Tengeri rétegsorok, mélytengeri vulkánosság és hegységképződés
Tengeri rétegsorok, mélytengeri vulkánosság és hegységképződés
Az Északi-középhegység legidősebb kőzetei általában fiatalabbak nemcsak a Tisia-lemeztöredéken lévőknél, hanem a Dunántúli-középhegységéinél is. Többségükben óidei, sőt középidei kőzetek, amelyek általában csak az alpi hegységképződéskor szenvedtek metamorfózist (kőzetátalakulást). Az Ipolytól délre – a felvidéki Vepor hegység részeként – idősebb, a variszkuszi hegységképződéskor átalakult kőzetek rejlenek nem is olyan mélyen (a határon túl a felszínen is előfordulnak), a Tokaji-hegység északkeleti csücskében lévő Vilyvitánynál viszont még náluk is öregebb kőzetek bukkannak a felszínre. E terület különféle kristályospaláit többen az ország legidősebb, még prekambriumi kőzeteinek tartják. Náluk fiatalabbak a Szendrői- és a vele rokon Llpponyi-hegység jóval nagyobb területen felszínre bukkanó agyagpalái (például a tapolcsányi pala), urántartalmú homokkövei, kristályos mészkövei: az eredetileg devon-alsókarbon tengeri üledékeket itt az alpi hegységképződés egyik legelső erőhatása alakította át. E kőzetek már csak azért is említésre érdemesek, mert legközelebbi rokonaik a Déli-Alpok és a szlovéniai Karavankák vidékén találhatók meg – elképzelni is nehéz azt a szerkezeti igénybevételt, amely őket ilyen távolságba juttatta.
Az Afrika-partszegélyi üledékképződésnek megfelelően a karbon időszaktól a permen át a jól karsztosodó mészköveiről ismert triász végéig, sőt a Bükk egy kisebb területén egészen a juráig zömükben tengeri rétegsorok rakódtak le. Ezek azonban több szempontból is különböznek a dunántúli-középhegységiektől, amelyekkel csak a Cserhát kőzetei rokonok. A különbség a Cserháttól keletre és (eltemetve) délre lévő kőzetek esetében egyrészt a triász mészkövek nemcsak dél-alpi, hanem dinári rokonságában, másrészt a jura és kréta tengeri üledékek hiányos voltában, harmadrészt pedig az alpi hegységképződés nagyobb hatásában rejlik, amely már a jurában enyhe kőzetátalakuláshoz vezetett.
A Pelso közvetlen partszegélyénél annak idején távolabb – mélyebb tengerben – lévő Bükkben az óceánfenék hasadékvölgy-képződése és az ehhez társuló bazaltos vulkánosság is ott hagyta a nyomát. A triászból – utóbb, az alpi hegységképződéskor átalakult – diabázt, vagy más eredetű "kvarcporfírt" (riolitot) is találunk; a jura időszaki gabbrók, ultrabázisos kőzetek, de mindenekelőtt a Szarvaskőnél látható, híres, tenger alatt megszilárdult, bazaltos párnaláva (mélytengeri üledékekkel együtt ofiolitnak nevezik őket) a valódi óceáni aljzat emlékét őrzik.
Kréta időszaki kőzetek az Északi-középhegységből alig ismertek. Összefüggésben viszont az alpi hegységképződéssel (az ún. Adriatis-tüske részeként a partszegély Európával ütközött), ekkor válnak először hegységgé az üledékes kőzettömegek a Bükk térségében és az Aggteleki-karszt, a Rudabányai-hegység vidékén. Tektonikai szempontból azok a gyűrődések, pikkelyeződések, sőt áttolódott takarók a legfontosabbak, amelyek érthetővé teszik, hogy miért vannak ma helyenként a triász alatt például jura, fölötte perm időszaki kőzetek. A szerkezeti igénybevételt a Pelso- és Tisia-lemeztöredék eocén-oligocén mozgása, nem éppen szelíd egymás mellé kerülése itt csak fokozta; az erősen gyűrt bükki területekhez képest a Dunántúli-középhegység például "nyomásárnyékban" volt. A domborzat formálódása szempontjából viszont már nem annyira a tektonikának volt szerepe. Hiszen a mészkőtérszínek szárazulattá válásával ekkor ugyanaz a trópusi-szubtrópusi felszínfejlődés – tönkösödés és mindenekelőtt karsztosodás – kezdődött meg, ami a Dunántúli-középhegységben. Hogy azután a torony- és kúpkarsztokból itt nem sok maradt meg, azért már a későbbi felszínfejlődés okolható. Egyrészt esetleg itt nem volt olyan mértékű a kréta-eocén tengerelöntés, mint például a Bakonyban, másrészt, s ez fontosabbnak tűnik, a karszt utóbb hol "kihantolódott", hol eltemetődött, s ezért pusztult le.
Az eocén, majd oligocén tengernek a Bükkben (északi és déli előterében) nem sok nyoma maradt; kérdéses, hogy egyáltalán komolyabban elöntötték-e a hegységet. (Ez csak a középső miocénban valószínűsíthető.) A Cserhátban, a Mátrától északra húzódó Hevesi- és a Sajó északi oldalát kísérő Borsodi-dombságban viszont a harmadidőszaki – elsősorban az oligocén és miocén – tengerüledékek, joggal mondhatjuk, tájalkotók. Az agyagok, homokok (például a slír, palóc tájszóval apoka) és homokkövek utólagosan kiemelkedett, dombsági térszíneket alkotnak; az egykori miocén, mocsaras tengerpart főleg a nógrádi és borsodi barnaszénről ismert.
Mészkőkarr-lejtő Aggteleken
A 950 méter magas Tar-kő a bükki Nagy-fennsík déli peremén
A Bükk-fennsík déli, szerkezeti peremének látványos, 8-900 méter magas "kövei" a hegység pliocén-pleisztocén emelkedésének és az ezzel kapcsolatos karsztosodás fölerősödésének köszönhetik kialakulásukat. Üregeiket már az ősember és a jégkori állatok is lakták. A képen látható Tar-kő (egykor alacsonyabban lévő) barlangjában orrszarvú és bölénycsontokra, a Bükk legteteje, a ma 959 méter magas Istállóskő tövének üregében pedig ősember használta tűzhelyre és szerszámokra bukkantak
