), 2 lovce a pieskovce (flyov vrstvy), 3 andezitov lvov prdy, 4 andezitov vulkanoklastik, 5 tufy, tufitick piesky, 6 dioritov porfr, 7 ily 8 zlomy, 9 nadmorsk vky erznych povrchov, 10 kty, 11 potoky. Tvor ruinu sarmatsko-pannskeho stratovulknu s dobre zachovanmi zvykami pla a erodovanou kalderou (obr. 12). Vulkn je z vchodnej strany obmedzen zlomovou lniou, pozd ktorej je mierne vyzdvihnut a uklonen smerom k nine. V truktre stratovulkanickho pla prevldaj andezitov lvov prdy nad pyroklastickmi uloeninami. Erodovan kaldera je zastpen kotlovitou depresiou v zvere potoka Levkov. V podlo je hydrotermlne premenen centrlna intrzia. T je lenen na dielie intrzie, dajky a sily budovan dioritovmi porfrmi. Na junch a zpadnch svahoch s zachovan zarovnan povrchy viacerch generci. Vchodn (zlomov) svahy s strm a ostro hraniia s plochm povrchom Ublianskej pahorkatiny. Ten je zachovan vo vke okolo 500 metrov. Na zlomoch vystupuj viacer intrzie o priemere od 0,5 do 1 km, ako aj nek hruboporfyrickho andezitu Hrka (599 m n.m.).

PPoopprriieennyy

Tvor ruinu najvieho stratovulknu na vchodnom Slovensku (obr. 13), ktorho hlavn as sa vak u nachdza na Ukrajine. Jeho vek je sarmat a pann. M dobre zachovan zvyky pla a rozsiahlu erodovan kalderu.

Obrzok 13. Prieny profil stratovulknom Poprieny (Poprin).

22

1 vpence a dolomity (mezozoikum), 2 lovce a pieskovce (paleogn), 3 ly a piesky (neogn), 4 andezita lvovch prdov, 5 andezitov vulkanoklastik, 6 tufy, 7 andezitov balvany a bloky + tufy (centrlna intrzia), 8 ily, 9 zlomy, 10 - nadmorsk vky erznych stupov, 11 kty, 12 rieky. Pl je zastpen andezitovmi lvovmi prdmi. Tie s periklinlne uloen a striedaj sa s vulkanoklastikami. Smerom k ptiu vulkanoklastk pribda. Na bze vystupuj epiklastik. Erodovan kaldera sa nachdza na ukrajinskej asti masvu. Na slovenskej strane je zachovan len jej okraj tvoriaci pohranin hrebe. Stratovulkn Poprieny m vrazne asymetrick stavbu. Lvov prdy vyliate na sever s kratie ako lvov prdy vyliate do niny. Sved to o diferencovanch pohyboch medzi Karpatskm a Pannskym blokom, v ase vulkanickej aktivity. Na kontakt blokov sa viau aj vstupy andezitovch intrzi na severnom okraji stratovulknu. Zarovnan povrchy s vytvoren vo viacerch genercich. Najrozsiahlejie z nich sa nachdzaj na styku s vchodoslovenskou ninou. Vulkanick dmy a dmaticke komplexy vystupuj na JV pt Vihorlatu medzi obcami Trnava pri Laborci a Kalua (Viniansky extruzvny komplex). Tvoria tie menie teles na vchodnom pt masvu Diel, a SZ pt masvu Poprieny. S budovan amfibolicko-pyroxenickmi andezitmi. S to prevane zloen extrzie strednosarmatskho veku. Priemer vulkanickch dmov dosahuje okolo 500 a 1 000 metrov Hrka (228 m n.m), Viniansky hradn vrch (325 m n.m.), utov (319 m n.m.), Medveov (166 m n.m), Nad iernou studou (345 m n.m.). Dmaticke komplexy dosahuj priemer okolo 2 000 metrov Senderov (310 m n.m.). Vytvraj prevane asymetrick extrzie (obr. 14).

Obrzok. 14. Prieny profil dmatickmi telesami v komplexe Vinn.

1 symetrick vulkanick dmy, 2 asymetriick extrzie s prechodom do foriem dome flow, 3 extruzvne brekcie, 4 hrub extruzvne brekcie s klastickm materilom, 5 redeponovan vulkanoklastik, 6 andezity lvovch prdov. Vulkanity v neognnych kotlinch a panvch Vystupuj ako izolovan teles iastone alebo plne prekryt neognnymi sedimentami. Vystupuj vo forme zvykov vulkanickch plov, ako extruzvne teles, respektve ako neky. Najastejie sa vak vulkanity vyskytuj ako vrstvy (zvyky lvovch prdov, pokrovy tufov a tufitov) v neognnych sedimentoch. Zvyky vulkanickch plov Tvoria pochovan vulkanick plte v priestore Malc, Bee a Vojan. Len zriedka vystupuj ich zvyky na povrch vo forme izolovanch telies. Nachdzaj sa predovetkm v okol Krovskho Chlmca (Vek kopec 264 m n.m), Tarbucka, k. 237 a 238 m n.m., Kamenn mova). ast s aj po obvode Zemplnskych vrchov (obr. 15, 16, 17).

23

Obrzok 15. Prieny profil andezitovmi telesami (zvyky vulkanickch plov) v okol Krovskho Chlmca.

1 andezitov lvov prdy, 2 andezitov vulkanoklastik, 3 ly a piesky sedimentrne svrstvie (neogn),4 viate piesky (kvartr), 5 kty, 6 mest, dediny. Obrzok 16. Prieny profil andezitovmi extrziami (Tarbucka) v okol obce Streda nad Bodrogom. 1 andezitov lvov prdy, 2 vulkanoklastik andezitov, 3 andezitov extrzie, 4 eolick piesky, 5 naplaven hliny, 6 nadmorsk vky erznych stupov, 7 kty.

Obrzok 17. Prieny profil andezitovmi telesami v okol obce Srnik.

1 andezitov lvov prdy, 2 andezitov extrzie, 3 viate piesky, 4 kty, 5 obce. . Extruzvne teles Tvoria menie symetrick teles vo Vchodoslovenskej nine (obr. 20, 21) Hrka (228 m n.m.) pri Lesnom (obr. 18) a Kalvria (Hrka k 163 m n.m.) pri Michalovciach (obr. 19), ako aj vie teles na juhu VSN (Vek vrch 272 m n.m.) pri Brehove (obr. 17), bezmenn

24

teleso pri Somotore, Tarbucka (277 m n.m.) a Roh (161 m n.m.) pri Strede nad Bodrogom. S z vekej asti prekryt mocnmi pokrovmi viatych pieskov. Na severnom okraji Slanskch vrchov vystupuj v Spisko-ariskom medzihor a Beskydskom predhor morfologicky npadn andezitov teles viace sa na Moariansko-Topliansky zlomov systm. Maj symetrick ale aj asymetrick formy, respektve tvoria zloit vulkanick dmy. Vystupuj v dvoch lnich smeru SZ-JV. Severnejia je zastpen dmatickym komplexom Str Lys str (696 m n.m), Maliniak (596 m n.m), Str (740 m n.m.) a komplexom Kapuianskho hradnho vrchu (548 m n.m). Obrzok 18. Schmatick prieny profil dmatickm telesom (Oblk).- spracovan poda Kaliiak et

al. (1992, 1995), Kaliiak, ec (1995) 1. Extruzvne dmy. 2. Mal dmatick teles. 3. Extruzvne brekcie. 4. Hrub extruzvne brekcie s klastickm materilom. 5. Vulkanoklastik stratovulkanickho komplexu. 6. Andezity lvovch prdov. 7. lovce a pieskovce (paleogn). 8. Svahov sedimenty.

Obrzok 19, Prieny profil vulkanickm telesom ari. 1 andezitov extrzia, 2 lovce + pieskovce (paleogn), 3 zlom, 4 pieskovcov a lovcov trky (riena niva), 5 nadmorsk vky erznych povrchov, 6 kty, 7 rieky.

25

Jun (obr. 18, 19) zana na severozpade symetrickm telesom ariskho hradnho vrchu (570 m n.m.), pokrauje na SZ okraji Slanskch vrchov asymetrickm telesom Maglovec (670 m n.m.) a kon v okol Hanuoviec nad Topou symetrickmi dmatickymi telesami Oblk (932 m n.m.), k. 638 m n.m. a Kuria hora (837 m n.m.).

Obrzok 20. Prieny profil extruzvnyym dmom Hrka pri Lesnom.

1 ryolitov extrzie, 2 ly a piesky (sedimetrne svrstvie), 3 riene trky a hliny (riena niva), 4 zlom, 5 nadmorsk vky erznych povrchov, 6 kty, 7 rieky.

Obrzok 21. Prieny profil vulkanickmi truktrami v okol Michaloviec.

1 extruzvne teleso, 2 neognne sedimenty, 3 riena niva (prevane andezitov trky), 4 spraov hliny, 5 kalov sedimety, 6 zlomy, 7 kty, 8 vodn plochy, 9 rieky. Neky Ryodacitov neky vystupuj v okol Komran (k. 233 m n.m, Lipov 311 m n.m.). V morfolgii zemia s vak menej npadn. Npadnejie teleso je lokalizovan v Ublianskej pahorkatine (k. 543 m n.m.). Je vypreparovan okolo 25 m nad ternom. Predstavuje nek hruboporfyrickho andezitu. Vrstvy v neognnych sedimentoch Tvoria plone obmedzen vloky v sedimentoch VSN a Koickej kotliny. Predstavuj vrstvy tufov a tufitov, respektve zvyky andezitovch lvovch prdov. S rzneho petrografickho zloenia a vystupuj v svrstviach egenburgu a pannu. Andezity lvovch prdov sa v minulosti aili hlavne pre miestne stavebn ely. V sasnosti sa priemyselne aia hrabovsk tufy (zeolity) pri Nnom Hrabovci na VSN.

Literatra Bacs, Z. (1979): Neovulkanick formcie Vihorlatu a ich vzah k tektonike a epigenetickej mineralizcii. Miner. slov. 11, 21-53. Bacs, Z. (1986): Geologick stavba a zlomov truktry stratovulknov Vihorlatskch vrchov. Mineral. Slov. 18, 97-120. Cotton, C. A. (1952): Volcanoes as landscape forms. Whicombe and Tombs, Christchurch, 416 s. Dzurovn, L. (1988): Morfolgia vulkanickch telies v strednej asti Slanskch vrchov. Geogr. as. 41/2, 226-

26

33. Dzurovn, L. (1990): Geomorfologick analza strednej asti Slanskch vrchov. Kandidtska dizertan prca, archv Gg. SAV, Bratislava, 161. Dzurovn, L. (1993): Relif vulkanickch pohor vchodnho Slovenska a monosti jeho vyuvania a ochrany na prklade Slanskch vrchov. Ochrana prrody 12, 139-163. Dzurovn, L. (1994): Prspevok k poznaniu procesov a asovho priebehu zarovnvania v slovenskch Karpatoch - ich vzah k neotektonickm fzam a paleogeografickmu vvoju v Paratethde. Mineralia slovaca 26,126-143. Dzurovn, L. (1997): Morfotruktry slovenskej asti Karpt a ich formovanie v rmci Neoeurpy. In.: Harr, J. & Niansk, B.: Krajina Vchodnho Slovenska v odbornch a vedeckch prcach. Zb. ref., Preov. 137-144. Dzurovn, L. (1998): Vznik a formovanie relifu neognnych vulkanickch pohor Vchodnho Slovenska. Acta fac. Stud. Hum. et Nature Un. Pre., Folia Geographica - 29/1, 77-112. Dzurovn, L. (2001): Vvoj relifu stratovulknov vchodnho Slovenska. Acta fac. Stud. Hum. et Nature Un. Pre., Folia Geographica - 35/4, 41-56. Filo, M., Pospil, , (1978): Mapa mocnosti vulkanickho komplexu. In.: Slansk vrchy geofyziklny prieskum. Manuskript, Archv Geofyziky Bratislava. Goftein, I.D. (1964): Neotektonika Karpat. AN USSR, Kiev, 182. Kaliiak, M., et al. (1991): Geologick mapa Slanskch vrchov a Koickej kotliny severn as. 1 : 50 000. GD, Bratislava. Kaliiak, M., et al. (1991): Vysvetlivky ku geologickej mape severnej asti Slanskch vrchov a Koickej kotliny. 1 : 50 000. GD, Bratislava, 231. Kaliiak, M., et al. (1996): Vsvetlivky ku geologickej mape Slanskch vrchov a Koickej kotliny jun as. 1 : 50 000. Vyd. D. tra, Bratislava, 206. Kaliiak, M., et. al. (1999): Geologick mapa Slanskch vrchov a Koickej kotliny jun as. 1 : 50 000. GD, Bratislava. Kaliiak, M., Konen, V., Lexa, J. (1986): Paleovulkanologick rekontrukcia stratovulknov Vihorlatu a Poprieneho. Regionlna geolgia Zpadnch Karpt. Sprvy o geologickch vskumoch GD. Bratislava. 123-126. Kaliiak, M., KONEN, V., LEXA, J., KONEN, P. (1995): Geologick stavba Vihorlatskch vrchov. Zpadn Karpaty, sr. Geol. 18. 18-93. Kaliiak , M. Et al. (1992): Geologick mapa severnej asti Slanskch vrchov a Koickej kotliny 1 : 50 000. GD, Bratislava. Leko, B. (1954): Vvin vchodoslovenskch jazier. Geogr. as. 6/3-4, 175-192. Lydon, P., A. (1968): Geology and lahars of the Tuscan Formation, northern California. Geol. Soc. Am. Mem., 441-475. Maleev, E., F. (1980): Vulkanity - Spravonik. Nedra, Moskva, 240. Mazr, E. (1979): Morfotruktry Zpadnch Karpt a ich vvoj. Act. fac. Un. Com. - Geographica 17, 21-30. Mazr, E. (1980): Morfotruktry. In. Atlas SSR. Red. E. Mazr., Bratislava, Slov. Kartografia, 44. Pinczs, Z. (1969): Tertiary surfaces of the Tokaj (Zempln) mountains. Stud. geom. Carp. balc. III, 3-16. Pospil, L., Husk, . (1985): Prspevok geofyziky k poznaniu stavby vchodoslovenskch neovulkanitov a ich podloia. Zp. Karp. s. Geologia 10, 197-219. Slvik, J. (1972): Pochovan vulkanick pohoria na juhu vchodneho Slovenska (Zemplnske vulkanick pohorie) Geologick prce, Sprvy 58, GD, Bratislava, s. 45-56. Szkely, A. (1982): Vergleichende vulkanische Mittelgebirgsforschung in Ungarn. Ein Beitrag zur morphostrukturellen Gliederung. Ung. Deutsch. Stud. zu Sprach. Kult. Geogr. und Gesich., Hamburg, 207-238. Williams, H. (1932): The history and character of volcanic domes. Univ. Calif. Publ. Dept. Geol. Bull. 21/5, ec, B., et al. (1997): Geologick mapa Vihorlatskch a Humenskch vrchov. 1:50 000. Geol. sluba SR., Bratislava.

27

PODOZRIV ROVINY SLOVENSKA

Michal Gallay

Predstava roviny sa nm na Slovensku automaticky spja s ninami a kotlinami. Tento typ relifu uruje tvr pribline jednej ptine krajiny a dominantne sa nachdza v ninch, resp. kotlinch. Avak t, ktor pochodili nejedno pohorie Slovenska si zaiste vimli, e po namhavom vstupe strmmi svahmi ich na vrchole akala viac alebo menej rozahl rovinka.

S ploinami vo vrcholovch partich pohor sa stretvame v tejto neprirodzenej polohe u ns pomerne asto. Evidentne ide o zvyky starieho rovinatho alebo mierne zvlnenho povrchu, ktor existoval pred vzdvihom tektonickho bloku pohoria. Nachdzame vak aj in, niie poloen zvyky, v rznych rovniach nad okolitm ternom, ktor sa spolone javia ako stupne rovinatch povrchov. Ich priestorov rozmiestnenie v krajine pri uritom abstrahovan priam nabda k predstave, e vvoj relifu naej krajiny prebiehal v niekokch etapch. Pritom sa striedali obdobia zarovnvania a rozleovania relifu a kad nasledujce zarovnanie prebiehalo na niej rovni pod starm rozlenenm zarovnanm povrchom. Za predpokladu, e existoval aksi vchodz stav, z ktorho sa dnen relif vyvinul a poskladme ho z najvyie poloench plon v pohoriach, zskame obraz svislej, relatvne zarovnanej poiatonej plochy. Bez ohadu na to i je lenit alebo zarovnan m postavenie tzv. inicilneho relifu a uruje limit pamti povrchovch tvarov vyluujc existenciu starch foriem. V prpade, e sa nm podar identifikova vek zvykov inicilneho relifu, daj sa chronologicky zaradi vetky ostatn formy nachdzajce sa medzi najstarou a najmladou rovou, ktorou s dnen, neustle sa meniace nivy rienych tokov.

Strun histria vvoja dnenho relifu

Charakter povrchu sasnej krajiny Slovenska sa zaal formova na prelome starch a mladch treohr. Ku koncu treohr bola u mozaika kotln a pohor vytvoren tak, ako ju poznme dnes a v tvrtohorch sa tto konfigurcia z geologickho hadiska len mierne pozmenila. Takto je hrub predstava o vvoji relifu Slovenska, kde kotliny s morfotruktrami typu "priekopov prepadlina" a pohoria morfotruktrami typu "hras". Niny, v tomto kontexte sprvnejie panvy, veobecne mono taktie povaova za prepadliny. Uveden formy vznikli dsledkom rznej rchlosti a smeru tektonickch pohybov vo vtedajom relife. Kee povrch v priestore nin a kotln poklesol, vlievalo sa do neho more a pvodn tvary boli prikryt morskmi sedimentami, ktor tu dnes vystupuj na povrch. V priestore dnench pohor bol pvodn povrch vyzdvihnut, resp. zostal na rovnakej rovni. Ak ho nestihli geomorfologick procesy zdeformova i plne znii, mono zvyky predolho relifu, ktor by mali by najstarmi tvarmi povrchu Slovenska, hada prve vo vrcholovch astiach Zpadnch Karpt.

Puzzle minulosti Vysvetli prtomnos zvykov zarovnanch povrchov v naich pohoriach sa pokaj mnoh

autori u vye storoie. Mylienkou vekoplonho inicilneho zarovnanho relifu boli ovplyvnen nzory eskch a slovenskch geomorfolgov v minulosti (Hromdka, Dane, , pretoe vtedajm poznatkom o geologickom a geomorfologickom vvoji neodporovala. Sprvoti sa jednotliv stupne plon chpali ako abrzne ploiny, ktor po sebe zanechvalo etapovite ustupujce more. Tento nzor bol v polovici 20. storoia prekonan, hoci loklne plat (napr. na Devnskej Kobyle pri Bratislave). V priebehu 60-tych rokov 20. storoia profesor Michal Lukni (Lukni, M. 1962) a akademik Emil Mazr (Mazr, E. 1963) v podstate paralelne vytvorili dve koncepcie vvoja relifu Slovenska, z ktorch sa neskr uprednostovala a donedvna pouvala Mazrova predstava. Mazr, E. (1963) zalenil stupne zarovnanch povrchov, ktor vznikli v suchozemskch podmienkach do troch rovn ako ukazuje obr. 1 a. Najvyiu pomenoval vrcholov rove. Jej zvyky boli znane zdeformovan a kde-tu mali vynieva nad druhou rovou, ktor nazval stredohorsk rove. Tto mala ma

28

charakter zarovnanho, inicilneho relifu, ktor sa rozprestieral pravdepodobne v celom priestore Zpadnch Karpt. Po vzdvihu sa z nej v dnenom relife zachovali poetn zvyky v podobe plon rozprestierajcich sa v centrlnych astiach pohor, avak regionlne v rozlinch nadmorskch vkach (od 300 m n. m. v Malch Karpatoch po 1600 m n. m. v Tatrch). Neskr mala prebehn tretia etapa zarovnvania, ktorej vsledkom bol vznik porienej rovne ako tretej, najniie poloenej rovne zarovnanch povrchov. Kee vo tvrtohorch sa endognne procesy aktivizovali v dsledku oho sa zemie zaalo rchlejie dvha, riene toky sa do porienej rovne zarezvali vytvrajc terasy. Zvyky porienej rovne ako predtvrtohornho dna nin a kotln sa dnes nachdzaj pozd vetkch vch riek v relatvnej vke 70 a 150 metrov nad nivou.

Mazrova hypotza troch rovn mohla by aplikovan pre kad pohorie. Identifikcia rezdu

alieho stupa medzi stredohorskou a porienou rovou - podstredohorskej rovne (Bizubov, M. - Minr, J. 1992, Dzurovin, 1994), vak tto predstavu spochybuje (obr. 1 b, c). Nov, neustle sa dynamicky rozirujce znalosti z geolgie (Kov, D. 2000) a geomorfolgie sauj, a znemouj rekontrukciu svislch zarovnanch plch regionlnych rozmerov zo zvykov vylenench rovn. Vznik problm, i skutone existuj prvky mnoiny vrcholov rove, i nie s len sasou mnoiny zvykov stredohorskej rovne a vbec i mono o tejto uvaova v celom priestore Zpadnch Karpt.

Obr.1: Schematick znzornenie rovn zarovnvania so systmom rienych ters.

a) b) c)

Poda: a) Mazr, E. (1964); b) Bizubov, M. Minr, J.(1992); c) Urbnek, J. (2001); A vrcholov rove, B stredohorsk rove, C podstredohorsk rove, D poriena rove, E - systm rienych ters. Otznik s okruhom vyjadruje pochybnosti autorov o monosti existencie danej rovne zarovnvania. Poetnos a priestorov rozrenie zvykov porienej rovne dovouje usudzova, e ako svisl zarovnan povrch skutone existovala, a tak v svislosti s touto rovou zarovnvania na poli vedy nevznikaj vie rozpory. Riene terasy vznikali v obdob rozleovania relifu, nezarauj sa teda medzi zvyky zarovnanch povrchov, na o poukazuje odlin typ iary v obrzku.

Z toho dvodu vyvstvaj poslednch 15 rokov prirodzen snahy o prehodnotenie doterajieho pohadu na problm morfogenzy Karpt, v ktorej maj etapy zarovnvania kov pozciu (Minr, Bizubov, Gallay 2004, Urbnek 2001).

Existencia zvykov plochho relifu v naich pohoriach ako aj v celch Karpatoch je nesporn a nik ju nespochybuje. Ploiny tu s a pri koncipovan veobecnej terie vvoja relifu neslobodno na ne zabda. V terne sa daj spozna ako nhle zmiernenie sklonu na svahoch alebo v okol horskho chrbta. Pri takomto urovan vak ete nie je mon jednoznane hovori o zvyku zarovnanho povrchu. Potrebn je podrobnejie preskma ich vzah k okoliu a podloiu. Ploiny v naich pohoriach asto nespaj predstavy idelnej dosky, ale skr maj rz mierne zvlnenej roviny a pahorkatiny. Oproti okolitmu relifu vak maj podstatne menie hodnoty vkovej lenitosti a sklonu, a teda boli z hadiska osdovania pohor lovekom atraktvnejmi asami v porovnan s hlbokmi dolinami a strmmi strami, ktormi s ploiny obkolesen. Niektor pohoria alebo ich podjednotky tak nes u vo svojom nzve vyjadrenie plochosti povrchu ako napr. Krupinsk planina,

A

B

D

E

A

B

D

E

C

?

AR

BR

DR

ER

CS

?

29

Murnska planina, Sihlianska planina vo Veporskch vrchoch, Silick planina v Slovenskom krase, Lehotsk planina v Pohronskom Inovci a in. Doposia sa predpokladalo, e s zvykami stredohorskej rovne. Prklady jednotlivch stupov zarovnanch povrchov ponkaj Mal Karpaty, Strovsk vrchy, iar, Mal Fatra, Pohronsk Inovec at., kde sa uvaovala aj vrcholov rove. Zhoda medzi geomorfolgmi vldne jedine pri identifikcii zvykov porienej rovne, ktor sa stotouj s plochmi chrbtami v pahorkatinnch astiach vetkch slovenskch nin a kotln. Pre priraovanie veku jednotlivch plon je rozhodujce najm zistenie doby sformovania inicilneho zarovnanho relifu, ak niekedy existoval. Takto zskame druh oporn bod na chronologickej kle a bude mon jednoduchie datova aj alie tvary povrchu, ako sme to u spomenuli vyie.

Vznam denudanej chronolgie Urenie asovch intervalov, v ktorch sa geomorfologick udalosti diali, resp. opakovali, m

nesporn vznam, pre o najpresnej odhad vvoja relifu do budcnosti. Dostvame sa tak k praktickm aplikcim geomorfologickch poznatkov. Prkladom je prve aktulny problm umiestnenia trvalho hlbinnho loiska vysoko rdioaktvneho odpadu a vyhorenho rdioaktvneho paliva. Objekt tohto typu mus spa poiadavky bezpenosti v horizonte stoviek a tiscov rokov, a tak m pri jeho projektovan vznam predpovedania tektonickch pohybov a na zklade toho urenie perspektvne dlhodobo stabilnch blokov zemskej kry. M to vznam aj v prpade ostatnch vekch stavieb citlivo reagujcich na podloie, akmi s jadrov elektrrne, vodn diela, cyklotrny, tunely, mosty a mnoh alie. Vytvorenie funknej denudanej chronolgie ma skrtka vznam i v praktickom ivote. Viacer rovne zvykov zarovnanch povrchov s odrazom niekdajej stability zemia, ktor sa striedala s tektonicky aktvnejmi obdobiami. Ak identifikujeme bloky pohor, kde s nad sebou zachovan povrchy z viacerch etp zarovnvania a nie s oddelen zlomovmi svahmi, meme sprvne usudzova o vntornej tektonickej stabilite takchto blokov. Zaradenie povrchov k jednotlivm etapm plancie je takisto dleit. Ak sme toti doposia dva fragmenty povaovali za sas stredohorskej rovne, mohli by, pri zjednoduen situcie, by zdanlivo sasou jednho stabilnho bloku. Pokia sa vak zist rozdielny vek a vzah k etapm zarovnvania, stane sa evidentnou prslunos zvykov k dvom rznym blokom kry, ktor tektonika vrazne ovplyvnila a hbe nimi. Cesta od terie k praxi teda existuje aj na tomto poli vedy. Ostva na nej u len sprvnym spsobom pouklada chbajce kamene k jestvujcim stopm minulosti. Literatra

Bizubov, M., Minr, J. (1992): Some new aspects of denudation chronology of the West Carpathians. In: Stankoviansky, M. ed. Abstracts of papers. International syposium Time, frequency and dating in geomorphology, Tatransk Lomnica, June 16-21, 1992. Bratislava, 10 s.

Dzurovin, L. (1994): Prspevok k poznaniu procesov a asovho priebehu zarovnvania v slovenskch Karpatoch ich vzah k neotektonickm fzam a paleogeografickmu vvoju. In: Mineralia Slovaca 26, s. 126-143.

Kov M., (2000): Geodynamick, paleogeografick a truktrny vvoj karpatsko-pannskeho reginu v miocne. Nov pohad na neognne panvy Slovenska. Veda, Bratislava, 202 s.

Lukni, M. (1962): Die Relief Entwicklung der Westkarpaten. In: Wissenschaftliche Zeitschrift der Martin-Luther-Universitt Halle-Wittenberg, Mathematik-Naturwissenschaften, ro. 11, 1962, . 10, s.1235-1244

Mazr, E. (1963): ilinsk kotlina a priahl pohoria : Geomorfolgia a kvartr. Bratislava : Vydavatestvo SAV, 1963, 184 s.

Minr, J. Bizubov, M., Gallay, M. (2004): General aspects of denudation chronology of the West Carpathians. Studia geomorphologica Carpatho-Balcanica, Vol. 38. Krakw, Polska Akademia Nauk.

Urbnek, J. (2001): Nov paradigma slovenskej geomorfolgie. In: Geomorphologia Slovaca ro. 1., .1, s.84-90

30

GENERAL ASPECTS OF DENUDATION CHRONOLOGY OF THE WEST CARPATHIANS

Jozef Minr, Mria Bizubov, Michal Gallay

Introduction Decreasing interest is devoted to denudation chronology in geomorphology. Development of methods of absolute dating rightfully focuses the attention of geomorphologists, however methods of relative dating of land surfaces (stratigraphy, denudation chronology) are still relevant (Watchman and Twidale 2002). Denudation chronology is an inherently geomorphological manner of dating. Spatial relationships among landforms have essentially similar informational power, as do relationships among rock layers. Nobody doubts the value of stratigraphy in geosciences, however denudation chronology does not have such high status. Whittow (1984) wrote: Unless methods of absolute dating or pollen analysis are adopted, denudation chronology must remain a rather subjective and speculative exercise rather than a scientific study. Certainly, scientific denudation chronology must be linked with methods of rock dating. Knowledge of the ages of base rocks, regoliths or correlated deposits are necessary conditions for the scientific conceptualisation of denudation chronology. However, spatial relationships of landforms (the basis of denudation chronology) give unique chronological information in connection with stratigraphy and absolute dating. The West Carpathians are an autonomic part of the Carpathian chain with specific geotectonic and morphological evolution. The solution of problems connected with the surfaces of planation and denudation chronology has a long and rich tradition in the region (in detail see Bizubov 1993). In the first half of the 20th century the concept of abrasion represented the first mainstream of ideas related to the genesis of the West Carpathians planation surfaces. This concept represented the opinion that levels in mountains and in the intramoutain basins of the West Carpathians are the remains of abrasion terraces of the oscillating Neogene sea. The main proponent was Hassinger (1914). His ideas were developed primarily by Dane (1920, 1931), Vitsek (1926), Ddina (1922), Ferenci (1917), Gotzinger and Letter (1914) and Hromdka (1929, 1931, 1933, 1943) (references after Bizubov 1993). Lukni (1964) admitted the existence of abrasion levels on the western slope of the Mal Karpaty Mountains too. Advocates of the second mainstream of ideas denudation conception assumed planation in the subaerial conditions as well as a big influence from neotectonics and changes of the base level. The first of them, Sawicki (1909a, 1909b) expressed the opinion of denudation genesis of levels of the West Carpathians. His ideas were developed by Machatschek and Danzer (1924), Machatschek (1927), Moschelesov (1923) and Dinev (1942) (see in Bizubov 1993). The scheme of denudation chronology of the West Carpathians, which was for many years been the basis of studies of Slovak georelief, was presented in the 1960s by M. Lukni and E. Mazr. Though the authors published their result individually, a mutual influence was evident. They assumed simultaneous evolution in the entire territory of the West Carpathians, but they had a different opinion on the age of the planation surfaces. Lukni (1964) considered two generation of planation surfaces the older from the SarmatianPannonian age and the younger from the Late Pliocene, as a pediment 70150 m above present river valley bottom. Lukni later shifts the age of the younger level to the MindelRiss integlacial and considers the existence of older surfaces, exhumed from Paleogene sediments or volcanic rocks. Mazr (1963) considered the existence of a third generation of planation surfaces. The Top level, which was formed by processes of subaeric destruction after Styerian phases, is the oldest (Tortonian and Early Sarmatian). The Midmountain level was placed in the Pannonian. It is a supposed pediplane with large regional extent. The River level originated in the Late Pliocene and was formed by lateral river

31

erosion as well as by parallel retreat of slopes. Mazrs concept employed the correlation between levels, filling of the intramountain basins and phases of tectonic processes and was the basis for regional geomorphological research in Slovakia until of 1990s. Eleven years ago, we introduced a new point of view on the planation surfaces question, on the basis of new geological and geomorphologic facts (Bizubov and Minr 1992). We assumed longer formation of the Midmountain level and stressed the time-space dynamics of planation surfaces formation (WE and SN shift of principal stages in time) as well as an existence of a new unfinished geomorphologic cycle, which results in the Undermidmountain level (Zako et al. 1990). The mechanism of the formation and age of planation surfaces, their relationship to the geodynamic evolution of the West Carpathians and the question of simultaneity of the West Carpathian evolution has become a subject of discussion recently. Zuchiewicz (1987) emphasized the problems of defining the time and spatial characters of the surface planation in the Polish Carpathians. He mentioned asynchronous evolution of the West and East Carpathians. We have pointed out asynchronous evolution of georelief in the Outer and Inner West Carpathians (Bizubov 1998). inura (1998) prefers the origin of planation surfaces before Neogene. Urbnek (2002) challenges the existence of a uniform initial surface of the West Carpathians (the Midmountain level). Criticism of the schematic approach to West Carpathians denudation chronology is well founded. Regional denudation chronology expresses the trend, which can be changed in space and time and deformed or fully masked by local factors. Smaller landforms are influenced predominantly by local factors, but within the framework of regional influences. Knowledge of the regional framework contributes to the solution of local denudation chronology problems, which are very important for detailed geoecological research, natural hazards and risk evaluation and estimation of ecological stability or carrying capacity. On the other hand the regional conceptions have to be conceived and confirmed on the basis of detailed local studies. Material and methods The speculative character of denudation chronology is generally regarded as its biggest weakness. It is a consequence of limited accessible information and subsequently its main characteristic method abduction. Abduction (reverse deduction) combines the resulting state of affairs (B) with a law (L) to infer the controlling state of affairs (A) (Rhoads and Thorn 1993). Uncertainty of various inferences increases with the age and area of the study object, and together decreases the possibility of quantification. Corroboration of the inferences is consequently very often problematic. However, if the inferences create a logical system then their credibility rises with the number of system elements and their mutual connections. This is the way to create more credible denudation chronology. Ergo, the regional scheme of denudation chronology should reflect the maximum of the available facts and information and their mutual relations. The traditional scheme of the West Carpathians denudation chronology was created on the basis of a whole spectrum of contemporary methods and information (study of territorial differentiation of planation surfaces, analysis of regolith, truncated rocks, correlated sediments or paleoclimatic and neotectonic reconstructions). Possibilities of morphological interpretations are at present extended by modern plate tectonic reconstructions (Kov 2000), which are based on modern dating methods (radiocarbon, uranium series and argon dating, fission track dating, paleomagnetism and oxygen isotope ratios, electron spin resonance) and another geophysical, geochronologic, volcanologic, paleomagnetic, structural and sedimentological data. Reconstructions involve description and explanation of reasons of movement and rotation of the West Carpathians block as well as characteristics of tectonics in time and space. An inherent potential of geomorphology for the solution of denudation chronology problems lies in the quantification of used methods, in respect of the hierarchical nature of georelief, in system approach and in effective use of models and modelling. All these aspects led to the creation and use of the geomorphological information system, which is the most powerful instrument for the formation of denudation chronology. Complex geomorphological mapping on the basis of the elementary landforms

32

concept (Minr 1995) is a suitable basis for creation of such system. The elementary landforms are exactly geometrically defined elementary parts of georelief, which are characterised by roughly constant values of altitude, or some from altitude derived morphometric parameters (slope, aspect, curvatures...). The geometrical homogeneity is a consequence of their genetic homogeneity and age homogeneity, as well as a condition for the homogeneity of recent geomorphic processes in the elementary landforms. Mapping of the elementary landforms requires the harmonization of various genetic, geometric, dynamic and chronologic information not only for individual elementary landforms, but also for their spatial and hierarchical structures. A strong basis for the creation and verification of local and regional denudation chronology conceptions is created in this way. We treat as fundamental the separation of regional and local denudation chronologies from the point of view of methodology and interpretation. Local chronologies make elemental constructional components for regional chronology, which is made by their generalisation, whereas regional denudation chronology has to be only a working hypothesis in the process of the creation of local denudation chronologies. Some of the methods and information sources have similar importance for both, others are more significant for one, or the other. General outline of the West Carpathians denudation chronology The absence of full area, systematic geomorphic mapping and functional geomorphological information system are the main barriers to the creation of modern regional denudation chronology of the West Carpathians. However, accumulated new geomorphological and geotectonical knowledge has enabled the modification and appendage of traditional conceptions of the West Carpathians denudation chronology so that the modified conception can be used as a working hypothesis for the creation of local denudation chronologies and a generally acceptable regional chronology of the West Carpathians. Our initial revision of the West Carpathians denudation chronology (Bizubov and Minr 1992) was based on strictly defined tectonic phases. But the latest geotectonic reconstructions (Kov 2000) break away from it and stress a continuity of tectonic development. So space for the formation of planation surfaces is seemingly reduced. However, the improved localisation and explanation of the phases of tectonic compression and extension in space and time enables us to look for a dynamic explanation of planation process and explain other significant characteristics of the West Carpathians landforms too. Table 1 correlates the main geotectonic events (Kov 2000, Davidson 1997), paleogeographical conditions (Planderov et al. 1992, Vass 1989) and their probable morphological impact in the West Carpathians. The neotectonic uprising of the West Carpathians is possibly connected with the Early Miocene global compressional pulse (Davidson 1997). Regionally this resulted in the collision of the Alpaca lithospheric block with the North European platform, which caused the compression of the West Carpathians and their eastward extrusion. Consequently the retreat of subduction in the front of the North European platform caused the roll back effect and the tectonic stretching and extension of the territory (Kov 2000). The rise of marine and lake basins not only on the periphery but also within the West Carpathians is evidence of subsidence tendencies connected with the extensional regime. The coincidence of the main directions of reconstructed extension (Kov 2000) with the planview of the spurs of the Pannonian basin and intramountain basins confirm this implication. Therefore the depth of the Neogene bases in the basins can generally signalise the intensity of the subsidence tendencies (Fig. 2). Tectonic subsidence plays a crucial role in our explanation of the origin of the Pannonian Midmountain level (Mazr 1963), or the initial SarmatoPannonian surface (Lukni 1964), which has a key position in the West Carpathians denudation chronology. It is problematic to explain the origin of this surface by a simple pediplanation process in the framework of mobilistic geotectonic conceptions. We created a hypothesis of planation in tectonically active regions and the final flat surface we named tectoplain (Minr 2003). The tectoplain is a polygenetic (denudationaccumulation), stepped flat surface rapidly formed under conditions of prevailing extension and subsidence tectonics. Its rapid rise is

33

due to the tectonic subsidence of a part of a block below the base level, rapid retreat of fault slopes, expansive abrasion during a transgressive regime, local sediment deposition that together with tectonic erosion eliminates isostatic compensational uplift. The majority of the surface probably has the character of a pediplain and accumulation planes but it also includes abrasion terraces, older subsided planation surfaces, exhumed surfaces or stripped plains. Dominance of erosion and accumulation over the local tectonic differentiation is the basic condition of tectoplain formation (Fig. 4). The Midmountain level could have been formed in the extensional tectonic phase after the final nappe pushing in the Outer West Carpathians. The process was in accordance with the character of tectonics; most intensive on the south and fading out northwards (in the Outer Carpathians) and simultaneously the planation shifted from the west to the east. The plane surface achieved maximum extent in the Late Miocene (Pannonian in the west and PannonianEarly Pontian in the east) at the time of tectonic inversion and formation of the new compression regime. The Pliocene recent global compressional pulse has, according to Davidson (1997), increasing intensity in the Late Pliocene and Quaternary. It seems that the rising thrust of the Adriatic plate on the West Carpathians, without compensation by subduction (Kov 2000) is in line with this tendency. Therefore we suppose an existence of times of relative tectonic calm in the Pontian and Late Pliocene (up to Early Quaternary) during which were formed pediments of the Undermidmountain and River levels. Naturally, the question of temporal and spatial differentiation of the origin of the pediments is opened. A system of Quaternary cryoplanation surfaces and river terraces creates the last element of the general scheme of the West Carpathians denudation chronology (Table 1). Examples of local denudation chronology The general outline of the West Carpathians denudation chronology has to be (according to our propositions) synchronized with the results of local morphochronological studies. The local denudation chronology moreover brings new specific information. Therefore we notice two small examples of such results, which were obtained on the basis of detailed, complex geomorphological research. The Devnska Kobyla is a part of the Mal Karpaty Mountains above of the confluence of the Danube and Morava rivers (Photo 1). The result of detailed complex geomorphological research of the territory is published in a map of scale 1 : 10 000 (Minr and Mi ian 2002). On the boundary between the Carpathians and the Vienna basin a system of three Neogene planation surfaces (the Midmountain, Undermidmountain and River level) and a system of Quaternary river terraces with the cryoplanation glacis at the same altitude as the oldest Early Pleistocene terraces, has evolved (Photo 1). The site is in very good condition for dating planation surfaces as they truncate (or are covered by) rocks of various age (Table 2). The Midmountain level truncates Mesozoic, but also Badenian and Sarmatian sediments, in addition the Undermidmountain level is situated on the Pannonian sediments and the River level site directly above the oldest Quaternary terraces. The situation is thus fully in harmony with our general outline of the West Carpathians denudation chronology. A local peculiarity is the occurrence of the exhumed abrasion surfaces (terraces), which can be integrated to any of the planation surfaces. Moreover, a local morphochronological study in this case also brings very interesting neotectonic conclusions. Two systems of morphotectonic framework were identified. On the basis of the age of the youngest faulted surfaces, the time of the last tectonic movements was specified. Significant horizontal movement (some hundreds of meters) during the Late Pleistocene or Holocene was identified in this way, which is extremely important from the point of view of the seismic hazard estimation of the very rapidly developing periphery of Bratislava. The results of detailed geomorphological research in the middle Hron river region (Zako et al. 1990, Minr 1995) are our second example (Fig. 5). Three easily datable Neogene surfaces of planation have been identified here too. The age of the Midmountain level generally determines the age of truncated volcanic rocks the Sarmatian andesites (Lukni 1964). The position of the youngest Sarmatian lava flows in the central part of the Pohronsk Inovec Mountains only some dozens of meters above the Midmountain level and a harmony of the lava flows lamination with surface slope suggest, that

34

lava flows were flowing to the valley bottoms, which were the base level for the formation of the Midmountain level. It is in agreement with the idea of the SarmatoPannonian age of the Midmountain level (Lukni 1964). An existence of two steps (pediments) above the river terraces is visible in the Hron valley, mainly at the edge of the iarska kotlina Basin. While the lower step is a direct continuation of the highest river terraces (consequently it is the Late Pliocene Early Pleistocene age), the higher step is partly covered by the Hron gravels formation, which is dated from the Pliocene to Early Pleistocene. Considering the Late Pannonian age of some base basaltic rocks (e.g. the flat top of the ibenin vrch near the town iar nad Hronom), the higher step can have been created in the Pontian Pliocene period and therefore can be a fragment of the Undermidmountain level. The dating of the youngest West Carpathians volcanism (volcano Putikov vok near the town Nov Baa) is an excellent example of effective utilization of the local denudation chronology in this territory. Repeated dating by direct methods did not bring adequate results. The standard ArK dating method showed a value below the detectability limit of the method (0.4 Ma), or a value near it (0.53 Ma) (in imon and Halouzka 1996). The latest dating attempts by ArAr method give ambiguous results too (L. imon personal communication). The set of following geomorphic indicators enabled us (Minr in Zako et al. 1990) to specify the age of volcanism to the RissWrm interglacial, at most to the Early Wrm (1.30.6 Ma). The main evidence is the position of the lava flow base at the level of the recent floodplain, which is at the same level as the base of the lowest (Wrm) terrace. Other evidence represents the character of the cross section and longitudinal profiles of the valleys influenced by volcanism, shallow undeveloped periglacial dells on the lava flows, or the freshness of the cinder cone form. Conclusions We suppose, that despite doubts about the regional West Carpathians denudation chronology, this is the chance to find its modern face today. On the one hand it requires respect of the new geotectonic reconstruction and results of modern methods of geological dating, the creation of the complex geomorphic information systems based on the detailed research and mapping, quantification and modelling. On the other hand, the regional denudation chronology has to be more flexible, not static; it must respect an existence of the temporal and spatial trends and results of the local denudation chronology studies. Local studies would take priority as a result of a more reliable information base, and their greater interpretative possibilities. Local denudation chronology can be a powerful tool for dating in the cases where absolute dating methods fail, or are problematic. It can contribute to the evaluation of natural hazards and risks, as well as to the understanding of the behaviour of complex geosystems. The outlined conception of the general denudation chronology of the West Carpathians has the character of a working hypothesis. However we can draw some preliminary conclusions: The morphotectonic stages of the West Carpathians development are characterised by WE and SN shiftings, which are a consequence of geotectonic trends. A revision of the age and character of the Miocene planation of the West Carpathians should be made. The origin of the Midmountain level as a tectoplain is an alternative hypothesis. It is suitable to consider two or three stages of partial planation in the Pliocene and Early Pleistocene.

References

Bizubov M., (1993): The dating of gradated surfaces of the Western Carpathians. Acta

35

Facultatis Rerum Naturalium Universitatis Comenianae, Geographica 32, Bratislava, 5663. Bizubov M., (1998): asovo-priestorov zmeny Zpadnch Karpt v neogne a denudan chronolgia. Acta Facultatis Studiorum Humanitatis et Naturae Universitatis Preoviensis, Prrodn vedy XXX, Folia Geographica 2, Preov, 290297. Bizubov M., Minr J . (1992): Some new aspects of denudation chronology of West Carpathians, [in:] International Symposium Time, Frequency and Dating in Geomorphology, Tatransk Lomnica Star Lesn, June 1621, 1992, Abstracts of Papers, M. Stankoviansky ed. Bratislava, 1010. inura J., (1998): Relief development of the Slovak Western Carpathians in space and time. Geografick asopis 50, 2, 91102. Davidson J. K., (1997): Synchronous compressional pulses in extensional basins. Marine and Petroleum Geology, 14 (5), 513549. Kov M., (2000): Geodynamick, paleogeografick a truktrny vvoj karpatsko-pannskeho reginu v miocne. Nov pohad na neognne panvy Slovenska. Veda, Bratislava, 202 pp. Lukni M., (1964): Pozostatky po starch povrchoch zarovnvania relifu v eskoslovenskch Karpatoch. Geografick asopis 16, 3, 289298. Mazr E., (1963): ilinsk kotlina a priahl pohoria. Vydavatestvo SAV, Bratislava, 184 pp. Minr J., (1995): Niektor teoreticko-metodologick problmy geomorfolgie vo vzbe na tvorbu komplexnch geomorfologickch mp. Acta Facultatis Rerum Naturalium Universitatis Comenianae, Geographica 36, Bratislava, 7125. Minr J., (2003): Stredohorsk rove v Zpadnch Karpatoch ako tektopln: nrt pracovnej hypotzy. Geografick asopis 55, 2, 141158. Minr J., Mi i an ., (2002): Komplexn geomorfologick charakteristika Devnskej Kobyly 1 : 10 500, [in:] Atlas krajiny Slovenskej republiky, MP SR, Bratislava; SAP, Bansk Bystrica, 9293, 326, 334. P landerov E. et al., (1992): On paleofloristic and plaeoclimatic change during the Neogene of Eastern and Central Europe on the basis of palynological research, [in:] Paleofloristic and Paleoclimatic Changes During Cretaceous and Tertiary. Proceedings of International Symposium, E. Planderov et al. ed. Bratislava, 119129. Rhoads B. R. , Thorn C. E. , (1993): Geomorphology as science: the role of theory. Geomorphology 6, 287307. imon L., Halouzka R., (1996): Ptikov vok volcano the youngest volcano in the Western Carpathians. Slovak Geological Magazine 2/96, Dionz tr Publishers, Bratislava, 103123. Urbnek J., (2002): Geomorfologick aprie. Geomorphologia Slovaca 2, 1, 8490. Urbnek J . , Lacika J., (1998): Morphostructures of the West Carpathians of Slovakia. Stud. Geomorph. Carpatho-Balcan. 32, 5967. Vass D., (1989): Zhodnotenie rchlosti sedimentcie v alpnskych molasovch panvch Zpadnch Karpt. Geologick prce. Sprvy 88, 3143. Watchman A. L., Twidale C. R., (2002): Relative and absolute dating of land surfaces. EarthScience Reviews, 58, 149. Whi ttow J., (1984): The Penguin Dictionary of Physical Geography. Penguin Books, London, 591 pp. Zako M., Bizubov M., Kolny M., Machov Z., Mi ian ., Minr J., kvarek A., Tr izna M., Trembo P., Zatkal k F., (1990): Analza vybranch geoekologickch komponentov iarskej kotliny a okolitch pohor. Archives of the Dept. of Physical Geography and Geoecology, Comenius University, Bratislava, 122 pp. Zuchiewicz W., (1987): Tectonics and climate versus relief evolution: old controversy and new arguments. Stud. Geomorph. Carpatho-Balcan. 21, 183202. Tab. 1.

36

Age (Ma

)

Stage (regional

)

Global geotectonic

Regional geotectonic

Paleogeographical reconstruction

Morphological consequence

Available relief W E

Available relief S N

19 IIIIII III IIIII