logo
search
full-text search
Europeana search
Email:
Pass.:
Login
 

0 / 0
\ GEOLOGIJA RAZPRAVE IN POROČILA 17. KNJIGA GEOLOGIJA LETNIK 1974 17. KNJIGA Str. 1 do 566 LJUBLJANA 1974 115706 GEOLOGIJA Razprave in poročila Izhaja enkrat na leto Issued in one volume per year Ustanovitelj revije The journal founded by GEOLOŠKI ZAVOD, LJUBLJANA Dr. Dragica Turnšek, viš. znan. sodel. Inštituta za paleontologijo SAZU Dr. Valerija Osterc, docentka Fakultete za naravoslovje in tehnologijo univerze v Ljubljani Slavko Papler, direktor Geološkega zavoda Franc Cimerman, viš. kustos Prirodoslovnega muzeja v Ljubljani Dr. Jože Duhovnik, profesor Fakultete za naravoslovje in tehnologijo univerze v Ljubljani Anton Nosan, direktor TOZD geologija, geomehanika in geofizika Geološkega zavoda Štefan Kolenko, urednik pri Geološkem zavodu Gabrijel Simčič, prof. gimnazije Poljane Dr. Matija Drovenik, profesor Fakultete za naravoslovje in tehnologijo univerze v Ljubljani Miran Iskra, vodja odseka za kovine TOZD geologija, geofizika in geomehanika Geološkega zavoda Štefan Kolenko, urednik pri Geološkem zavodu Dr. Dušan Kuščer, profesor Fakultete za naravoslovje in tehnologijo univerze v Ljubljani Anton Nosan, direktor TOZD geologija, geomehanika in geofizika Dr. Mario Pleničar, profesor Fakultete za naravoslovje in tehnologijo univerze v Ljubljani Dr. Ljubo Zlebnik, višji svetovalec za hidrogeologijo in inženirsko geologijo pri TOZD geologija, geomehanika in geofizika Geološkega zavoda Štefan Kolenko, Geološki zavod, 61000 Ljubljana, Parmova 33 Tisk in vezava Printed by Tiskarna LJUDSKE PRAVICE, Ljubljana, Kopitarjeva 2 Letnik 1974 GEOLOGIJE sta sofinancirala Sklad BORISA KIDRIČA in Geološki zavod, Ljubljana Izdajatelji Published by GEOLOŠKI ZAVOD, INSTITUT ZA GEOLOGIJO, SLOVENSKO GEOLOŠKO DRUŠTVO Tiskovni svet Printing council Uredniški odbor Editorial board Glavni in odgovorni urednik Editor Vsebina — Contents Paleontologija in stratigrafija Paleontology and Stratigraphy Cimerman, F., Pavlovec, R., Pavšič, J. in Todesco, L. Biostratigrafija paleogenskih plasti v Goriških brdih....................7 Biostratigraphy of the Paleogene Beds of Goriška Brda.........108 Biostratigrafia degli strati paleogenici in Goriška Brda.........108 Pleničar, M. Radioliti iz krednih skladov Slovenije II...............131 Radiolites from the Cretaceous Beds of Slovenia, Part II.........173 Krivic, K. Nerineide Trnovskega gozda in Banjške planote............181 Nerineidae of Trnovski Gozd and Banjška Planota...........221 Filipovič, I. Paleozoik severozapadne Srbije..................229 The Paleozoic Beds of Northwestern Serbia..............249 Pavlovec, R. in Ramovš, A. Oligocenski numulitni apnenec na Gorjuši pri Ljubljani.........253 The Oligocene Limestone with Nummulites at Gorjuša near Ljubljana . . . 260 Tektonika Tectonics Premru, U. Triadni skladi v zgradbi osrednjega dela Posavskih gub.........261 Trias im geologischen Bau der mittleren Savefalten..........293 Geneza rudišč Origin of Ore Deposits Strucl, I. Nastanek karbonatnih kamenin in cinkovo svinčeve rude v anizičnih plasteh Tople...........................299 Die Entstehungsbedingungen der Karbonatgesteine und Blei-Zinkvererzungen in den Anisschichten von Topla................383 Hamrla, M. Preliminary Sulfur Isotope Investigations and Origin of Massive Sulfides in Asmara Area, Ethiopia....................399 Predhodne preiskave žveplovih izotopov in nastanek »masivnih sulfidov« v okolici Asmare.......................411 Nemetali Nonmetals Skerlj, J. Ležište gipsa Slane Stine kod Sinja.................415 The Gypsum Deposit of Slane Stine at Sinj..............423 Hidrogeologija Hydrogeology Kuščer, D., Grad, K., Nosan, A. in Ogorelec, B. Geološke raziskave soške doline med Bovcem in Kobaridom.......425 Geology of the Soča Valley between Bovec and Kobarid.........467 Zlebnik, L. Hidrogeološke razmere v Nuskovi na Goričkem............477 Hydrogeological Relations of the Mineral Water Springs of Nuskova .... 490 Iz dejavnosti Geološkega zavoda — Ljubljana From the Activities of the Geological Survey — Ljubljana Buser, S. Osnovna geološka karta SFRJ 1 : 100 000 list Tolmin..........493 Geological Map of SFRJ 1 : 100 000 Sheet Tolmin............496 Premru, U. Osnovna geološka karta SFRJ 1 : 100 000 list Ljubljana.........497 Geological Map of SFRJ 1 :100 000 Sheet Ljubljana...........493 Dozet, S. Osnovna geološka karta SFRJ 1 : 100 000 list Delnice..........503 Geological Map of SFRJ 1 :100 000 Sheet Delnice...........504 Mioč, P. Osnovna geološka karta SFRJ 1 : 100 000 list Ravne...........500 Geological Map of SFRJ 1 : 100 000 Sheet Ravne............502 Hinterlechner-Ravnik, A. Pohorske metamorfne kamenine..................505 The Metamorphic Rocks of Pohorje Mountains........... . . 506 Drobne, F. Regionalne hidrogeološke raziskave porečja zgornje Drave in Mure .... 503 Hydrogeological Reconnaissance Exploration of the Upper Drava and the Mura River Basins .....................509 Drovenik, F. Metalogenetska karta SR Slovenije.................511 Metallogenetic Map of S. R. Slovenia................512 Sinko, B. Prospekcija metalogenetskih območij Slovenije............513 Prospecting of Metallogenetic Provinces of Slovenia..........514 Iskra, M. in Drovenik, F. Geološke raziskave svinca, cinka in antimona.............516 Geological Exploration of Lead, Zine and Antimony..........518 Čebuli, A. Geološke raziskave živega srebra v Idriji in okolici...........520 Geological Exploration of Mercury Ores in the Idrija Area........520 Lukacs, E. Geološko rudarske raziskave uranovega rudišča Zirovski vrh.......522 Mining Geological Exploration of the Uranium Ore Deposit Žirovski Vrh . . 523 Benedik, P. Predkoncentracija uranove rude z radiometrično separacijo........524 Preconcentration of Uranium Ore by Radiometric Sorting........525 Škerlj, J. Geološka prospekcija Pohorja z obrobjem..............526 Geological Prospections of the Pohorje Mountains and their Surroundings . . 527 Lapajne, V. Raziskave livarskih peskov v okolici Moravč.............528 Exploration of Molding Sands in the Moravče Area...........530 Štern, J. in Lapajne, V. Geološke raziskave gline in kremenovega peska v Globokem.......531 Geological Exploration of Clay and Quartz Sand at Globoko.......533 Stern, J. Permokarbonski glinasti skrilavci v SR Sloveniji............534 Carboniferous-Permian Shales in S. R. Slovenia............535 Škerlj, J. Geološka prospekcija ozemlja občine Lenart.............537 Geological Prospection of the Lenart Community Area.........538 Vesel, J. Geološke raziskave okrasnega kamna na ozemlju Slovenije v letu 1973 . . . 539 Geological Exploration of Ornamental Stone in Slovenia in 1973 ...... 540 Iz dejavnosti Slovenskega geološkega društva From the Activities of the Slovenian Geological Society Kuščer, D. O delovanju Slovenskega geološkega društva v letih 1970 do 1974 ..... 543 Klein, V. Prethodna analiza morfostrukturnih odnosa u području Julijskih i Savinjskih Alpa............................547 Preliminary Analysis of Morphostructural Relations in the Area of Julian and Savinja Alps.......................548 Pleničar, M. Gosavski skladi Slovenije....................550 The Gosau Beds of Slovenia....................551 Iskra, M. Svinec in cink v spodnjetriadnih plasteh Posavskih gub.........552 Lead and Zine in the Lower Triassic Beds of the Sava folds.......553 Ravnik, D. Na južnoameriški »Strehi sveta«..................554 On the South-Amerika »Roof of the World«..............555 Nove knjige Book Reviews Otto F. Geyer: Grundziige der Stratigraphie und Fazieskunde........557 Dr. G. Dohr, Hannover: Applied Geophysics...............558 R. Brinkmann, H. Luis, M. Schwarzbach in E. Seibold: Lehrbuch der allgemei-nen Geologie......................... Wolfgang Dreyer: Gebirgsmechanik im Steinsalz............. Ivan Gams: Kras......................... Uredniška obvestila Editorial Notices Sodelavcem GEOLOGIJE GEOLOGIJA GEOLOGICAL RAZPRAVE IN POROČILA TRANSACTIONS AND REPORTS Ljubljana • Letnik 1974 • 17. knjiga • Volume 17. DDK 563.12 + 561.21:551.781(497.12) Biostratigrafija paleogenskih plasti v Goriških brdih Franc Cimerman Prirodoslovni muzej Slovenije, Ljubljana, Prešernova 20 Rajko Pavlovec in Jernej Pavšič Katedra za geologijo in paleontologijo, Univerza v Ljubljani, Ljubljana, Aškerčeva 12 Livio Todesco Istituto di geologia, paleontologia e geologia applicata del-1'Universita di Padova. C. N. R. Contributo di ricerca. Padova, Via Giotto 20 V vzorcih paleogenskega fliša iz Goriških brd je bilo določenih 49 vrst in podvrst nanoplanktona, 17 vrst planktonskih foraminifer in 11 vrst numulitin. Novi vrsti numulitin sta Assilina medanica in Nummulites quasilaevigatus. Fliš je razdeljen na kožbanske in medanske plasti; kož-banske plasti spadajo v ilerdij in sicer v biocone z Discoaster multira-diatus, oziroma Globorotalia velascoensis, medanske pa v cuisij, v cone z Marthasterites multiradiatus, Discoaster binodosus, M. tribrachiatus in D. lodoensis, oziroma Globorotalia subbotinae, G. formosa formosa in G. aragonensis. Vsebina 1. Uvod................... 2. Pomembnejše dosedanje raziskave....... 3. Kronolitološke enote in njihova stratigrafija . . . 4. Mikrofavnistično preiskani profili........ 5. Nanoplankton............... 6. Mikroforaminifere ............. 7. Makroforaminifere ............. 8. Stratigrafija kožbanskih in medanskih plasti . . . Biostratigraphy of the Paleogene Beds of Goriška Brda Biostratigrafia degli strati paleogenici in Goriška Brda Literatura.................. 11 15 21 38 54 106 108 108 125 8 8 1. Uvod Rajko Pavlovec Goriška brda so gričevnata pokrajina v najzahodnejšem delu Dinaridov na jugoslovanskih tleh. Sestoje večidel iz terciarnih kamenin. Proti jugu se spuščajo v Furlansko nižino, proti vzhodu jih omejuje greben Sabotina, proti severu pa se nadaljujejo* v nekoliko višjih vzpetinah Korade in naprej mimo Liga proti Matajurju. Proti zahodu se paleogenske plasti Goriških brd podaljšujejo* v Fur-lanijo. Ta majhna pokrajina je zelo zanimiva tako sedimentološko kakor tudi paleontološko. V prejšnjih letih smo v paleogenskih plasteh Goriških brd ločili dva flišna razvoja, kožbanske plasti na severu in medanske na jugu (Pavlovec, 1966, 243 do 244). Za prve so zelo značilni veliki podmorski plazovi, ob katerih so nastale velike skladovnice debelo zrnatih kamenin (breče, konglomerata, apnenega peščenjaka in laporja). Medanske plasti sestoje iz hitro se menja-vajočih plasti laporja in peščenjaka, ki jim pravimo sovdan (Pavlovec, 1961, 163). Ta razdelitev flišnih plasti v Goriških brdih je sicer znana že nekaj časa, vendar mikrofosilni material doslej še ni bil dovolj obdelan. Danes vemo, da ne drži Melikova (1960, 407) trditev o docela enaki litološki sestavi kamenin v Goriških brdih in Vipavski dolini. Ta trditev je napačna po eni strani zaradi različne starosti flišnih plasti v obeh pokrajinah, na drugi strani pa zaradi različne litološke sestave. Čeprav so velik del paleogenskih terenov v južnozahodni Sloveniji geologi temeljito preučili tudi glede njihove geološke zgradbe, nam za podrobno korelacijo manjkajo dovolj natančne mikropaleontološke analize. Edino favnistična primerjava omogoča pravilno vzporejanje različnih flišnih skladov, ki so si lahko litološko podobni, pa so različno stari, ali so enako stari in litološko različni. Mikropaleontološke raziskave Goriških brd obsegajo preučevanje makrofora-minifer, mikroforaminifer in nanoplanktona. Obdelali smo mikrofosile iz kož-banskih in medanskih plasti, našli dve novi vrsti in s pomočjo paleontološkega materiala natančno določili starost teh plasti. Stratigrafsko smo uspeli razdeliti kožbanske in medanske plasti na biocone, in sicer smo vzporejali biocone nano-planktonskih vrst, planktonskih foraminifer in numulitin. Takšna primerjava je izvedena v Sloveniji prvič. Raziskave je finančno podprl Sklad Borisa Kidriča. Laboratorijsko delo je bilo opravljeno v Paleontološkem inštitutu SAZU, na Katedri za geologijo in paleontologijo ljubljanske univerze, v Prirodoslovnem muzeju v Ljubljani in na univerzi v Padovi. Vsem naštetim ustanovam dolgujemo toplo zahvalo za pomoč, ki so nam jo nudile pri raziskavah. 2. Pomembnejše dosedanje raziskave Rajko Pavlovec Ozemlje Goriških brd in neposredne soseščine je bilo predmet številnih geoloških in paleontoloških raziskav. Predvsem so opisovali furlanske kraje, na katere mejijo Brda. Zato je večina publikacij o geologiji Furlanije posredno ali neposredno vezana na Goriška brda. V najstarejšem obdobju raziskav je bilo tiskanih sicer nekaj del, vendar večina med njimi za današnje poznavanje geološke zgradbe te pokrajine nima večjega pomena. Martinis (1962, 7) je omenil prve raziskave Zano-na že iz leta 1748; iz okolice Krmina naj bi naštel »grandi Nautili e Nummuliti e corni di Ammone, e Coralli grandi stellati«. Ob tem citatu sem podvomil v natančnost navedb, saj je ime numulit postavil Lam a rek šele leta 1801, pred njim pa je ta rod leta 1792 označil Bruguiere kot Camerina (tip Camerina laevigata). Ker Zanonovega dela pri nas nimamo, sem se za pojasnilo obrnil na prof. Giuliana P i c c o 1 i j a v Padovi, ki mi je v pismu 28. 12. 1972 sporočil, da je Zanonovo delo izšlo dejansko leta 1768 (in ne 1748) in da v njem piše »grandi Nautili, Numularie e corni d'Ammone e coralli bianehi stellati«. V tem najstarejšem obdobju so navajali krajše in daljše podatke o Furla-niji mnogi geologi in paleontologi. Pregled teh del z nekaterimi pripombami sta podala Dainelli (1915, 6 do 11) in Martinis (1962, 7 do 11). Kot zanimivost moramo- omeniti, da numulitov iz okolice Krmina ni prezrl niti H a c -quet (1778, 10). Imenoval jih je »Pfennigsteine«. O numulitih pa je pisal tudi ScO'poli (1781, 10 do 11, 14 do- 16). Ta dva in še nekateri drugi so imenovali celo posamezne vrste numulitin, toda njihove navedbe nimajo- posebne vrednosti. Obdobje 18. stoletja in prve polovice 19. stoletja lahko- imenujemo začetno dobo pravih geoloških raziskav Furlanije in s tem tudi Goriških brd. Sledile so raziskave avstrijskih geologov Hauerja, Stura, Foetterleja in drugih (druga polovica 19. stol.). V tem času sta delovala tudi Taramelli in Pirona, raziskovalca raznih nahajališč makro-favne in mikrofavne. Martinis (1962, 8) je menil, da je prvo- pomembnejše delo- napisal šele D'Achiardi (1875). Med drugim je opisal makrofavno- iz nahajališč Rožac, Bračan in Ružiči, torej iz krajev, ki leže zelo blizu Goriških brd. Raziskovali pa so tudi Boue, Girardi, Catullo-, Kaiser, De Zigno- in T e 1 -lini, ki je zbral bogato zbirko fosilov, jih obdelal in v veliki meri objavil (cf. Dainelli, 1915, 6 do 7; Martinis, 1962, 8 do 9). Na začetku našega stoletja je delal po- Furlaniji Marinelli. Iz njenega vzhodnega dela je opisal mnogo mikro-favnističnih in makrofavnističnih vrst. Marinelli (1905, 5 do 6, 8) je- prvi omenil stik krednega in eocenskega fliša na Matajurju, na kar so- pozneje opozarjali še drugi geologi. Najpomembnejše pa je zelo obsežno- D a i n e 11 i j e v o- delo- iz leta 1915. V njem je opisal vse takrat znane paleogenske plasti v Furlaniji in obravnaval tudi naše kraje med rekama Idrija in Soča, vključno- torej ozemlje- Goriških brd. Dainelli je zbral dotedanje podatke, dodal pa je nešteto- svojih ugotovitev, tako da predstavlja njegova monografija pregled takratnega poznavanja geologije in paleontologije paleogenskih plasti v Furlaniji. Čeprav vse Dainelli j eve določitve fosilov niso- zanesljive, mu moramo vseeno- priznati ogromno- delo- in tudi znaten napredek pri poznavanju paleogena Furlanije. Isto- leto kot Dai-nellijevo- delo- je izšel obsežen opis paleogena v Benečiji (Fabiani, 1915), ki pa je za naše kraje manj pomemben. Razumljivo je, da je posegel na Goriška brda tudi Stache, ki je proti koncu 19. stoletja in v začetku tega stoletja zelo podrobno- raziskoval večji del južnozahodne Slovenije. Pripravil je geološko karto okolice Gorice (Stache, 1920). Stacheju so sledili nekateri avstrijski in italijanski geologi, vendar dolgo ni bilo pomembnejšega dela o Goriških brdih. O strukturnih problemih, nastanku plasti in starosti sedimentov je napisal daljšo razpravo Feruglio (1925) in se dotaknil tudi problematike Goriških brd. Za geološko karto* pa je pripravil podatke Fabiani in jih objavil na listu Tolmin 1:100 000 (F a b i a n i in drugi, 1937). Zadnje obdobje je nastopilo po drugi svetovni vojni. Čeprav je meja presekala skupno ozemlje na jugoslovanski in italijanski del, se mnogi geologi tudi danes ne omejujejo na eno ali drugo stran, marveč obravnavajo vsaj del podatkov skupno. Tako je od italijanskih geologov pomemben za naše kraje predvsem Mart i ni s (1951), ki je avtotr geološke karte list »Gorizia«. Ko je Martinis pripravljal geološko karto, je zbral veliko podatkov in jih objavil leta 1962. Iz Goriških brd omenja rdečo »scaglio« na Sabotinu (scaglia rossa di M. Sabotino; Martinis, 1962, 47). Te sedimente je Stache (1920) označil kot »rdeče mejne laporje med krednimi apnenci in flišem«, pozneje pa smo jih imenovali podsabotinske plasti (Drobne in Pavlovec, 1969). Nadalje je Martinis preučil razvoj krminskega fliša (str. 70—83), ki ga je razdelil na štiri faciese. Svojemu delu je dodal še mnogo paleontoloških podatkov (str. 179 do 197) in obsežno bibliografijo. Manj pomemben pa je za nas Martinis ov (1966) opis profilov dveh vrtin severno od Vidma. Zanimiva je le mikrofavnistična združba, podobna tisti iz Goriških brd. V povojnem času so začeli Goriška brda preučevati tudi domači geologi. Na eni strani so posvečali pozornost mikrofavni (Pavlovec, 1963), na drugi strani pa so zbirali gradivo za geološko karto (Buser, Pavšič, Sribar in drugi). Večina tega materiala še ni objavljena. V tem času je Pavlovec (1966) objavil tudi obvestilo o rezultatih biostratigrafskih raziskav. Piccoli in Proto Decima (1969a, b) sta našla na podlagi planktonskih foraminifer med Plavami in Vrhovi jami cono z vrsto Globorotalia ve-lascoensis, v bližini Šmartnega pa cono z Globorotalia aequa. Leta 1972 je francoski mikropaleontolog in geolog Bignot revidiral »li-burnijske plasti« in se med drugim dotaknil ozemlja Goriških brd (str. 86 do 89) po navedbah drugih avtorjev. Posebej naj omenimo še dvoje raziskav, ki jih je v preteklih letih financiral Sklad Borisa Kidriča. Leta 1962 je skupina geologov (Pavlovec in sodel., 1962) reševala geološke, petrografske, mikropaleontološke, hidrogeološke in in-ženirsko-geološke probleme Goriških brd. Izdelali so geološki zemljevid tega ozemlja. Fliš so razdelili na severni in južni razvoj (Pavlovec, 1963, 504). To je bila prva ločitev flišnih kamenin na dva litološko različna dela, ki so ju pozneje imenovali kožbanske plasti (prejšnji severni razvoj) in medanske plasti (prejšnji južni razvoj; Pavlovec, 1966). Tri leta pozneje je Pavlovec (1965) preiskoval makroforaminifere iz zelo bogatega nahajališča pri Vipolžah. To favno je primerjal s favno sosednjih furlanskih nahajališč. Po vseh teh raziskavah je geološka slika Goriških brd naslednja. Terciarne plasti obrobljata na vzhodni in severovzhodni strani zgornjekredni rudistni apnenec in rdeči lapor, ki ju imenujemo podsabotinske plasti (Drobne in Pavlo vec, 1969). Proti jugu vpadajo flišne plasti pod kvartarni nanos. Podsabotinske plasti smo leta 1962 (Pavlovec in sodel., 1962) prišteli zgornji kredi, ker smo v njih našli samo- globotrunkane. Pozneje je Šribarjeva (1965) določila globorotalije in globotrunkane in tako dokazala sedimentacijo podsabotinskih plasti v zgornji kredi, paleocenu ter po njenem mnenju celo' v eocenu. Temu je Pavlovec (1968, 123) oporekal, zakaj v eocenu se je na območju Goriških brd že usedal fliš. Neposrednega normalnega stika med podsabotinskimi plastmi in flišem v Goriških brdih doslej nismo uspeli najti. Pač pa je ob glavni cesti Plave—Vrhovlje dobro viden stik apnenca in spodnjega dela kožbanskih plasti. Po tem sklepamo, da je bila po sedimentaciji podsabotinskih plasti na območju Goriških brd erozijska faza (Pavlovec, 1966), kar potrjujejo tudi kosi in bloki rdečega podsabotinskega laporja v kožbanskih plasteh. V severnem delu Goriških brd in na pobočjih Korade nastopajo kožbanske plasti, katerih sedimentacija je sledila erozijski fazi. Debele so nekaj sto metrov, verjetno pa še precej več. V kožbanskih plasteh ,se pojavljajo debeli skladi konglomerata, breče, peščenjaka, laporja (opoke v smislu Pavlovca, 1961, 162) pa tudi sovdana. Značilne so debelozrnate kamenine, kakršnih v medanskih plasteh ni veliko. V vrhnjem delu kožbanskih plasti je vedno več laporja (opoke) in sovdana, manj pa breče in konglomerata. Posamezni skladi opoke in sovdana so po več deset metrov debeli. Severno od Gonjač je pri odcepu ceste proti Sabotinu plast opoke, na kateri leži sovdan. Opoka je bazalna plast medanskih plasti, ki se razprostirajo od najjužnejših delov Goriških brd. Za medanske plasti je značilno hitro menjavanje laporja in peščenjaka; posamezne plasti so debele nekaj centimetrov do nekaj decimetrov. Debelejše plasti peščenjaka in breče so redke. Za medanske plasti je značilna razporeditev zrn po velikosti (graded bedding) in so torej usedlina turbiditnih tokov. Tega je v kožbanskih plasteh manj. Po sedimentaciji medanskih plasti se je morje umaknilo z območja Goriških brd. Razen kvartarnih naplavin v dolinah in glinastih sedimentov v močvirju pri Vipolžah mlajših kamenin od medanskih plasti v Goriških brdih nimamo. 3. Kronolitološke enote in njihova stratigrafija Rajko Pavlovec Tabela 1 V Goriških brdih in neposredni soseščini razlikujemo naslednje kronolitološke enote: — rožaške plasti — psevdokredni konglomerat — krminski fliš — kožbanske plasti — medanske plasti — sredenjski fliš. Rožaške plasti (= piano di Rosazzo) je poimenoval Taramelli (1869, t. 14). Gre za laporne in konglomeratne eocenske plasti pri Rožacu v Furlaniji, ki vsebujejo veliko mikrofavne in makrofavne. Temu horizontu prištevajo tudi druga bližnja nahajališča iz okolice Krmina. Dejansko so to zgornjecuisijska in deloma morda spodnjelutecijska nahajališča fosilov, ne pa stratotipi. Zato- jih v zadnjem času tudi imenujejo nahajališča Rožac (piano di Rosazzo), Bračan (piano di Brazzano), Noaks (piano di Noax) in druga (Schaub, 1962d; Castel-larin in Zucchi, 1963). Enako staro kot pri Rožacu je nahajališče pri Vi-polžah, ki spada v zgornji del medanskih plasti. Tudi ime psevdokredni konglomerat (= conglomerato pseudo-cretaceo) izvira od Taramellija (1870, 37 in 50 do 53; cf. Dal Piaz in Trevi-san, 1956, 41). To so vložki konglomerata in breče v eocenskem laporju, sestavljeni iz kosov krednih kamenin in drobcev rudistov, vezivo pa je laporno. Psevdokredni konglomerat se pojavlja v okolici Nadiže in Soče v vzhodni Furlaniji. Gnacollini (1968) ga je našel v okolici Čedada. Tudi konglomerat in breča nad Kanalom sta enake sestave in vsebujeta maastrichtijsko mikro-favno Orbitoides media (D'Archiac), O. cf. apiculata Schlumberger, Lepidorbi-toides sp., L. cf. socialis (Leymerie), Siderolites sp., Simplorbites sp. in Miscel-lanea sp. (Pavlovec, 1962, 248 do 249; 1966, 244). Poleg makroforaminifer najdemo tudi kredno makrofavno. Leta 1962 sem se sicer nagibal k mišljenju, da so plasti nad Kanalom kredne (Pavlovec, 1962, 250), vendar bo mogoče to dokončno potrditi šele s preučevanjem mikroforaminifer. Cousin (1970, 1040) je omenil pri Plavah olistostrome, preložene iz maastrichtijskih plasti. V njih je našel Orbitoides media, Hellenocyclina beotica, Omphalocyclus, Lepi-dorbitoides in Siderolites calcitrapoides Lamarck. Psevdokredni konglomerat je samo ena vrsta plasti, ki nastopajo v zaporedju flišnih sedimentov; tam so še sovdan, peščenjak in opoka. Zato pojem psevdokredni konglomerat kot stratotip ni uporaben, ampak je samo oznaka za eno od flišnih kamenin. Krminski fliš (flvsch di Cormons) je opisal Martinis leta 1962. Pod tem izrazom je združil več faciesov, katerih skupna karakteristika je bolj ali manj nepravilno menjavanje laporja in peščenjaka. 1. Laporni facies (Martinis, 1962, 72 do 73) je podoben sovdanu; sestoji iz laporja z vložki peščenjaka, ki je različno trdno zlepljen. Vsebuje med drugim vrste Nummulites laevigatus Bruguiere, N. perforatus (Montfort), Assilina ex-ponens (Sowerby), Ass. granulosa (d'Archiac) in Ass. spira (De Roissy), ki jih je določil Martinis. Dainelli (1915) pa je naštel vrste Alveolina violae Checchia-Rispoli, A. pasticillata (Schwager), N. gizensis (Forskal), Globigerina bulloides D'Orbigny in druge. 2. Peščeno laporni facies obsega laporne plasti z vložki trdega kremenovega peščenjaka. Tudi ta facies je podoben sovdanu. Martinis (1962, 78) je našel v njem med drugim vrste Globigerina bulloides, Globorotalia angulata (White) in G. aragonensis Nuttall. Oba faciesa zelo spominjata na medanske plasti v Goriških brdih. 3. Peščeni facies. V njem je peščenjak podoben prejšnjemu faciesu. Vsebuje mnogo kremena, vezivo pa je apneno' (Martinis, 1962, 80). 4. Konglorneratni facies sestoji iz grobo klastičnih sedimentov, predvsem iz breče in konglomerata, ki vsebuje bogato favno (Martinis, 1962, 83): Nummulites laevigatus, N. perforatus, Assilina exponens, Ass. granulosa in Ass. spira. Martinis (1962, 26) je prištel krminski fliš srednjemu in zgornjemu lute-ciju. Plasti s tako bogato1 favno kot pri Krminu ni v sosednjih Goriških brdih —- razen numulitinskega horizonta pri Vipolžah. Vendar podatki o favni krmin-skega fliša niso dovolj zanesljivi. Globorotalia angulata in G. aragonensis (2. fa-cies) sta stratigrafsko različni obliki. Tudi Nummulites laevigatus in N. perfora-tus primarno ne moreta nastopati skupaj (glej 1. facies). Zelo- verjetno je Nummulites perforatus v resnici N. friulanus Schaub ali kak drug predstavnik razvojnega niza N. perforatus-N. burdigalensis. Po sorodnosti favne lahko vsaj del krminskega fliša štejemo v rožaški horizont, ki ga prištevajo najmlajšemu cuisiju. To- pomeni, da krminski fliš lahko vzporejamo z bogatimi fosilonosnimi plastmi pri Rožacu in Vipolžah (= medanske plasti). Kožbanske plasti (1965). Leta 1962 (Pavlovec in sod., 1962) smo imenovali plasti v severnem delu Goriških brd in na Koradi »severni razvoj fliša«, v južnem delu Goriških brd pa »južni razvoj fliša«. Pri nadaljnjih raziskavah se je pokazalo, da se obe seriji kamenin zelo razlikujeta med seboj in sta tudi različno stari. Zato izraza »severni in južni razvoj« nista primerna in smo prvega preimenovali v kožbanske plasti, drugega pa v medanske. Kožbanske plasti (Pavlovec, 1965, 50; 1966, 244 = Kožbana beds) so dobile ime po vasici Kožbana v severnem delu Goriških brd. Profil kožbanskih plasti je zelo dobro razgaljen ob glavni cesti iz Plav v Goriška brda. Začno se z bazalnim konglomeratom, ki leži pri Plavah na krednem apnencu. V spodnjem delu kožbanskih plasti prevladujeta konglomerat in breča, vložki peščenjaka in laporja pa so redki. Više se pojavijo debele plasti laporja (opoke), peščenjaka, ponekod tudi sovdana. Cim više gremo, tem več je med konglomeratom in brečo laporja, sovdana in peščenjaka. Po debeloklastičnih kameninah v spodnjem delu kožbanskih plasti sklepamo na velike podmorske plazove v zvezi z erozijsko1 fazo> pred začetkom nastajanja kožbanskih plasti in orogenezo, ki je spremljala sedimentacijo» vsaj njihovega spodnjega dela; verjetno gre za drugo laramijsko fazo (Tollmann, 1966, 86). V zgornjem delu kažejo kamenine na mnogo bolj umirjeno sedimentacijo s tur-biditnimi tokovi. V kožbanskih plasteh najdemo presedimentirano kredno mikrofavno skupaj s paleogenskimi oblikami. Od krednih so najpogostejši rodovi Orbitoides, Sidero-lites, Miscellanea, od terciarnih pa Nummulites, Assilina, Operculina, Alveolina, Discocyclina, Asterocyclina, Coscinolina,? Pellatispira, Distichoplax, Globigerina, Globorotalia, miliolide, rotaliide in textulariide. Konglomerat, ki ga je Taramelli (1870) imenoval psevdokrednega, je del kožbanskih plasti. Numulitna breča v Vipavski dolini, ki jo je raziskal Engel (1970), je nekoliko drugačna od breče v kožbanskih plasteh. Obe kamenini se ločita tudi po starosti. Po rezultatih preučevanja nanoplanktona in mikroforaminifer prištevamo kožbanske plasti bioconam z vrstami Globorotalia pseudomenardii, G. velascoen-sis in Discoaster multiradiatus. To pomeni, da so nastajale v ilerdiju, morda manjši del tudi še v zgornjem delu srednjega paleocena. Medanske plasti (1965) so imenovane po vasi Medana v južnem delu Goriških brd (Pavlovec, 1966, 243 = Medana beds). Začenjajo se s približno deset metrov debelo plastjo trdega sivega laporja (opoke). Više preidejo v plasti hitro menjajočega se laporja in kremenovega peščenjaka, ki jih imenujemo sovdan. To so sedimenti turbiditnih tokov; spodaj ležeči peščenjak prehaja v lapor in na njem sledi z ostro mejo zopet peščenjak. Posamezne plasti so debele nekaj centimetrov do nekaj decimetrov. Redki so vložki breče ali debelejše plasti peščenjaka. V laporju je ponekod veliko mikroforaminifer, makro-foraminifere pa se pojavljajo- samo v bolj debelozrnatih kameninah. Po takšni sedimentaciji sodeč so medanske plasti bolj tipičen fliš kot kožban-ske, čeprav se po- mojem mnenju pri definiciji fliša zaradi tako- zelo različnih sedimentov sploh ne moremo omejiti samo na nekatere od teh kamenin. Medanskim plastem je podoben krminski fliš. Vendar je prištel M a r t i n i s (1962) krminskemu flišu zelo- različne kamenine. Zato je krminski fliš nekoliko širši pojem kot medanske plasti, ki jim je najbližji Martinisov »peščeno laporni facies«. V Goriških brdih pa zaradi slabše razgaljenosti ali zaradi nekoliko drugačnega razvoja plasti ne moremo ločiti štirih Martinisovih faciesov krminskega fliša. Zato ostajata obe imeni — krminski fliš in medanske plasti — veljavni še naprej. Medanske plasti pripadajo bioconam z vrstami Globorotalia aequa, G. sub-botinae, G. formosa formosa in G. aragonensis, oziroma Marthasterites con-tortus, Discoaster binodosus in Marthasterites tribrachiatus. To- pomeni, da se je njihova sedimentacija verjetno začela v najmlajšem ilerdij u. Najmlajše razgaljene medanske plasti v Goriških brdih ustrezajo meji cuisij-lutecij, na kar sklepamo po bogati numulitinski favni pri Vipolžah v južnem delu Brd. Sredenjski fliš (= flysch di Stregna, 1969) sta opisala Venzo in Bram-bati (1969, 7 do 8) v okolici vasi Srednje sevemovzhodno od Čedada. Ta fliš sestoji iz peščenjaka z vložki laporja, konglomerata in apnene breče. Konglomerat in brečo sta avtorja celo primerjala s psevdokrednim konglomeratom. Fliš v okolici Srednjega so torej kožbanske plasti, ki se normalno nadaljujejo na Koradi in dalje proti severozahodu. Ime kožbanske plasti ima prioriteto pred izrazom »flysch di Stregna«. Tabela 1 — Table 1 Pregled kronolitoloških enot Time ročk units Srednji paleocen in ilerdij Middle Paleocene and Ilerdian Zgornji ilerdij in cuisij-Upper Ilerdian and Cuisian Biocone z Globorotalia pseudomenardii, G. velascoensis in Discoaster multi-radiatus Biocone z Globorotalia aequa, G. subbo-tinae, G. formosa formosa, G. aragonensis in Marthasterites contortus, Discoaster binodosus, M. tribrachiatus Kožbanske plasti Kožbana beds (Pavlovec, 1966) Medanske plasti Medana beds (Pavlovec, 1966) Sredenjski fliš Flysch di Stregna (Venzo & Brambati, 1969) Krminski fliš Flysch di Cormons (M a r t i n i s , 1962) — sinonim za del medanskih plasti Psevdokredni konglomerat Pseudo-Cretaceous conglomerate (Taramelli, 1870) — sinonim za del kožbanskih plasti Rožaške plasti Rosazzo beds (Taramelli, 1869) 4. Mikrofavnistično preiskani profili Rajko Pavlovec in Jernej Pavšič Vzorčevali smo več profilov in posamezne vzorce vzeli še zunaj njih. Profile smo izbrali tako, da smo dobili vpogled v vrhnji del kožbanskih plasti (na južnem pobočju Korade in v okolici Vrhovelj) in v celotno' zaporedje medan-skih plasti (profili od Gonjač do Vipolž in v skrajnem zahodnem delu Goriških brd). Profile opisujemo od najstarejšega do< najmlajšega, medtem ko so označeni v takšnem vrstnem redu, kakor smo vzorčevali na terenu. Tudi pri oznakah vzorcev zunaj profilov smo ohranili številke terenskih zapisov (delno R. Pavlovec, delno J. Pavšič in oznake Geološkega zavoda v Ljubljani), da bi se izognili zamenjavam. Profil F (kožbanske plasti, isl. 1) se začne ob cesti Plave—Vrhovlje približno 300 m severno od gostilne v Vrhovljah. Tam je točka F/4. Točka F/3 je pri gostilni, točka F/l pa približno. 300 m od odcepa ceste na Sabotin severno-vzhodno od Gonjač. Celoten profil je dolg nekaj več kot 1 km. V profilu F se menjavajo več metrov in tudi nekaj deset metrov debele skladovnice posameznih členov kožbanskih plasti. Med točkama F/4 in F/3 prevladujejo sovdanske plasti laporja in peščenjaka. Sledi debelejši vložek trdega sivega laporja (opoke), nato zopet sovdan (vzorec F/2) in na njem opoka (vzorec F/l). Profil G (mlajši del kožbanskih plasti in medanske plasti, si. 2) poteka po najzahodnejšem delu Goriških brd tik ob državni meji Jugoslavija-Italija od NNE proti SSW. Profil je dolg približno 5 km. Vzorci so vzeti ob cesti Golo brdo—Hlevnik (točka G/5289 = najstarejša plast) in od tam naprej proti Hruševju, kjer se konča ,s terensko točko G/5203 (najmlajša plast). Višje številke so terenske točke geologov z Geološkega zavoda, zaporedne številke od 1 naprej pa označujejo posebej pobrane vzorce za preiskave mikro-favne. Na teh točkah smo vzeli iz istega flišnega ciklusa po več vzorcev iz zaporednih plasti. Izkušnje so namreč pokazale, da je pogostost planktonskih foraminifer v različnih plasteh različna. Profil G se začne s konglomeratom nad vasjo Golo brdo v točki G/5290 in G/l. Kamenina je v tem delu profila podobna tisti ob cesti Plave—Vrhovlje. Vsebuje kose rdečega podsabotinskega laporja. Slede debelejša plast sivega laporja (opoke), apnena breča in peščenjak. Takšno menjavanje debelo-zrnatih kamenin se nadaljuje do točke G/5307, od tam dalje pa postajajo kamenine bolj drobnozrnate. Pojavljajo se rjavkast ali siv lapor ter kremenov in apneni peščenjak. Profil se konča z vzorcem G/5203, ki je vzet v vinogradu za va(sjo Hruševje. Plasti imajo v glavnem smer in vpad 210/50. Profil A (baza in najstarejši del medanskih plasti, si. 1) se začne na bazi medanskih plasti v useku pri odcepu ceste na Sabotin, to je med Vrhovljami in Gonjačami. Sledi kolovozu, ki se takoj za usekom odcepi od ceste proti jugu, to je proti Gonjačam, in vodi v vinograde. Na bazi je več metrov debela opoka (vzorca A/l in A/2). Vzorec A/3 je iz najnižjega dela sovdana, ki leži na opoki; sovdan je potem v vsem profilu do zadnje točke A/18 pri rezervoarju nad Gonjačami. Profil je dolg približno 350 metrov. Plasti peščenjaka so debele nekaj centimetrov do nekaj deci- SI. 1. Profila F in A skozi kožbanske plasti in najstarejši del medanskih plasti Fig. 1. Sections F and A along the Kožbana beds and the oldest part of the Medana beds metrov, najdebelejša razgaljena plast doseže 60 cm. Vmesne laporne plasti so nekoliko tanjše. Najpogostejša smer in vpad plasti sta 225/45. Profila C-I in C-II (medanske plasti, si. 3). Pred Gonjačami se odcepi asfaltirana cesta proti Vedrijanu. Profil C-I je na južni strani križišča od ceste do vrha zaseka. Tik ob cesti je točka C-I/l, na vrhu pa je najmlajša plast tega profila C-I/7. Dolžina profila je 10 metrov. V profilu C-I je sovdan. Sredi profila je 80 cm debela plast peščenjaka. Smer in vpad plasti sta 230/25. SI. 2. Profil G skozi mlajši del kožbanskih plasti in skozi medanske plasti Fig. 2. Section G along the youngest part of the Kožbana beds and the Medana beds 2 — Geologija 17 Profil C-II je kakih 250 m oddaljen cd odcepa ceste proti Vedrijanu. Debelina profiliranih plasti sovdana je približno 10 m. Smer in vpad plasti sta 215/55. Najstarejša plast je C-II/1, najmlajša C-II/5. Profil C III (medanske plasti, si. 3). Približno 700 m dolg profil C-III se začne zahodno od Vedrijana prav blizu vasi, vzorci pa so bili vzeti ob asfaltirani cesti. Vzorec C-III/1 je iz najmlajše plasti v profilu, vzet pa je nasproti transformatorja. Blizu hiše Vedrijan št. 6 je pobran vzorec C-III/3. Zadnji vzorec C-III/12 je najstarejša plast. V profilu C-III je vseskozi sovdan, v katerem ni debelejših vložkov peščenjaka. Vsi vzorci iz profilov A, C-I, C-II in C-III so iz lapornih plasti. Profil B (medanske plasti, si. 3) je pri zaselku Bala med Gonjačami in Šmartnim. Začne se ob glavni cesti (vzorec B/l = najstarejša plast) in sega do vrha brega, na katerem stojita spomenik in razgledni stolp. Tik pod vrhom je vzet vzorec B/5 (najmlajša plast). V profilu B so skoraj horizontalne plasti sovdana, ki vsebuje do 60 cm debele plasti peščenjaka. Profil E (medanske plasti, si. 4) se začne na južni strani Šmartnega (točka E/6 = najstarejša plast), konča pa blizu vasi Vipolže (točka E/l = najmlajša plast). Dolžina profila je nekaj manj kot 3 km, vzorci pa so vzeti vzdolž asfaltirane ceste Šmartno—Kozana—Vipolže. Plasti vpada j o proti severu ali severozahodu pod kotom do 30°, pcgosto precej manj in so ponekod skoraj horizontalne. Vzorec laporja E/6 je vzet 100 m vzhodno od hiše Šmartno' št. 92. Tudi ostali vzorci so vzeti iz lapornih plasti: E/5 ob cesti pri zadružnem domu; E/4 pri hiši Kozana št. 20; E/3 blizu hiše Kozana št. 19, in sicer ob odcepu poljske poti od glavne ceste proti vzhodu; E/2 za hišo> Kozana št. 10; E/l približno 140 m južno od hiše Vipolže št. 95. Velik del profila ni razgaljen. Kjer so plasti vidne, je samo sovdan, ki ima različno debele vložke peščenjaka; najdebelejši dosežejo 50 cm ali celo več. Profil D (najmlajši del medanskih plasti, si. 4) poteka skozi nahajališče numulitov in asilin na vzhodni strani vasi Vipolže pri hiši št. 31 (»pri Mazeretovih«), Vzorec laporja D/l (najstarejša plast) je vzet najniže proti dnu doline Berše in sicer pod Mazeretovo hišo, vzorec D/6 (najmlajša plast) pa kakih 90 m zahodno od hiše. V tem profilu prevladuje sovdan, vendar je vmes nekaj debelejših vložkov laporja pa tudi peščenjaka in breče, v kateri so pogoste numulitine. Vse vzorce v profilih B, E in F smo vzeli v lapornih plasteh. Vzorci zunaj profilov. V kožbanskih in medanskih plajsteh smo pobrali precej vzorcev tudi zunaj profilov. V njih smo preiskovali predvsem makro-foraminifere in mikrofacies. Ti vzorci so* največkrat kosi breč, apnenca in kremenovega peščenjaka ter redkeje konglomerata. Čeprav za stratigrafijo niso dali dovolj natančnih podatkov, so bili zanimivi predvsem zaradi favni-stične združbe v flišu Goriških brd in južnega pobočja Korade. Izredno dobro vidimo v njih pcmešano kredno in terciarno favno, kar je pogosto tudi pri planktonskih foraminiferah ali celo pri nanoplanktonu. SI. 3. Profili C-I, C-II, C-III in B skozi medanske plasti Fig. 3. Sections C-I, C-II, C-III and B along the Medana beds SI. 4. Profila E in D skozi medanske plasti Fig. 4. Sections E and D along the Medana beds 5. Nanoplankton Livio Todesco a) Nanoplanktonske biocone Preiskane profile sem razdelil na naslednje nanoplanktonske biocone: Biocona z Discoaster multiradiatus je obdobje c;d prvih pojavov vrste Disco-aster multiradiatus Bramlette et Riedel do nastopa vrste Marthasterites bram-lettei Bronniman et Stradner (Bramlette in Sullivan, 1961). Biocona z Marthasterites contortus je obdobje od prvega nastopa Marthasterites bramlettei Bronniman et Stradner pa do zadnje najdbe vrste Marthasterites contortus (Stradner). Avtor te biocone je H a y (1964). Biocona z Discoaster binodosus traja od plasti z zadnjimi predstavniki oblike Marthasterites contortus (Stradner) in do prvih primerkov vrste Discoaster lodoensis Bramlette et Riedel (Mohler in Hay, 1967). Biocona z Marthasterites tribrachiatus je obdobje, ki traja od prvega nastopa vrste Discoaster lodoensis Bramlette et Riedel do zadnje najdbe Marthasterites tribrachiatus (Bramlette et Riedel). To biocono sta opisala Bronniman in Stradner (1960). Biocona z Discoaster lodoensis je interval med zadnjimi najdbami vrste Marthasterites tribrachiatus (Bramlette et Riedel) in prvimi nastopi oblike Discoaster sublodoensis Bramlette et Sullivan (Bronniman in Stradner, 1960). b) Pregled nanoplanktonskih oblik in njihova taksonomija Tabeli 2 in 3 in table 1 do 4 Nanoplanktonska taksoncmija je prilagojena botanični nomenklaturi, zato se nekoliko' razločuje od foraminiferske, za katero veljajo pravila zoološke nomenklature. V tem poglavju podajam pregled najdenih oblik, pri vsaki od njih je naveden prvi opis. Rodovi so razporejeni po abecedi. Z zvezdico * označene oblike so presedimentirane iz starejših plasti. Profil F. V vseh vzorcih je precej nanoplanktona. Posebno pogosti so Prin-sius bisulcus, Cruciplacolithus eminens in Coccolithus crassus. Profil A. Vzorci A/l, A/2 in A/le so brez nanoplanktona. V srednjem delu profila nanoplanktonskih oblik ni veliko, medtem ko so najštevilnejše v vzorcu A/17. Pogoste so oblike Prinsius bisulcus, Cribrosphaerella ehrenbergi, Fasciculithus involutus, Coccolithus crassus, Cruciplacolithus eminens, Eiffel-lithus turriseiffeli in Micula decussata. Profil C I. Najmanj nanoplanktona je v vzorcih C/I-5 in C/I-7. V ostalih so pogosti Marthasterites tribrachiatus, Arkhangelskiella cymbiformis in Cribrosphaerella ehrenbergi. Profil C III. V vzorcu C/III-7 je izredno malo nanoplanktona, medtem koga je v ostalih vzorcih precej. Najpogostejše vrste so Marthasterites tribrachiatus, Discoaster binodosus in Coccolithus eopelagicus. Profil B. Največ nanoplanktonskih oblik je v vzorcu B/3. Iz zgornjekrednih plasti presedimentiranih nanoplanktcnskih oblik je manj kot v ostalih profilih. SUBLODOENSIS OISCOASTER LODOENSIS O z < M A RT H A S TERITES TR/BRACHIATUS OISCOASTER BINODOSUS M A R THA STE RITE S C! cm CONTORTUS o a: DISCOASTER MULT/RADIATUS O CK IU HELIOLITHUS RIADELI Tabela 2. Nanoplanktonske biocone v posameznih profilih Table 2. Biozones identified by the occurrence of nannoplankton along the sections examined Tavola 2. I biozoni di nannoplancton nei singoli profili Profil E. Vzorci E/l, E/3, E/4 in E/6 vsebujejo malo nanoplanktona. Najpogostejše nanoplanktonske vrste so Marthasterites tribrachiatus, Discoaster lodoensis, Coccolithus eopelagicus in Cyclococcolithus formosus. Profil D. V vzorcih D/2 in D/6 je nanoplanktona zelo- malo-, veliko pa ga je v vzorcu D/3, kjer je tudi zelo dobro ohranjen. V tem profilu so pogoste vrste Discoaster lodoensis, Cyclococcolithus formosus, Stradneria crenulata m Cribrosphaerella ehrenbergi. V vzorcu D/l je bil najden en sam primerek Discoaster cf. sublodoensis; samo po tem primerku še ne morem prišteti tega profila bioconi z vrsto Discoaster sublodoensis. c) Pregled najdenih oblik Arkhangelskiella cymbiformis Vekshina Tabla 1, si. la, b 1959 Arkhangelskiella cymbiformis Vekshina, 66. tabla 2, si. 3a, b. Braarudosphaera bigeloivi (Gran et Braarud), Deflandre Tabla 1, si. 8a, b 1935 Pontosphaera bigelovoi Gran et Braarud, 389, si. 67 v besedilu. 1947 Braarudosphaera bigeloivi (Gran et Braarud), Deflandre 439, si. 1 do> 5 v besedilu. Braarudosphaera discula Bramlette et Riedel 1954 Braarudosphaera discula Bramlette et Riedel, 394, tabla 38, si. V. Campylosphaera dela (Bramlette et Sullivan) Hay et Mohler Tabla 1, si. 3a, b 1961 Coccolithites delus Bramlette et Sullivan, 151, tabla 7, si. la do- c; 2a, b. 1967 Campylosphaera dela (Bramlette et Sullivan), Hay in Mohler, 1531, tabla 198, si. 14. Chiasmolithus consuetus (Bramlette et Sullivan), Hay et Mohler 1961 Coccolithus consuetus Bramlette et Sullivan, 139, tabla 1, si. 2a do c. 1967 Chiasmolithus consuetus (Bramlette et Sullivan), Hay in Mohler, 1526, tabla 196, si. 23 do 25; tabla 198, si. 16. Chiasmolithus grandis (Bramlette et Riedel), Bukry et K e n n e d y Tabla 1, si. 6a, b 1954 Coccolithus grandis Bramlette et Riedel, 391, tabla 38, si. la, b. 1969 Chiasmolithus grandis (Bramlette et Riedel), B u k r y in K e n n e d y , 42. Coccolithus crassus Bramlette et Sullivan 1961 Coccolithus crassus Bramlette et Sullivan, 139, tabla 1, si. 4a do- d. Coccolithus eopelagicus (Bramlette et Riedel) Bramlette et Sullivan Tabla 2, si. 2a, b, c 1954 Tremalithus eopelagicus Bramlette et Riedel, 392, tabla 38, si. 2a, b. 1961 Cocolithus eopelagicus (Bramlette et Riedel), Bramlette in Sullivan 141. 1967 Coccolithus eopelagicus (Bramlette et Riedel), Bramlette in Sullivan v: Bramlette in Wilcoxon, 102, tabla 4, si. 6 do 8. * Cribrosphaerella ehrenbergi (Arkhangelsky), Perch-Nielsen Tabla 4, si. 2a, b 1912 Cribrosphaera ehrenbergi Arkhangelsky, 412, tabla 6, si. 19, 20. 1968 Cribrosphaerella ehrenbergi (Arkhangelsky), Peirch-Nielsen, 54, tabla 17, si. 1 do 8; si. 21 v besedilu. Cruciplacolithus crux (Deflandre et Fert), R o t h 1954 Discolithus crux Deflandre et Fert, 143, tabla 14, si. 4; si. 55 v besedilu. 1961 Zygolithus crux (Deflandre et Fert), Br amlette in Sullivan, 149, tabla 6, si. 8—10. 1970 Cruciplacolithus crux (Deflandre et Fert), Roth, 844. Cruciplacolithus eminens (Bramlette et Sullivan), H a y et M o h 1 e r 1961 Coccolithus eminens Bramlette et Sullivan, 139, tabla 1, si. 3a do d. 1967 Cruciplacolithus eminens (Bramlette et Sullivan), Hay in Mohler, 1527, tabla 196, si. 26 do 28; tabla 198, si. 9, 10. Cruciplacolithus staurion (Bramlette et Sullivan), Gartner 1961 Coccolithus staurion Bramlette et Sullivan, 140, tabla 2, si. 5a, b; 6a—c. 1971 Cruciplacolithus staurion (Bramlette et Sullivan), Gartner, 109. Cruciplacolithus tenuis (Stradner), H a y et Mohler Tabla 1, si. 2a, b 1961 Heliorthus tenuis Stradner, 84, si. 64, 65 v besedilu. 1967 Cruciplacolithus tenuis (Stradner), Hay in Mohler v: Hay in sod. 446. 1967 Cruciplacolithus tenuis (Stradner), Hay in Mohler, 1527, tabla 196. si. 29—31; tabla 198, si. 1, 17. Cyclococcolithus formosus Kampter Tabla 2, si. lOa, b 1963 Cyclococcolithus formosus Kamptner, 163, tabla 2, si. 8, si. 20 v besedilu 4. 1969 Cyclococcolithus formosus Kamptner v: Martini, 132, tabla 1, si. 1, 2; (cum. syn.). SPECI E S 1 2 3 4 3 L 5 6 7 8 9 10 11 13 14 15 16 17 1 2 3 U 5 6 7 1 2 3 U 5 — 6 7 8 9 10 11 12 1 2 3 5 1 2 3 U 5 6 1 2 3 U 5 6 ARKHANGELSKIELLA CYMBIFORMIS BRA A RUD OS PHA ERA BIGELOWI — — BRAARUDOSPHAERA DISCULA — CAMPYLOSPHAERA DELA CHIASMOLITHUS CONSUETUS — CHIASMOLITHUS GRANDIS — COCCOLITHUS CRASSUS COCCOL/THUS EOPELAGICUS CR/BROSPHAERELLA EHRENBERGI CRUCIPLACOLITHUS CRUX CRUCIPLACOLITHUS EMINENS CRUCIPLACOLITHUS STAURION — — CRUCIPLACOLITHUS TENUIS — — — CYCLOCOCCOLITHUS FORMOSUS — — — CYCLOCOCCOLITHUS J3AMMATION — — DISCOASTER BARBADIENSIS — DISCOASTER BINODOSUS I — DISCOASTER DEFLANDREI — — DISCOASTER DIASTYPUS — — — DISCOASTER DISTINCTUS — — DISCOASTER GEMMEUS — DISCOASTER LENTICULARIS DISCOASTER LODOENSIS DISCOASTER MIRUS — — DISCOASTER MULTIRADIATUS — — — — — r- DISCOASTER WEMMEL ENSIS — — — — DISCOASTEROIDES KUEPPERI — - — — — — — EIFFELITHUS TURRISEIFFELI — — — — — — — ELLIPSOLITHUS MACELLUS — t— FASCICULITHUS INVOLUTUS — LOPHODOLITHUS NASCENS — -H MARTHASTERITES BRAMLETTEI MARTHASTER/TES TR/BRACHIATUS MICRORHABDULUS DECORATUS — — — — — — — — — Ml CULA DECUSSATA i — — — — — NEOCOCCOLITHUS DUBIUS - — PONTOSPHAERA PLANA — — — PREDISCOSPHAERA CRETACEA — - — — — — — PRINSIUS BISULCUS RETICULOFENESTRA BISECTA — — RHABDOSPHAERA PERLONGA - — — SPHENOLITHUS MORIFORMIS - — — — SPHENOLITHUS RADIANS — — — — STRADNERIA CRENULATA — — — — — TETRALITHUS OBSCURUS — — — — TOWEIUS CRATICULUS TRIOUETRARHABDULUS INVERSUS — ZYGOLITHUS DISTENTUS — — ZYGRABL!THUS BIJUGATUS — i Tabela 3. Pregled nanoplanktonskih vrst v posameznih profilih — Table 3. Nannoplankton species determined from the samples taken along the profiles examined Tavola 3. La rassegna di nannoplancton nei singoli profili Cyclococcolithus gammation (Bramlette et Sullivan), Sullivan 1961 Coccolithites gammation Biramlette et Sullivan, 152, tabla 7, si. 7a—c; 14a, b. 1964 Cyclococcolithus gammation (Bramlette et Sullivan), Sullivan, 181, tabla 3, si. 7a, b. Discoaster barbadiensis Tan Sin Hok Tabla 2, si. 7 1927 Discoaster barbadiensis Tan Sin Hok, 415. 1967 Discoaster barbadiensis Tan Sin Hok, v: Hay in sod., tabla 1, si. 9 do 11. Discoaster binodosus Martini Tabla 2, si. 4 1958 Discoaster binodosus Martini, 362, tabla 4, si. 18a, b. Discoaster deflandrei Bramlette et Riedel Tabla 2, si. 9 1954 Discoaster deflandrei Bramlette et Riedel, 399, tabla 39, si. 6; si. la—c v besedilu. 1967 Discoaster deflandrei Bramlette et Riedel, v: H a y in sod., tabla 2, si. 6 do 9. Discoaster diastypus Bramlette et Sullivan 1961 Discoaster diastypus Bramlette et Sullivan, 159, tabla 11, si. 6 do 8. Discoaster distinctus Martini 1958 Discoaster distinctus Martini, 363, tabla 4, si. 17a, b. Discoaster gemmeus Stradner 1959a Discoaster gemmeus Stradner, 1086, si. 21. 1967 Discoaster gemmeus, Stradner v: Hay in Mohler, 1538, tabla 204, si. 19 do 21; tabla 206, si. 3, 5, 6, 8. Discoaster lenticularis Bramlette et Sullivan 1961 Discoaster lenticularis Bramlette et Sullivan, 160, tabla 12, si. la, b; 2. Discoaster lodoensis Bramlette & Riedel Tabla 2, si. 5 1954 Discoaster lodoensis Bramlette et Riedel, 398, tabla 39, si. 3a, b. Discoaster mirus Deflandre Tabla 2, si. 8 1954 Discoaster mirus Deflandre, v: Deflandre in Fert, 168, si. 118 v besedilu. Discoaster multircidiatus Bramlette et Riedel Tabla 2, si. 6 1954 Discoaster multiradiatus Bramlette et Riedel, 396, tabla 38, si. 10. Discoaster cf. sublodoensis Bramlette et Sullivan Tabla 3, si. 1 1961 Discoaster sublodoensis Bramlette et Sullivan, 162, tabla 12, si. 6a, b. Discoaster voemmelensis Achutan et Stradner Tabla 2, si. 3 1969 Discoaster wemmelensis Achutan et Stradner, 5, tabla 4, si. 3, 4; si. 2 v besedilu. Discoasteroides kuepperi (Stradner), Bramlette et Sullivan 1959b Discoaster kuepperi Stradner, 478, f. 17, 21. 1961 Discoasteroides kuepperi (Stradner), Bramlette et Sullivan, 163, tabla 13, si. 16 do 19. * Eiffellithus turriseiffeli (Deflandre), Reinhardt Tabla 3, si. 2a, b 1954 Zygolithus turriseiffeli Deflandre v: Deflandre in Fert, 149, tabla 13, si. 15, 16; si. 65 v besedilu. 1965 Eiffellithus turriseiffeli (Deflandre), Reinhardt, 36. Ellipsolithus macellus (Bramlette et Sullivan), Sullivan Tabla 3, si. 3a, b 1961 Coccolithites macellus Bramlette et Sullivan, 152, tabla 7, si. 11 do 13d. 1964 Ellipsolithus macellus (Bramlette et Sullivan), Sullivan, 184, tabla 5, si. 3. Fasciculithus involutus Bramlette et Sullivan Tabla 3, si. 4a, b 1961 Fasciculithus involutus Bramlette et Sullivan, 164, tabla 14, si. 1 do 5. Lophodolithus nascens Bramlette et Sullivan Tabla 3, si. 5a, b, c 1961 Lophodolithus nascens Bramlette et Sullivan, 145, tabla 4, si. 7a do 8c. Marthasterites bramlettei Bronnimann et Stradner Tabla 3, si. 6 1960 Marthasterites bramlettei Bronnimann et Stadner, 366, si. 17 do 20, 23, 24 v besedilu. Marthasterites tribrachiatus (Bramlette et Riedel), Deflandre Tabla 3, si. 7 1954 Discoaster tribrachiatus Bramlette et Riedel, 397, tabla 38, si. 11. 1959 Marthasterites tribrachiatus (Bramlette et Riedel), Deflandre, 138. 1963 Marthasterites tribrachiatus (Bramlette et Riedel), Deflandre v: Gohrbandt, 80, tabla 11, si. 10. * Microrhabdulus decoratus Deflandre Tabla 3, si. 8 1959 Microrhabdulus decoratus Deflandre, 140, tabla 4, si. 1 do 5. * Micula decussata Vekshina Tabla 3, si. 9a, b 1959 Micula decussata Vekshina, 71, tabla 1, si. 6; tabla 2, si. 11. 1968 Micula decussata Vekshina v: G a r t n e r , 47, tabla 2, si. 5—8; tabla 4, si. 18; tabla 9, si. 18 do 20; tabla 14, si. 13—14; tabla 18, si. 17; tabla 20, si. 15; (cum syn.). Neococcolithes dubius (Deflandre), Perch-Nielsen Tabla 4, si. 9 1954 Zygolithus dubius Deflandre v: Deflandre in Fert, 149, si. 43, 44, 68. 1971 Neococcolithes dubius (Deflandre), Perch-Nielsen, 968, si. 21. Pontosphaera plana (Bramlette et Sullivan), H a q Tabla 4, si. la, b 1961 Discolithus planus Bramlette et Sullivan, 143, tabla 3, si. 7a do c. 1971 Pontosphaera plana (Bramlette et Sullivan), Haq 22, tabla 10; si. 1; tabla 12, si. 6. * Prediscosphaera cretacea (Arkhangelsky), Gartner 1912 Coccolithophora cretacea Arkhangelsky, 410, tabla 6, si. 12, 13. 1968 Prediscosphaera cretacea (Arkhangelsky), Gartner 19, tabla 2, si. 10 do 14; tabla 3, si. 8; tabla 4, si. 19 do 24; tabla 6, si. 14, 15; tabla 9, si. 1 do 4; tabla 12, si. 1; tabla 14, si. 20—22; tabla 18, si. 8; tabla 22, si. 1 do 3; tabla 23, si. 4 do 6; tabla 25, si. 12 do 14; tabla 26, si. 2; (cum syn.). Prinsius bisulcus (Stradner), H a y et Mohler 1963 Coccolithus bisulcus Stradner, v: Gohrbandt, 72, tabla 8, si. 3—6; si. 3 (la, b) v besedilu. 1967 Prinsius bisulcus (Stradner), Hay et Mohler, 1259, tabla 196, si. 10 do 13; tabla .197, si. 6. Reticulofenestra bisecta (Hay, Mohler et Wade), R o t h Tabla 4, si. 3a, b 1966 Syracosphaera bisecta Hay, Mohler et Wade, 393, tabla 10, si. 1 do 6. 1970 Reticulofenestra bisecta (Hay, Mohler et Wade), Roth, 847, tabla 3, si. 6, (cum syn.). Rhabdosphaera perlonga (Deflandre), Bramlette etSullivan Tabla 4, si. 4a, b 1952 Rhabdolithus perlongus Deflandre, v: Grasse, 465. si. 362 (I). 1954 Rhabdolithus perlongus Deflandre, v: Deflandre in Fert, 158, tabla 12, si. 34, 35; si. v besedilu 86. 1961 Rhabdosphaera perlonga (Deflandre), Bramlette et Sullivan, 146, tabla 5, si. 7a do c. Sphenolithus moriformis (Bronnimann et Stradner), Bramlette et Wilcoxon Tabla 4, si. 6a, b 1960 Hannoturbella moriformis, Bronnimann et Stradner, 368, si. 11 do 16. 1967 Sphenolithus moriformis (Bronnimann et Stradner), Bramlette et W i 1 c o x o n , 124, tabla 3, si. 1 do 6. Sphenolithus radians Deflandre Tabla 4, si. 7a, b 1952 Sphenolithus radians Deflandre, v: Grasse, 466, tabla 343 (I do K); si. 363 (A—G). 1961 Sphenolithus radians Deflandre, v: Bramlette in Sullivan, 166, tabla 14, si. 6, do 8b. Stradneria crenulata (Bramlette et Martini), Noel Tabla 1, si. 5, 7a, b; tabla II, si. 1 1964 Cretarhabdus crenulatus Bramlette et Martini, 300, tabla 2, si. 21 do 24. 1970 Stradneria crenulata (Bramlette et Martini), Noel, 55, tabla 12, si. 5; tabla 17, si. 3a, b. * Tetralithus obscurus Deflandre Tabla 4, si. 8 1959 Tetralithus obscurus Deflandre, 138, tabla 3, si. 26 do 29. Tovaeius craticulus Hay et Mohler 1967 Tovceius craticulus Hay et Mohler, 1530, tabla 196, si. 7 do 9; tabla 197, si. 2, 3. Triquetrorhabdulus inversus Bukry et Bramlette 1969 Triquetrorhabdulus inversus Bukry et Bramlette, 142, tabla 1, si. 9 do< 14. Zygolithus distentus Bramlette et Sullivan 1961 Zygolithus distentus Bramlette et Sullivan, 150, tabla 6, si. 4 do 7. Zygrablithus bijugatus (Deflandre), Deflandre Tabla 4, si. 5a, b 1954 Zygolithus bijugatus Deflandre, v: Deflandre in Fert, 148, tabla 11, si. 20, 21. 1959 Zygrablithus bijugatus (Deflandre), Deflandre, v: Deflandre, 135. 1969 Zygrablithus bijugatus (Deflandre), Deflandre, v: Martini, 140, tabla 2, si. 19, 20 (cum syn.). Tabla 1 — Tavola 1 — Plate 1 la, b. Arkhangelskiella cymbiformis Vekshina vzorec B/3, a) pri navadni svetlobi, b) pri faznem kontrastu camp. B/3, a) luce ordinaria, b) contrasto di fase 2a, b. Cruciplacolithus tenuis (Stradner) vzorec B/3, a) pri navadni svetlobi, b) pri navzkrižnih nikolih camp. B/3, a) luce ordinaria, b) nicol incrociati 3a, b. Campylosphaera dela (Bramlette et Sullivan) vzorec E/l, a) pri faznem kontrastu, b) pri navzkrižnih nikolih camp. E/l, a) contrasto di fase, b) nicol incrociati 4a, b. Cruciplacolithus staurion (Bramlette et Sullivan) vzorec D/5, a) pri navadni svetlobi, b) pri navzkrižnih nikolih camp. D/5, a) luce ordinaria, b) nicol incrociati 5. Stradneria crenulata (Bramlette et Martini) vzorec E/2, pri navadni svetlobi camp. E/2, luce ordinaria 6a, b. Chiasmolithus grandis (Bramlette et Riedel) vzorec D/3, a) pri navadni svetlobi, b) pri navzkrižnih nikolih camp. D/3, a) luce ordinaria, b) nicol incrociati 7a, b. Stradneria crenulata (Bramlette et Martini) vzorec A/17 pogled od strani, a) pri faznem kontrastu, b) pri navzkrižnih nikolih camp. A/17, veduta laterale, a) contrasto di fase, b) nicol incrociati 8a, b. Braarudosphaera bigelowi Deflandre vzorec E/2, a) pri navadni svetlobi, b) pri navzkrižnih nikolih camp. E/2, a) luce ordinaria, b) nicol incrociati Vse fotografije so 1800 X povečane Tutte le fotografie x 1800 Tabla 2 — Tavola 2 — Plate 2 1. Stradneria crenulata (Bramlette et Martini) vzorec E/2, pri navzkrižnih nikolih camp. E/2, nicol incrociati 2a, b, c. Coccolithus eopelagicus (Bramlette et Riedel) D/l, a) pri faznem kontrastu, b) pri navadni svetlobi, c) pri navzkrižnih nikolih camp. D/l, a) contrasto di fase, b) luce ordinaria, c) nicol incrociati 3. Discoaster wemmelensis Achutan et Stradner vzorec A/17, pri faznem kontrastu camp. A/17, contrasto di fase 4. Discoaster binodosus Martini vzorec A/17, pri faznem kontrastu camp. A/17, contrasto di fase 5. Discoaster lodoensis Bramlette et Riedel vzorec D/3, pri navadni svetlobi camp. D/3, luce ordinaria 6. Discoaster multiradiatus Bramlette et Riedel vzorec A/3, pri navadni svetlobi camp. A/3, luce ordinaria 7. Discoaster barbadiensis Tan Sin Hok vzorec D/3, pri navadni svetlobi camp. D/3, luce ordinaria 8. Discoaster mirus Deflandre vzorec D/3, pri navadni svetlobi camp. D/3, luce ordinaria 9. Discoaster deflandrei Bramlette et Riedel vzorec D/3, pri navadni svetlobi camp. D/3, luce ordinaria lOa, b. Cyclococcolithus formosus Kamptner vzorec C-I/6, a) v navadni svetlobi, b) pri navzkrižnih nikolih camp. C-I/6, a) luce ordinaria, b) nicol incrociati Vse fotografije so 1800 X povečane. Tutte le fotografie x 1800 3 — Geologija 17 Tabla 3 — Tavola 3 — Plate 3 1. Discoaster sublodoensis Bramlette et Sullivan vzorec D/l, v navadni svetlobi camp. D/l, luce ordinaria 2a, b. Eiffellithus turriseiffeli (Deflandre) vzorec C-1,/6, a) v navadni svetlobi, b) pri navzkrižnih nikolih camp. C-I/6, a) luce ordinaria, b) nicol incrociati 3a, b. Ellipsolithus macellus (Bramlette et Sullivan) vzorec A/17, a, b., pri navzkrižnih nikolih, a) pri 0°, b) pri 45" camp. A/17, a, b, nicol incrociati; a) asse lungo a 0°, b) a 45° 4a, b. Fasciculithus involutus Bramlette et Sullivan vzorec A/17, a) pri navadni svetlobi, b) pri navzkrižnih nikolih camp. A/17, a) luce ordinaria, b) nicol incrociati 5a, b, c. Lophodolithus nascens Bramlette et Sullivan vzorec A/17, a) pri navadni svetlobi, b) pri faznem kontrastu, c) pri navzkrižnih nikolih camp. A/17, a) luce ordinaria, b) contrasto di fase, c) nicol incrociati 6. Marthasterites bramlettei Bronnimann et Stradner vzorec A/4, pri navadni svetlobi camp. A/4, luce ordinaria 7. Marthasterites tribrachiatus (Bramlette et Riedel) vzorec E/2, pri navadni svetlobi camp. E/2, luce ordinaria 8. Microrhabdulus decoratus Deflandre vzorec A/5, pri navzkrižnih nikolih camp. A/5, nicol incrociati 9a, b. Micula decussata Vekshina vzorec A/4, a) pri navadni svetlobi, b) pri navzkrižnih nikolih camp. A/4, a) luce ordinaria; b) nicol incrociati Vse fotografije so 1800 x povečane Tutte le fotografie X 1800 Tabla 4 — Tavola 4 — Plate 4 la, b. Pontosphaera plana (Bramlette et Sullivan) vzorec F/2, a) pri navadni svetlobi, b) pri navzkrižnih nikolih camp. F/2, a) luce ordinaria, b) nicol incrociati 2a, b. Cribrosphaerella ehrenbergi (Arkhangelsky) vzorec A/4, a) pri navadni svetlobi, b) pri navzkrižnih nikolih camp. A/4, a) luce ordinaria, b) nicol incrociati 3a, b. Reticulofenestra bisecta (Hay, Mohler et Wade) vzorec A/17, a) v navadni svetlobi, b) pri navzkrižnih nikolih camp. A/17, a) luce ordinaria, b) nicol incrociati 4a, b. Rhabdosphaera perlonga (Deflandre) vzorec A/17, a) pri faznem kontrastu, b) pri navzkrižnih nikolih camp. A/17, a) contrasto di fase, b) nicol incrociati 5a, b. Zygrablithus bijugatus (Deflandre) vzorec A/17, a) pri navadni svetlobi, b) pri navzkrižnih nikolih camp. A/17, a) luce ordinaria, b) nicol incrociati 6a, b. Sphenolithus moriformis (Bronnimann et Stradner) vzorec A/17, a) pri navadni svetlobi, b) pri navzkrižnih nikolih camp. A/17, a) luce ordinaria, b) nicol incrociati 7a, b. Sphenolithus radians Deflandre vzorec 1—6; pri navzkrižnih nikolih, a) pri 0°, b) pri 45° camp. 1—6; nicol incrociati, a) asse lungo a 0°, b) a 45° 8. Tetralithus obscurus Deflandre vzorec A/3, pri navzkrižnih nikolih camp. A/3, nicol incrociati 9. Neococcolithes dubius (Deflandre) vzorec D/3; pri navadni svetlobi camp. D/3; luce ordinaria Vse fotografije so 1800 X povečane Tutte le fotografie X 1800 6. Mikroforaminifere Franc Cimerman in Jernej Pavšič a) Biostratigrafski podatki Tabela 4 Profil F. Foraminifere smo našli samo v vzorcu F/2 iz vrhnjega dela profila. Določili smo tri vrste globorotalij, Globorotalia velascoensis, G. aequa in G. subbotinae, dalje še Turborotalia primitiva, Globigerina linaperta in G. prolata. Za biostratigrafijo so pomembne samo globorotalij e. Najstarejša je Globorotalia velascoensis. Po tej vrsti so< imenovali zgornjepaleocensko biocono. Mlajša je Globorotalia aequa in še mlajša Globorotalia subbotinae. Vrste Globorotalia velascoensis ne najdemo več nad mejo paleocen-eocen (B o 11 i, 1957a, 63; Post um a, 1971, 218); G. aequa je dosegla svoj višek v najmlajšem paleocenu in je živela še v spodnjem eocenu. Globorotalia subbotinae je dosegla vrhunec v spodnjem eocenu in po njej so, zlasti na mediteranskem področju, nekateri imenovali tudi najstarejšo eocensko biocono. Po vsem tem sklepamo, da pripada vzorec F/2 vrhnjemu delu biocone z vrsto Globorotalia velascoensis, kjer se že pojavijo elementi mlajše favne. Kakor se je pokazalo' v drugih profilih, je potekala sedimentacija kožbanskih in medanskih plasti zelo hitro. Zato domnevamo, da ves profil F pripada tej bioconi. Profil G je najdaljši na obdelanem področju. V njem nastopajo kožbanske in medanske plasti. Čeprav so plasti zelo debele, smo našli v foraminiferni združbi majhne razlike. To pomeni, da je potekala sedimentacija zelo hitro. Najstarejši je kožbanski konglomerat (vzorca G/5290 in G/l). Mikrofavna iz veziva kaže na mlajši paleocen. Značilna oblika tega dela profila je Globorotalia velascoensis, ki je znana od biocone z vrsto Globorotalia pseudomenardii do biocone z G. subbotinae. Zadnja pri nas ni posebno pogosta, kar kaže na mlajši del biocone z vrsto G. velascoensis. Za to biocono so si raziskovalci naj-enotnejši, saj jo povečini uvrščajo v zgornji paleocen (B o 11 i, 1957b; 1957c; Boli i in Cita, 1960; Premoli in Palmieri, 1962; Luter -bacher, 1964; Premoli in Luterbacher, 1964b). Piccoli in Proto Decima (1969) omenjata biocono z Globorotalia velascoensis iz Vrhovelj in Plav v Goriških brdih. Na Kališah in pri Lijaku je bila ta biocona določena v podsabotinskih plasteh in je popolneje razvita kot v kožbanskem konglomeratu (Pavšič, 1971). V Pivški kotlini je Proto Decima (Gospodaric in sod., 1967) našla vrsto Globorotalia velascoensis, vendar samostojne biocone s to vrsto ni postavila. Krašeninnikov in drugi avtorji (1968) so uvrstili flišne sedimente na področju Podnanosa v vrhnji paleocen in so določili biocono z Globorotalia velascoensis. Poleg te vrste vsebujejo vzorci G/5290 do G/6 še oblike Globorotalia aequa, Globigerina linaperta, G. velascoensis, G. triangularis, Turborotalia primitiva in Globorotalia subbotinae, ki s svojo razširjenostjo potrjuje zgornji del biocone z vrsto Globorotalia velascoensis. Poleg omenjenih planktonskih foraminifer nastopajo še bentonske oblike. V naslednjem delu profila (od vzorca G/7 dalje), ki se tudi litološko loči od spodnjega dela, se v velikem številu pojavlja vrsta Globorotalia subbotinae. 2 < GLOBOROTALIA PALMERAE GLOBOROTALIA ARAGONENSIS GLOBOROTALIA FORMOSA FORMOSA GLOBOROTALIA SUBBOTINAE z < D a. UJ o o: GLOBOROTALIA VELASCOENSIS GLOBOROTALIA PSEUDOMENARDII Tabela 4. Biocone planktonskih foraminifer po profilih v Goriških brdih Table 4. Biozones identified by the occurrence of planctonic foraminifers along the sections examined Glede biocone s to- vrsto' si avtorji niso- povsem edini in nekateri namesto' nje postavljajo biocono' z vrsto Globorotalia rex (B o 11 i, 1957; Bolli in Cita, 1960), ki pa ima enako kronostratigrafsko vrednost kot biocona z vrsto Globorotalia subbotinae. Naše foraminifere smo primerjali s primerki iz vzhodnega dela pokrajine Vicentino, kjer imenujejo to biocono pO' vrsti Globorotalia subbotinae. Zato' smo> tisti del profila, kjer ta vrsta najpogosteje nastopa, imenovali biocono' z Globorotalia subbotinae (cf. Krašeninnikov, 1964; Morozova, 1959; 1960; 1961; Krašeninnikov in ostali, 1968). Omenjeno vrsto spremljajo Globorotalia aequa, Globigerina linaperta, Globigerina triangularis, Turborotalia mckannai, Turborotalia primitiva, Chiloguembelina cubensis in številne bentonske foraminifere. Profil A. Po foraminiferni združbi iz profila A sklepamo na biocono z vrsto Globorotalia subbotinae, ki se pojavlja v veliki množini in v značilni obliki. Biocona z vrsto' Globorotalia subbotinae sega od meje paleocen-eocen do biocone z vrsto G. formosa formosa. V naših vzorcih nismo našli nobenega primerka vrste G. velascoensis, ki bi karakterizirala starejšo biocono', niti G. formosa formosa, ki bi označevala više ležečo biocono. Zato tudi zgornje in spodnje meje biocone z Globorotalia subbotinae nismo' mogli točneje določiti. Ker je profil kratek in je sedimentacija potekala hitro, sklepamo na del biocone z G. subbotinae. V profilu A smo' našli še vrsti Globorotalia aequa, znano od biocone z Globorotalia pseudomenardii do biocone z G. formosa, in Globigerina velascoensis, ki s svojo razširjenostjo' kaže na nekoliko starejši del biocone z vrsto G. subbotinae. Večina avtorjev omenja tO' vrsto' od biocone z Globorotalia pseudomenardii, do biocone z G. velascoensis. Nadalje smo določili vrste Globigerina triangularis, Globigerina linaperta, Turborotalia primitiva, ki pa imajo' veliko vertikalno razširjenost in so za podrobnejšo stratigrafijo manj uporabne. Poleg njih nastopa še Vrsta Chiloguembelina cubensis, zelo pogosti pa so- rod Ammo-discus in druge bentonske foraminifere. Profili C. Profili C-I, C-II in C-III medanskih plasti so vsi približno enako stari. To potrjuje foraminiferna favna, ki sicer po številu vrst ni bogata. Od globorotalij smo določili vrsti Globorotalia aequa in G. subbotinae. V vzorcih, kjer je favne več, prevladuje G. subbotinae nad G. aequa. Od drugih vrst in podvrst nastopajo Turborotalia primitiva, Globigerina linaperta, Turborotalia soldadoensis cf. angulosa, G. prolata, vendar te za biostratigrafijo niso' pomembne. Vse tri profile prištevamo' bioconi z Globorotalia subbotinae. Navzočnost vrste Globorotalia aequa pa kaže, podobno kot v profilu A, na starejši del te biocone. Profil B. V tem profilu smo vzeli pet vzorcev. V vzorcu B/4 ni bilo mikro-favne. V spodnjem delu profila (vzorec B/5) je favna siromašna. Od globorotalij smo- našli en sam primerek vrste Globorotalia subbotinae. Vzorec B/3 je vseboval oblike Globorotalia aequa, G. subbotinae in G. cf. formosa gracilis. V vzorcu B/2 je bila favna spet siromašna in v B/l nekoliko' bogatejša; dc*-ločili smo vrsti Globorotalia aequa in G. subbotinae. V profilu B nastopajo podobne vrste kot v profilih C; po tem sklepamo, da so profili približno enako stari. Po podvrsti Globorotalia cf. formosa gracilis pa bi lahko sklepali celo, da je profil B mlajši kot so- profili C. Ta oblika lahko' nastopa še v bioconi z Globorotalia formosa formosa, ki leži nad biocono z Globorotalia subbotinae. Zal podvrste Globorotalia formosa gracilis nismo mogli zanesljivo določiti. Profil E. V šestih vzorcih iz profila E je foraminiferna favna zelo siromašna. Od planktonskih vrst smo določili samo oblike Globorotalia cf. aequa, Turborotalia primitiva in Globigerina linaperta. Vzorcev zato s pomočjo planktonskih mikroforaminifer nismo mogli uvrstiti v biocone. Globorotalia cf. aequa kaže, da vzorec E/3 ne more biti mlajši od spodnjega cuisija. Profil D. Pet vzorcev profila D smo vzeli predvsem za preiskave nanoplank-tona. Iz vzorcev D/l in D/5 smo izprali tudi foraminifere. Tretji vzorec, ki smo ga izprali, smo vzeli v nahajališču numulitin nekoliko severno od profila D. V vzorcih nastopata dve stratigrafsko pomembni vrsti: Globorotalia arago-nensis v D/l in v nahajališču numulitin, Globorotalia caucasica pa v vseh treh vzorcih, to je D/l, D/5 in pri numulitinah. Vrsto Globorotalia caucasica navajajo razni avtorji iz spodnjega cuisija do meje z lutecijem, oziroma do konca biocone z Globorotalia aragonensis. V našem profilu gre za vrhnji del cuisija, to je za biocono z Globorotalia aragonensis. Na to kažejo hišice te vrste, ki so večinoma zavite v levo. V desno zavite hišice prevladujejo* v spodaj ležeči bioconi z Globorotalia formosa formosa. b) Opis mikroforaminifer Table 5 do 8 Superfamilia: Globigerinacea Carpenter, Parker et Jones, 1862 Familia: Globigerinidae Carpenter, Parker et Jones, 1862 Subfamilia: Globigerininae Carpenter, Parker et Jones, 1862 Genus: Globigerina d'Orbigny, 1826 Globigerina linaperta Finlay Tabla 5, si. la, b 1957 Globigerina linaperta Finlay — Boli i, 70, tab. 15, si. 15, 16 in 17. 1960 Globigerina linaperta Finlay — B o 11 i in C i t a , 37, tab. 31, si. 2a, b in c. 1962 Globigerina linaperta Finlay — Hillebrandt, 120, tab. 11, si. 2, 3. 1968 Globigerina linaperta linaperta Finlay — Samuel in Salaj, 120, tab. 2, si. 4a, b in c, si. 22. 1971 Globigerina linaperta Finlay — Z u c c h i, 128, tab. 1, si. 3a, b in c. Vrsta Globigerina linaperta je v pregledanih vzorcih zelo pogosta. Ima bolj ali manj stalno obliko. Možna je zamenjava z vrsto Globigerina triangu-laris White, ker se včasih pojavljajo prehodne oblike. Razlike so opisane pri vrsti G. triangularis. Od vrste Globigerina triloculinoides Plummer se loči po nežnejšem površju hišice. Skupaj nastopata samo v srednjem delu paleocena (Pavšič, 1971, 42). Pri nas je bila najdena v paleogenu Pivške kotline (Gospo d a r i č in ostali, 1967, 12) in v podsabotinskih plasteh (Pavšič, 1971, 42). Ta vrsta je razširjena od ilerdijske biocone z Globorotalia pseudomenardii do srednjega eocena. Globigerina prolata Bolli Tabla 5, si. 2 1957a Globigerina prolata Bolli, new species — Bolli, 72, tab. 15, si. 24, 25 in 26. 1957b Globigerina prolata Bolli — Boli i, 162, tab. 35, si. 7. 1962 Globigerina cf. prolata Bolli — Hillebrandt, 122, tab. 11, si. 16a, b, c. Po tem, kako' malokrat razni avtorji opisujejo vrsto Globigerina prolata, lahko sklepamo, da je redka. Zato za določitev nismo imeli zadostnega slikovnega materiala, iz katerega bi lahko sklepali na variacij sko širino oziroma na variabilnost vrste. Prav zato smo naše primerke povečini označili s cf. Zanimivo je, da tudi Hillebrandt (1962, 122) pri svojih primerkih ugotavlja nekaj razlik s tipičnimi predstavniki te vrste in jih zato enako označuje s cf. Globigerina triangularis White Tabla 5, si. 3 1957 Globigerina triangularis White — B olli, 71, tab. 15, si. 12, 13 in 14. 1960 Globigerina triangularis White — Bolli in Cita, 372, tab. 31, si. 3a, b in c. 1971 Globigerina triangularis White — Zucchi, 129, tab. 1, SI. 7a, b in c. Sorazmerno velika hišica je rahlo trohospiralno zavita. Značilna je trikotna oblika, ki jo vidimo pri pogledu s hrbtne strani. Zadnja in predzadnja kamrica sta si 'po velikosti precej podobni. V zadnjem zavoju so navadno tri do štiri subglobularne kamrice. Površje je rahlo perforirano. Vrsta se loči od podobne oblike Globigerina linaperta Finlay po višji dorzalni strani in po enakomernejšem naraščanju velikosti kamric proti zadnji kamrici. Pri nas je bila ta vrsta najdena že v Pivški kotlini (Gospodaric in ostali, 1967, 12) in v podsabotinskih plasteh južnozahodne Slovenije (Pavšič, 1971, 48). Globigerina triangularis je razširjena od biocone z Globorotalia pustila pusilla do biocone z Globorotalia subbotinae. Globigerina varianta Subbotina Tabla 5, si. 4 1953 Globigerina varianta Subbotina sp. n. — Subbotina (angl. prevod 1971), 74, tab. 3, si. 5 do 12; tab. 4, si. 1 do 3; tab. 15, si. 1 do 3. 1957 Globorotalia varianta (Subbotina) — Loeblich in Tappan, 196, tab. 45, si. 4a, b in c. V vzorcu C-II/1 smo dobili en sam primerek te vrste. Loeblich in Tappan sta to vrsto prištela rodu Globorotalia. Pri edinem našem primerku je del hišice z ustjem toliko zadelan s sedimentom, da nismo mogli potrditi, ali pripada res temu rodu. Zato smo obdržali prvotno ime. Loeblich in Tappan sta upodobila od te vrste dva primerka, enega na tabli 44, drugega na tabli 45. Po našem mnenju je Globorotalia varianta samo tista na tabli 45. Globigerina velascoensis Cushmann Tabla 5, si. 5 1957 Globigerina velascoensis Cushman -1960 Globigerina velascoensis Cushman tab. 32, si. 8. 1962 Globigerina velascoensis Cushman — Bolli, 79, tab. 15, si. 9, 10 in 11. — Bolli in Cita, 374, tab. 1; — Hillebrandt, 120, tab. 11, si. 4. 1968 Globigerina velascoensis Cushman — Samuel in Salaj, 135, tab. 2, si. 2a, b in c. 1971 Globigerina velascoensis Cushman — Z u c c h i, 131, tab. 2, si. lOa, b in c. Hišica ima za to- vrsto značilno obliko. Zadnja kamrica pokriva skoraj celotno hišico in je močno sploščena. Zadnji zavoj vsebuje tri kamrice, ki imajo gladko površje. V naših vzorcih vrsta ni posebno' pogosta. Od drugih vrst globigerin se da zanesljivo' ločiti po značilni zadnji kamrici in velikosti. Iz naših krajev omenjajo to vrsto Krašeninnikov in sodelavci (1968, 123) iz okolice Podnanosa, Pavšič (1971, 42) pa iz podsabotinskih plasti na Kališah in pri Lijaku. Vrsta G. velascoensis se pojavlja od ilerdijske biocone z vrsto Globorotalia pseudomenardii do začetka eocena. Familia: Globorotalidae Cushman, 1927 Subfamilia: Globorotalinae Cushman, 1927 Genus: Globorotalia Cushman, 1927 Globorotalia aequa Cushman et Renz Tabla 6, si. la, b in c 1957 Globorotalia aequa Cushman et Renz — B o 11 i, 74, tab. 17, si. 5a, b in c. 1957 Globorotalia aequa Cushman et Renz — Loeblich in Tappan, 186, tab. 46, si. 7 in 8; tab. 50, si. 6a, b in c; tab. 55, si. 8a, b in c; tab. 59, si. 6a, b in c; tab. 60, si. 3a, b in c; tab. 64, si. 4a, b in c. 1960 Globorotalia aequa Cushman et Renz — Bolli in Cita, 377, tab. 31, si. 5a, b in c. 1962 Globorotalia (Truncorotalia) aequa aequa Cushman et Renz — H i 11 e - brandt, 133, tab. 13, si. la, b in c, 2, 3a, c, 4. 1964 Globorotalia aequa Cushman et Renz — Luterbacher, 670, si. 63 do 71. 1968 Globorotalia aequa Cushman et Renz — Samuel in Salaj, 143, tab. 10, si. 3a, b, c. 1971 Globorotalia aequa Cushman in Renz — Postuma, 168 do 169. 1971 Globorotalia aequa Cushman in Renz — Zucchi, 132, tab. 2, si. 12a, b in c. Hišica ima zelo' grobo površje. V zadnjem zavoju je navadno pet kamric. Najmlajša kamrica zavzema 1/3 do 1/2 celotne hišice. Dorzalna stran je rahlo, ventralna pa močno izbočena. Rob hišice je oster, včasih ga je težko' razločiti. V pregledanih vzorcih smo našli nekaj primerkov brez izrazitega roba, tako da dorzalna stran skoraj neopazno preide v ventralno. Kamrice so stransko' izbo^ čene in dajejo polnejši videz kot kamrice pri zelo podobni vrsti Globorotalia subbotinae Morozova. Od omenjene vrste se loči tudi po> grobem površju in slabše izraženem robu. Vrsta je zelo variabilna, kar so opazili tudi številni drugi avtorji. Luterbacher (1964, 670) je postavil skupino z značilnostmi vrste G. aequa in vanjo uvrstil kar 17 vrst in podvrst. Globorotalia aequa je bila najdena že v okolici Podnanosa (Krašenini-k o v in ostali, 1968, 123) in v podsabotinskih plasteh južnozahodne Slovenije na Kališah in pri Lijaku (Pavšič, 1971, 34). Globorotalia aequa se pojavlja od biocone z Globorotalia pseudomenardii do biocone z Globorotalia subbotinae. Globorotalia aragonensis Nuttall Tabla 6, si. 3a in b 1957a Globorotalia aragonensis Nuttall — Boli i, 75, tab. 18, si. 7, 8 in 9. 1957b Globorotalia aragonensis Nuttall — Boli i, 167, tab. 38, si. la, b in c. 1964 Globorotalia aragonensis Nuttall — Luterbacher, 696, si. 121 do 126. 1968 Globorotalia aragonensis aragonensis Nuttall — Samuel in Salaj, 148, tab. 11, si. 5a, b in c. 1971 Globorotalia aragonensis Nuttall — Postuma, 172 do 173. Hišica je umbilikokonveksna. Na zadnjem zavoju je šest do* sedem kamric. Boli i (1957, 75) pravi, da imajo* hišice globok in odprt popek. Hišice iz našega vzorca imajo umbilicus zadelan s sedim entom, ki ga tudi z ultrazvokom nismo mogli očistiti. Globorotalia aragonensis ni problematična vrsta. Pri njej namreč avtorji redko* navajajo* med sinonimiko globorotalije z drugimi imeni. Biostratigrafsko je ta vrsta zelo* pomembna. V formaciji Lizard Springs nastopa v spodnjem eocenu v conah z Globorotalia formosa formosa in z G. aragonensis ter seže celo* še v cono* z G. bulbrooki. Večina hišic v naših vzorcih je zavita v levo, kar bi pomenilo*, da gre že za cono* z G. aragonensis in ne za starejšo cono z G. formosa formosa, kjer prevladujejo v desno* zavite hišice. To vrsto* so* našli pri Ustju v Vipavski dolini (De Zanche in sod., 1967). Globorotalia caucasica Glaessner Tabla 8, si. 2a, b 1953 Globorotalia velascoensis (Cushman) — Subbotina (angl. prevod 1971), 275, tab. 19, si. 1 do 4. 1958 Globorotalia (Truncorotalia) crater Finlay — H o* r n i b r o* o k , 33, tab. 1, si. 3, 4 in 5. 1964 Globorotalia caucasica Glaessner — Luterbacher, 685. 1968 Globorotalia aragonensis crater Finlay; emend. Hornibrook 1958 — Samuel in Salaj, 148, tab. 11, si. 3a, b in c. Hišica je trohospiralna z ravno ali skoraj ravno dorzalno stranjo* in močno vzbočeno ventralno stranjo. V zadnjem zavoju je do šest subkoničnih kamric. Stožčasti vrhovi kamric so v vencu razvrščeni okoli dokaj širokega popka. Vse hišice, ki smo* jih izolirali, so slabo* ohranjene, tako da nismo mogli opazovati vseh podrobnosti na njih. Vrsto Globorotalia caucasica so različni avtorji opisali ali navajali pod različnimi imeni. Zaradi nekaterih navideznih podrobnosti z vrsto* G. velascoensis so* jo navedli tudi pod tem imenom, kar pa je pripeljalo* celo do* napačnih stratigrafskih sklepov. Globorotalia velascoensis je omejena na paleocen (Hillebrandt, 1962, 137; 1964, 198). Najstarejši med vsemi sinonimi je Globorotalia caucasica, ki jo* je opisal Glaessner (1964, 685), zato smo pri opisu obdržali to ime. Hillebrandt meni, da je z vrsto G. caucasica identična celo G. formosa formosa Bolli (v: Bolli, 1957a). Glede starosti velja za vse sinonimne vrste, da nastopajo* v spodnjem eocenu, razen G. velascoensis, ki jo navaja Subbotina; po teh navedbah seže še v srednji eocen. Samuel in Salaj sta poimenovala po* vrsti Globorotalia aragonensis crater biocono, ki obsega ves cuisij. Globorotalia cf. formosa gracilis Bolli Tabla 8, si. la, b 1957a Globorotalia formosa gracilis Bolli, new species, new subspecies — Bolli, 75, tab. 18, si. 4, 5 in 6. 1964 Globorotalia formosa gracilis Bolli — Luterbacher, 692, si. 116 in 117. Naši primerki iz profila B se po obliki hišice in kamric skladajo^ z opisom holotipa, razlika je le v številu kamric v zadnjem zavoju. Pri naših hišicah je na zadnjem zavoju največ pet kamric, nikoli šest, medtem ko naj bi jih po originalnem Bollijevem opisu bilo' pet do> šest. Prav zaradi tega in tudi zaradi premajhnega števila primerkov, ki smo jih našli, smo te oblike navedli z oznako cf. Samuel in Sala j (1968, 156) navajata podvrsto Globorotalia formosa gracilis med sinonimiko podvrste G. subbotinae subbotinae. Tej možnosti opo^ rekamo'. Od podvrste G. formosa gracilis imamo za primerjavo' na razpolago1 samo opis in sliko, od G. subbotinae pa smo imeli tudi primerjalni material iz severne Italije in iz naših vzorcev dovolj lepih primerkov, ki kažejo, da vrsti nista identični. Pri nas so podvrsto G. formosa gracilis našli v eocenu Pivške kotline (Gospodaric in sod., 1967, 12). Holotip je opisal Bolli iz spodnjega eocena na Trinidadu. Globorotalia quetra Bolli 1957a Globorotalia quetra Bolli, new species — Bolli , 79, tab. 19, si. 1 do 6. 1962 Globorotalia (Acarinina) quetra Bolli — Hillebrandt, 144, tab. 14, si. 2a, b, c. Najdene hišice imajo ostre periferne robove, pravi gredelj pa manjka. Tudi Bolli pri opisu holotipa pripominja, da je pri starejših kamricah zadnjega zavoja često prisoten periferni gredelj. Verjetno so torej nekatere hišice brez gredlja. V formaciji Lizard Springs nastopa Globorotalia quetra v bioconah z Globorotalia formosa formosa in G. aragonensis. Hillebrandt (1962, 144) jo navaja samo iz biocone »G« (= biocona z Globorotalia rex). Globorotalia subbotinae Morozova Tabla 6, si. 2 1939 Globorotalia subbotinae Morozova — fide Catalogue of Foraminifera. 1953 Globorotalia crassata Cushman — Subbotina (angl. prevod 1971), (partim) 266, tab. 17, si. 13a, b, c. 1964 Globcrotalia subbotinae Morozova — Luterbacher, 676, si. 85 do 90. 1968 Globorotalia subbotinae subbotinae Morozova — Samuel in Salaj, 156, si. 40. 1970 Globorotalia subbotinae Morozova — Le Calvez, 172, tab. 38, si. 6, 7. Po vrsti Globorotalia subbotinae so razni avtorji imenovali najnižjo eocensko biocono. V njeni sinonimiki navajajo različne druge vrste, ki pa so stra-tigrafsko približno enako stare. Včasih navajajo vrsto G. subbotinae v sinonimiki drugih oblik. Take vrste in podvrste so Globorotalia crassata (Cushman), G. simulatilis (Schwager), G. formosa gracilis Bolli in G. rex (Martin). To kaže, da imajo te vrste precejšnjo variacijsko širino, oziroma, da avtorji različno vrednotijo različne taksonomske znake. Variabilnost se kaže zlasti v velikosti zadnje kamrice, v širini perifernega gredlja in v različni'vzbočenosti dorzalne strani hišice. Naše primerke smo primerjali z literatumimi podatki in originalnim materialom iz severne Italije. To nam je pomagalo do ugotovitve, da gre v našem primeru za vrsto Globorotalia subbotinae in ne morda za kako drugo stratigrafsko enako vrsto iz njenega oblikovnega kroga. Posamezni primerki so znani iz fliša pri Podnanosu (Krašeninnikov in sod., 1968, 123). Globorotalia velascoensis Cushman Tabla 7, si. la, b in c 1956 Truncorotalia velascoensis Cushman — Said in Kenawy, 168, tab. 6, si. 4. 1957 Globorotalia velascoensis Cushman — Bolli, 76, tab. 20, si. 1 do 4. 1957 Globorotalia velascoensis Cushman — Loeblich in Tappan, 186, tab. 64, si. la, b in c. 1960 Globorotalia velascoensis Cushman — Bolli in Cita, 380, tab. 33, si. 7a, b in c. 1962 Globorotalia velascoensis velascoensis Cushman — Hillebrandt, 139, tab. 13, si. 16 do 21. 1964 Globorotalia velascoensis — Luterbacher, 670, tab. 3, si. 16. 1968 Globorotalia velascoensis Cushman — Samuel in Salaj, 158, si. 41. 1971 Globorotalia velascoensis Cushman — Postuma, 218 do 219. Dorzalna stran hišice je ravna ali rahlo* izbočena, ventralna pa močno izbočena. Kamrice so podaljšane in imajo navadno pcpkovni venec, ki je pri naših primerkih zelo slabo razvit in včasih celo manjka. Kamrice so navadno na lateralni strani rahlo* konkavne. Hišico obroblja bolj ali manj razvit vozlast in trničast rob. Kamric je v zadnjem zavoju navadno več ko pet. Pri naših primerkih jih je pet do sedem. Primerki s Trinidada imajo tudi po pet kamric, katerih velikost proti zadnji narašča. Zanimiva je smer zavijanja, ki se pomika proti mlajšim oblikam vse bolj na levo (Bolli, 1967, 69). Levo zavite hišice imajo tudi naši primerki. Globorotalia velascoensis nastopa od biocone z G. pusilla do konca biocone z G. velascoensis. Vrsta Globorotalia velascoensis je bila najdena v podsabotinskih plasteh pri Studenu v Pivški kotlini (Gospodaric in sod., 1967, 12), v flišu v Vipavski dolini (Krašeninnikov in sod., 1968, 123) in skupaj z bogato planktonsko in bentonsko* favno v podsabotonskih plasteh na Kališu in Lijaku (Pavšič, 1971, 42). Genus: Turborotalia Cushman et Bermudez, 1949 Turborotalia crassaformis (Galloway et Wissler) 1953 Acarinina crassaformis (Galloway et Wissler) — Subbotina (angl. prevod 1971), 290, tab. 21, si. 1 do 7. 1957a Globorotalia whitei Weiss — Bolli, 79, tab. 19, si. 10, 11 in 12. To je ena tistih variabilnih vrst, pri katerih ne vemo*, kdaj določene oblike še spadajo* v njeno variacijsko širino in kdaj gre za drugo* vrsto*. Različni avtorji si o tem niso edini; to vidimo iz sinonimike. Pri Subbotini (1953, angl. prevod 1971, 290) je med sinonimiko celo recentna vrsta »Pulvinulina crassa« Brady. Samuel in Salaj navajata vrsto Turborotalia crassaformis med sinonimiko podvrste Turborotalia (Acarinina) crassata densa. Starost vseh sinonimnih vrst niha med zgornjim paleocenom in srednjim eocenom. Turborotalia mckannai (White) 1957 Globorotalia mckannai White — Bolli, 79, tab. 19, si. 16, 17 in 18. 1957 Globigerina mckannai White— Loeblich in Tappan, 181, tab. 47, si. 7a, b in c; tab. 53, si. 1 in 2; tab. 57, si. 8a, b in c; tab. 62, si. 5, 6 in 7. 1968 Turborotalia (Acarinina) ex gr. mckannai (White) — Samuel in Salaj, 169, tab. 15, si. la, b in c; 2a, b in c; si. 44. Hišica je trohospiralna. Površje je rahlo vozlasto ali trnasto. Zadnji zavoj vsebuje pet kamric. Po številu kamric vrsta zelo variira. Loeblich in Tappan (1957, 181) omenjata primerke, ki imajo 5 do 7 kamric. Rob hišice ni izrazit in dorzalna stran enakomerno preide v ventralno. Kamrice so zaobljene. Vsi ti znaki kažejo na rod Globorotalia (Bolli, 1957, 79), oziroma na rod Turborotalia (Loeblich in Tappan, 1964) in ne na rod Globigerina, kot menita Loeblich in Tappan (1957, 181). Pri nas je bila Turborotalia mckannai najdena že v paleocenskem flišu na območju Podnanosa (Krašeninnikov in sod., 1968). Ta vrsta nastopa v bioconi z Globorotalia pseudomenardii. Turborotalia primitiva (Finlay) Tabla 7, si. 2a, b in c 1957a Globigerina primitiva Finlay — Bolli, 71, tab. 15, si. 6, 7 in 8. 1962 Globorotalia (Acarinina) primitiva (Finlay) — Hillebrandt, 141, tab. 14, si. 2a, b; 4a, c. 1968 Turborotalia (Acarinina) primitiva (Finlay) — Samuel in Salaj, 171, tab. 15, si. 4a, b in c; tab. 16, si. la, b. Vrsta Turborotalia primitiva je malo variabilna. To kaže tudi sinonimika po različnih avtorjih, v njej ni vrstno ime nikoli dvomljivo. Vprašljivo je kvečjemu rodovno ime. To pa je problem sistematike družin Globoro-talidae in Globigerinidae. Turborotalia primitiva nastopa v eocen-skem flišu Pivške kotline (Gospodaric in sod., 1967, 12) in v podsabotin-skih plasteh na Kališah, Grčarevcu in Lijaku (Pavšič, 1971, 40). Po litera-turnih podatkih nastopa Turborotalia primitiva v zgornjem paleocenu in spodnjem eocenu. Turborotalia soldadoensis angulosa (Bolli) 1957a Globigerina soldadoensis angulosa Bolli, new subspecies — Bolli, 71, tab. 16, si. 4, 5 in 6. 1957b Globigerina soldadoensis angulosa Bolli — Bolli, 162, tab. 35, si. 8a, b in c. Vzorec C-I/l je vseboval en sam primerek te podvrste. Od upodobljenega holotipa se naš primerek razločuje po tem, da ima na zadnjem zavoju samo štiri kamrice in ne pet, kolikor jih ima holotip. Podoba hišice in oblika kamric pa se skladata s holotipom. To podvrsto so našli v eocenskem flišu Pivške kotline (Gospodarič in sod., 1967, 12). Familia: Heterohelicidae Cushman, 1927 Subfamilia: Heterohelicinae Cushman, 1927 Genus: Chiloguembelina Loeblich et Tappan, 1956 Chiloguembelina cubensis (Palmer) Tabla 8, si. 3 1957 Chiloguembelina cubensis (Palmer) — Beckmann, 83, tab. 21, si. 21. Kamrice so razvrščene biserialno'. Ustje je na bazi zadnje kamrice in je jasno vidno. Po-vršje je precej gladko. Nekateri primerki so rahlo upognjeni. Začetek je spiralno zavit. Ta vrsta je po navedbah raznih avtorjev razširjena od eocena dalje. Pojasnila k tablam 5 do 8 Explanations of Plates 5—8 Tabla 5 — Plate 5 la, b. Globigerina linaperta Finlay, la: pogled od spodaj — umbilical view, 100 X; lb: pogled s strani — side view, 120 x 2. Globigerina prolata Bolli, pogled s strani — side view, 150 X 3. Globigerina triangularis White, pogled z vrha — spiral view, 100 X 4. Globigerina varianta Subbotina, pogled z vrha — spiral view, 150 X 5. Globigerina velascoensis Cushman, pogled od strani — side view, 120 X Slikal je asistent Vili Bukovšek na elektronskem (scaning) mikroskopu na Inštitutu za tekstilno tehnologijo ljubljanske univerze Tabla 6 — Plate 6 la, b, c. Globorotalia aequa Cushman & Renz, la: pogled z vrha — spiral view, 120 X ; lb: pogled od spodaj — umbilical view, 120 X ; lc: pogled s strani — side view, 126 X 2. Globorotalia subbotinae Morozova, pogled od spodaj — umbilical view, 90 X 3a, b. Globorotalia aragonensis Nuttall, 3a: pogled z vrha — spiral view, 80 X ; 3b: pogled od spodaj — umbilical view, 90 X Tabla 7 — Plate 7 la, b, c. Globorotalia velascoensis Cushman, la: pogled v vrha — spiral view, 100 X ; lb: pogled od spodaj — umbilical view, 120 X; lc: pogled s strani — side view, 120 X 2a—c. Turborotalia primitiva (Finlay), 2a: pogled z vrha — spiral view, 130 X 2b pogled od spodaj — umbilical view, 140 x; 2c: pogled od spodaj — umbilical view, 140 X Tabla 8 — Plate 8 la, b. Globorotalia cf. formosa gracilis Bolli, la: pogled z vrha — spiral view, 90 X ; lb: pogled od spodaj — umbilical view, 90 X 2a, b. Globorotalia caucasica Glaessner, 2a: pogled z vrha — spiral view, 90 X ; 2b: pogled s strani — side view, 90 x 3. Chiloguembelina cubensis (Palmer), pogled s strani -— side view, 120 X 4. Kokoliti na površju hišice vrste Globorotalia aequa. — Coccolithes on the test's surface of species Globorotalia aequa, 1000 X 4 — Geologija 17 7. Makroforaminifere Rajko Pavlovec a) Nahajališče numulitin pri Vipolžah V južni in zahodni Sloveniji je marsikje zelo« veliko numulitin, med njimi največ numulitov in asilin, ponekod pa tudi precej operkulin. Ta favna nastopa v ilerdijskem in spodnjecuisijskem alveolinsko numulitnem apnencu pa tudi v paleocenskem, cuisijskem in spodnjelutecijskem flišu. Numulitine najdemo v flišu samo v nekaterih plasteh na drugotnem mestu. Največkrat so sinhrone s plastmi, zakaj stratigrafsko so v večini nahajališč enotne. Če bi bile pre-sedimentirane, bi se pomešala favna različnih stratigrafskih horizontov (cf. Pavlovec, 1962; 1969, 186). Numulitine v flišu pri nas niso najbolje ohranjene. Hišice so zapolnjene s sedimentom, zato jih ne moremo dobro razpoloviti po ekvatorialni ravnini z metodo segrevanja in hitrega ohlajanja. Vrste Assilina major Heim iz Vipolž skoraj ni mogoče razpoloviti, podobno- velja za mikrosferično' generacijo- vrste Nummulites millecaput Boubee iz zelo bogatega nahajališča numulitin v sred-njeeocenskem flišu pri Gradišču v Istri. Pri prepariranju teh numulitov sem poskušal tudi z naslednjo metodo. Če močno segretih in hitro' ohlajenih hišic nisem mogel normalno' razpoloviti po ekvatorialni ravnini z rahlim udarjanjem ali s stiskanjem s pinceto, sem jih nalepil na objektno stekelce. Za lepilo sem uporabljal kanadski balzam ali AKEMI. Nato> sem skušal zgornji, nenalepljeni del hišice odstraniti z majhnimi dleti in konicami. Vendar tudi na ta način nisem prišel do uporabnega ekvatorialnega prereza. Takšno metodo sem brez večjega uspeha preskušal tudi na materialu iz Vipolž. Poliranje numulitinskih hišic do sredine pa ima to pomanjkljivost, da ekvatorialna ravnina skoraj nikoli ni povsem ravna. Zato z brušenjem ne zadenemo- prave ekvatorialne ravnine, kar seveda onemogoča natančno determinacijo. Majhne naravne razlike med zavojnim robom numulitinske hišice, septi in flišnim sedimentom v notranjosti hišice sem poskusil umetno povečati z meti-lensko modrim barvilom. Vendar tudi s to metodo ni bilo uspeha. Vipolška favna je torej slabo ohranjena. Izredno veliko število hišic pa nam omogoči, da tu in tam le dobimo uporaben presek. Nahajališče leži kakih 500 m vzhodno od vasi Vipolže pri hiši »pri Mazere-tovih« s hišno številko Vipolže 31. Največ numulitin je na pobočju nad dolino Berše (koordinate: 5387.600 km, 5093.100 km). Numulitine nastopajo v flišni breči in flišnem laporju. Pri Vipolžah je najbogatejše doslej znano nahajališče numulitin v flišu Slovenije. Zato ni čudno1, da ga je našel tudi Seidl (1913), ki je bil dober poznavalec goriške okolice. Seidl je numulitom tudi nadel slovensko ime, in sicer novčarji. Po bogastvu numulitin podobno nahajališče je v flišni obalni steni pri Fiesi (Pavlovec, 1963, 510; 1966, 243), vendar tam nastopa samo vrsta Nummulites millecaput. Poleg numulitov in asilin najdemo pri Vipolžah še ostanke školjk in polžev, veliko je tudi planktonskih in bentonskih mikroforaminifer. De Zanche, Pavlovec in Proto Decima (1967, 216 do 217) so ugotovili, da prevladujejo v Vipolžah hišice mikrosferične generacije. Primerjali so nahajališči v Vipolžah in pri Ustju v Vipavski dolini. Po načinu živ- Tabela 5 — Table 5 Številčni podatki za vrsto Assilina reicheli Schaub Numerical data of the species Assilina reicheli Schaub Oblika B — B Form Inv. št. Inv. No. Dm W Si S2 s3 S4 s5 s8 SV s8 s9 Sio 1875 1849 9,6 10 10 9 12 15 18 14 21 16 21 21 24 20 28 25 34 36 36 Inv. št. Inv. No. U l5 Le l7 lg l9 Lio 1875 1849 0,13 0,13 0.05 0,08 0,04 0,19 0,19 0,31 0,02 0,28 0,17 0,05 Oblika A — A Form Inv. št. Inv. No. Dm W M Si S2 S3 S4 S5 1857 5,2 4 0,54 8 16 24 36 1868 6 5 16 26 28 24 Inv. št. Inv. No. l, l2 U U U 1857 0,51 0,03 0,12 0,9 1868 0,8 0,06 0,02 0,1 0,11 Dm = premer hišice; W = število zavojev; M = notranji premer megalosfere; Si, S2, Sg ... = število sept v prvem, drugem, tretjem... zavoju; Li = višina prvega zavoja; L2, L3. .. = prirastek višine v drugem, tretjem ... zavoju; Dm = test diameter; W = whorls number: M = internal diameter of the megalosphere; Si, S2, S, . .. = number of the septa in the first. second, third .. . whorl; Li = height of the first whorl; La, L3 . .. = height increase in the second, third... whorl ljenja numulitin in flišni sedimentaciji so sklepali, da so prevladujoče oblike B mogle nastati v večji globini. Seveda pri tem ne gre za posebno* velike globine, ampak samo za relativno globje morje od tistega, v katerem so živele oblike A. V globokem morju namreč numulitine po današnjem pojmovanju sploh niso živele. Najštevilnejši med favno* iz Vipolž so* predstavniki razvojnega niza Nurn-mulites burdigalensis — N. perforatus. Mnogo manj je zastopnikov razvojnih nizov Nummulites planulatus — N. puschi. Assilina reicheli Schaub Tabla 9 1951 Assilina reicheli n. sp. — Schaub, 215, tab. 9, si. 25—27. 1966b Assilina reicheli Schaub, 1951 — Schaub, 376. Oblika B. Ploščata hišica se samo v srednjem delu nekoliko odebeli, proti zunanjemu robu se počasi tanjša in na robu hitro konča. Zunanji rob hišice ni oster, vendar je nekoliko manj zaokrožen kot pri vrsti Assilina major. V sredini je neizrazit stebriček, sestavljen iz okroglih trnov. Radialni grebeni so granulirani zlasti proti sredini hišice, medtem ko je granul proti zunanjemu robu manj. Notranji zavoji SO' nizki, tesno skupaj in se enakomernoi višajo. V zunanjem delu hišice se zavoji hitro dvigajo. Septa so> rahlo upognjena ali skoraj ravna v notranjih zavojih, medtem ko so v zunanjih, višjih zavojih bolj nagnjena. V notranjih zavojih so kamrice nekoliko' bolj visoke kot dolge, v mlajših zavojih postajajo izometrične ali ponekod celo bolj dolge kot visoke. Oblika A. Kot pri večini vipolških numulitin tudi pri vrsti Assilina reicheli prevladuje mikrosferična generacija. Vendar je bilo- najdenih nekaj hišic oblike A, ki imajo na površju v sredini izrazite okrogle trne. V zunanjem delu hišice se trni izgube, tako da SO' tam samo jasni radialni grebeni. Okrogel in velik protokonh je sploščen samo ob mnogo< manjšem devterokonhu. Prvi in zadnji zavoj se hitro višata, drugi in tretji pa počasi. Zavojni rob je močan. Septa so ravna aH rahlo nagnjena in upognjena. Schaub je vrsto Assilina reicheli prvotno prišteval srednjemu cuisiju (Hottinger, Lehmann in Schaub, 1964, tab. 2). Pozneje je ugotovil, da je živela še v zgornjem cuisiju (Schaub, 1966b, 376). Takšno starost potrjujejo tudi podatki iz nahajališča v Vipolžah. Assilina reicheli je sedaj prvič najdena na jugoslovanskem ozemlju. Assilina major Heim Table 10, 11, 12 in 13, si. 1 1908 Assilina granulosa var. major n. — Heim, 247, tab. 6, si. 26. 1951 Assilina major Heim — Schaub, 208—209. 1963 Assilina major (Heim) — Schaub, 293—294. 1963 Assilina major Schaub — Pavlovec, 474 do 475, si. 35. 1966a Assilina major Heim — Schaub, 294. Pri vrsti Assilina major iz Vipolž je bilo prvotno napačno navedenoi ime avtorja te vrste (Pavlovec, 1963, 474). Prvič jo je namreč opisal Heim (1908) kot podvrsto vrste Assilina granulosa. Schaub (1951, 209) jo je postavil za samostojno vrsto, zaradi česar sem leta 1968 pomotoma navedel S c h a u b a kot avtorja te oblike. Assilina major je v Vipolžah ena najpogostejših oblik, pa tudi po nekaterih nahajališčih v Furlaniji ni redka, npr. v Abazzia di Rosazzo. Večkrat jo omenjajo tudi med stratigrafsko pomembnimi oblikami (Schaub, 1951; Hottinger, Lehmann in Schaub, 1964). Kljub temu doslej še ni bila podrobneje opisana. Oblika B. Numulitinske hišice v Vipolžah so precej različno velike. Njihov premer Dm variira od 13 mm do 24 mm; Heim (1908, 247) je našel celo 27 mm veliko hišico, kar je najbrž doslej največja znana Assilina major. Izmeril sem dvajset primerkov in dobil naslednje velikosti Dm: 13,2; 13,6; 16,3; 16,6; 17; 17; 17,2; 17,6; 17,7; 18; 18,6; 18,9; 19,6; 19,8; 19,8; 20; 20; 21; 21,3; 23,1 mm. Najpogostejše velikosti so torej med 16 in 21 mm. Po Heimu (1908, 247) je razmerje med debelino in premerom hišice 1:11 do 1: 17, povprečno pa 1: 15. Vipolške hišice so debele 2 do 3 mm. Njihova najbolj značilna oblika je skoraj ravna ploščica, v sredini prav malo nabrekla, na periferiji pa se hitro zaključi z okroglim robom. Bolje ohranjene hišice imajo* na sredini centralni stebriček ali več gostih trnov. Pogosto vidimo na površju tudi spiralne in radialne grebene, ki potekajo* enako* kot septa in zavojni rob v notranjosti hišice. Na teh grebenih je zlasti v centralnem delu hišice jasna granulacija. Zato* je Heim to* obliko* pripisal vrsti Assilina granu-losa D'Archiac. Zelo značilni so širši grebeni, potekajoči vzporedno* z robom krog hišice. Zaradi njih je površje hišice videti valovito. Ti grebeni so* na vipolški asilini zelo izraziti (Pavlovec, 1963,474). Na ekvatorialnem prerezu vidimo*, da zelo* močan zavojni rob omejuje zlasti notranje zavoje*, ki se v notranjem delu višajo* počasi, v zunanjem pa precej hitro. Septa so* največkrat postavljena nekoliko poševno na zavojni rob, redko so skoraj pravokotna nanj. V notranjih zavojih so* rahlo* in po* vsej dolžini enakomerno upognjena. Šele v zunanjih zavojih so v zgornjem delu močneje zapognjena in so v bolj zapognjenem delu nekoliko* debelejša. Kamrice so bolj visoke kot dolge. Redkeje so izometrične, medtem ko* oblik, pri katerih bi dolžina presegala višino, v normalno potekajočih zavojih nisem našel. Pri vipolških hišicah vrste Assilina major sem našel zelo veliko* anomalij. Največkrat so to nepravilni zavoji, ki se nenormalno zvišajo* ali znižajo*, včasih so tudi zlomljeni in so* potem rasli naprej. Glede na višje ali nižje zavoje se spreminjajo tudi oblike kamric; v nižjih so normalno* kamrice* daljše kot v višjih. Oblika A. Hišice so velike 4,5 do 7,5 mm, debele pa okrog 1,5 mm. Kakor hišice mikrosferične generacije so tudi megalosferične hišice skoraj ravne ploščice in na robu lepo zaokrožene. Povečini so na sredini rahlo vdrte, nekatere pa rahlo odebeljene. Zanimivo je, da oblika hišic vrste Assilina major zelo variira. Omenil sem že (Pavlovec, 1963, 475), da največje hišice niso vedno najbolj debele. Tanke hišice imajo majhne in velike asiline, vmesne oblike so* relativno debelejše. To si razlagam z načinom rasti. Majhna hišica je še povsod tanka. V naslednji fazi rastejo zavoji tako, da se hišica debeli, medtem ko se ob rasti zunanjih zavojev hišica veča, manj pa se takrat debeli. Kakor pri oblikah B se tudi na megalosferičnih hišicah vidijo radialni in spiralni grebeni, ki so zlasti v osrednjem delu granulirani. Pri nekaterih hišicah sega granulacija do* zunanjega roba, vendar je pri večini omejena na srednji del. Megalosferična oblika ima velik in skoraj okrogel protokonh. Devterokonh je ovalen. Prvi zavoj se hitro viša. Vsi ostali zavoji zelo* počasi naraščajo* in večkrat ostanejo enako* visoki ali pa se pri nekaterih primerkih celo nekoliko znižajo. Zavojni rob je močan. Septa so* tanka in rahlo upognjena, v zunanjih zavojih pa bolj nagnjena kot v notranjih. Kamrice so bolj visoke kot dolge, včasih so* izometrične. Assilina cf. spira (De Roissy) Tabla 13, si. 2 V Vipolžah je bil najden en sam primerek (inv. št. 1785, zbirka R. Pavlove a) mikrosferične generacije velike asiline, ki je ne moremo* šteti v vrsto Assilina major. Primerke* vrste Ass. major presega po velikosti hišice, po* višini Tabela 6 — Table 6 Številčni podatki za vrsto Assilina major Numerical data of the species Assilina major Oblika B - — B Form Inv. št. Inv. No. Dm W S2 s3 S4 s5 Se S7 S8 S« S10 Sn 1800 13,6 12 15 20 21 24 26 28 42 42 45 1780 16,3 12 432 16 11 433 17 12 1788 18,6 12 10 12 16 19 24 26 28 32 1790 19,8 11 30 31 39 47 54 1789 21 11 Li L2 U U U L6 U L8 L9 L10 L11 L12 1800 0,02 0,07 0,04 0,08 0,14 0,12 0,3 0,13 0,06 —0,04 1780 0,14 0,01 0,06 0,08 0,09 0,04 0,22 0,29 0,54 0,05 0,08 1788 0,05 0,2 0,13 0,3 0,25 0,05 1,3 —0,4 0,2 0,02 0,4 0 0,13 —0,4 1787 0,13 0,08 0,04 0,06 0,22 0,2 0 0,32 0,13 0,5 —0,05 —0,18 0,7 0,06 0 0,32 0,75 Oblika A - — A Form Inv. št. Inv. No. Dm W M Si S2 s3 S4 s5 Li U U U 1831 6,4 4 1,0 7 15 22 28 0,58 0,2 0,05 0 1815 6,5 4 0,9 8 15 20 22 0,63 0,03 0 1886 6,7 4 0,8 11 15 20 25 0,65 0,12 0,1 0,03 1895 6,8 5 8 15 26 24 29 0,5 0,04 0 1903 7 4 9 16 22 28 0,78 0 —0,05 1851 7,5 5 1,1 10 16 20 23 28 0,6 0,03 0,21 0 zavojev in pot dolžini kamric. Po' teh znakih se mnogo bolj približa vrstama Assilina spira 1 (= Pavlovec, 1969, 16 do 17) in Assilina spira 2 (= Pavlovec, 1969, 16 do 17). Vendar se nekoliko razločuje tudi od teh oblik. Za obliko Assilina spira 1 sem prepričan, da je nova vrsta, in sicer ena od prehodnih oblik med Assilina major in tipom Assilina spira (= Assilina spira 2). Je manjša, ima nižje zavoje in mnogo gostejša septa kot omenjeni primerek iz Vipolž. Assilina spira 2 (= tipični predstavnik te vrste) pa ima večjo' hišico in nekoliko krajše kamrice. Potemtakem je Assilina cf. spira iz Vipolž povsem svojevrstna oblika, ki je ne moremo uvrstiti v nobeno od omenjenih vrst. Po mojem mnenju je ta asilina nenormalno velik primerek iz oblikovnega kroga Assilina major — Ass. spira 1. Da ima ta primerek iz Vipolž zaradi anomalij tako nenavadno obliko, kaže tudi hišica vrste Assilina major iz istega nahajališča (primerek z inv. št. 1789). V delu te hišice SO' nepravilno raščeni zavoji in prav tam se pojavijo1 znatno' višji zavoji kot so normalni, kamrice pa so< tam daljše. Velikost hišice in oblika ostalih kamric pa sta še vedno značilni za vrsto Assilina major. Assilina cf. spira ima hišico z osmimi zavoji, Dm pa je 25 mm. Hišica je ploščata in ima nagubano površje, kakor vidimo to pri hišicah vrste Assilina major. Kamrice so povečini bolj visoke kot dolge. Najdemo pa tudi kamrice, pri katerih se višina zelo približuje dolžini, vendar so take kamrice redke. Septa so ravna in se šele v zgornjem delu nekoliko upognejo nazaj. Na enem kraju sem našel večkratne abortivne kamrice. Assilina sp. (n. sp. Peyrac, Schaub) Tabla 14 1963 Assilina n. sp., exponens — Vorlaufer (Peyrac) — Schaub, 292 in 294, si. 4. 1964 Assilina n. sp. Peyrac — Hottinger, Lehmann in Schaub, tab. 2. Za to vrsto še nimamo podrobnega opisa, pač pa dobro risbo (Schaub, 1963, si. 4), iz katere razberemo glavne značilnosti ekvatorialnega prereza. Poleg tega sem dobil od prof. H. Schauba originalne primerke iz nahajališča še neopisanega holotipa, po* katerih sem lahko določil asiline iz Vipolž. Vendar sem se na začetku motil, da je Assilina n. sp. Peyrac v Vipolžah zelo-pogosta. Pri podrobnejših analizah se je pokazalo, da je ta vrsta izredno redka in da večina prvotno njej prištetih primerkov pripada podobni vrsti Assilina medanica n. sp. Doslej v Vipolžah tudi nisem zanesljivo našel nobenega primerka megalosferične generacije. Hišica mikrosferične generacije je v sredini nek oliko' dvignjena, proti ro^ bovom pa stanjšana. Na površju ima radialne in koncentrične grebene, ki sledijo notranji strukturi in so granulirani. Zavoji se počasi višajo. Septa so le malo nagnjena in upognjena. Omejujejo kamrice, ki so nekoliko bolj visoke kot dolge, vendar se marsikdaj približujejo izometrični obliki. Mikrosferična generacija vrste Assilina tenuimarginata je večja od Assilina n. sp. Peyrac, manjša pa od vrste Assilina exponens. Nobeden od primerkov iz Vipolž ne doseže velikosti vrste Assilina tenuimarginata. Od vrste Assilina reicheli pa se ločijo po večji hišici, višjih zavojih, daljših kamricah in tanjšem zavojnem robu. Zaradi vsega tega sem primerke iz Vipolž prištel obliki Assilina n. sp. Peyrac. Tej vrsti zelo podobna je nova vrsta iz Vipolž Assilina medanica. Castellarin in Zucchi (1963) sta našla v Furlaniji obliko, ki sta jo označila kot Assilina cf. tenuimarginata. Njuna furlanska nahajališča so zelo verjetno enako- stara kot nahajališče pri Vipolžah, zato moremo1 omenjeno vrsto primerjati z vipolškimi asilinami. Ker pa Castellarin in Zucchi nimata slike omenjene asiline, ni mogoče zanesljivo ugotoviti, ali pripada vrsti Assilina medanica ali Ass. n. sp. Peyrac. V nahajališču numulitin se pojavljajo nekateri problematični primerki, ki jih zaenkrat imenujem Assilina cf. n. sp. Peyrac. Imajo ploščato in proti robu stisnjeno hišico. Radialni stebrički na površju so* največkrat prekinjeni z neizrazitimi koncentričnimi grebeni. V srednjem delu hišice so' trni redki, v notranji polovici hišice jih pa sploh ni. Po ekvatorialnem prerezu se primerki iz Vipolž žeto približujejo tipičnim predstavnikom vrste Assilina n. sp. Peyrac. Protokolih je velik. Prvi zavoj se hitro zviša, naslednji zavoji pa se višajo podobno kot pri vrsti Assilina n. sp. Peyrac. Po višanju zavojev ti primerki nekoliko* spominjajo* na vrsto Assilina reicheli. Malo nagnjena septa omejujejo1 kamrice, ki so bolj visoke kot dolge. Po obliki kamric spominjajo' na vrsto Assilina exponens, ki pa je večja in ima nekoliko višje zavoje. Najbolje ohranjen primerek (inv. št. 1846) te vrste ima naslednje karakter ristike: Dm W S7 Ss So S10 S11 S12 Le L7 Ls Lg L10 Ln L12 Lis 9,3 13 22 28 36 36 42 44 0,08 0,1 0,1 0,02 0,09 0,19 —0,03 —0,03 Assilina medanica n. sp. Tabla 15 Čeprav je asilinskih vrst precej manj kot numulitnih, vseeno ne moremo trditi, da poznamo večino ali celo vse. Asilinam tudi na splošno posvečajo manj pozornosti kot numulitom, čeprav so za stratigrafijo prav tako uporabne, za določanje pa celo enostavnejše kot numuliti. Marsikatera raziskava pa prinese nove asilinske oblike. Takšna nova vrsta je bila najdena tudi v Vipolžah. To ni samo oblika, ki doslej v literaturi še ni bila opisana, ampak odpira nekatere probleme filogenetskega razvoja asilin. Diagnosis: Asilina s ploščato hišico-, z nizkimi, počasi se dvigajočimi zavoji in dolgimi, večkrat skoraj kvadratnimi kamricami. Derivatio1 nominis: Po* vasi Medana v Goriških brdih, poi kateri imenujemo tudi medanske plasti. Holotypus: Oblika B, inv. št, 1910 iz zbirke Rajka Pavlovca, Katedra za geologijo in paleontologijo' univerze v Ljubljani. Paratipi: Inv. št. 1803, 1809, 1850, 1889, 1891, 1902 in 1917 oblike B, vsi iz iste zbirke kot holotip. Locus typicus: Nahajališče numulitin vzhodno* od Vipolž, Goriška brda, zahodna Jugoslavija. Stratum typicum: najmlajši cuisij. Oblika B. Srednje velike hišice so v sredini nekoliko odebeljene, večkrat tudi ravne ali celo rahlo upognjene navznoter. Srečamo se torej s pojavom, da se zunanja oblika hišic močno spreminja. Zato razni avtorji različno razlagajo posamezne oblike oziroma vrste. Dober primer je oblika »exponens«, ki jo zaradi nekoliko' različne granulacije in zaradi zunanje oblike hišice nekateri ločijo od oblike »mamillata«. Drugi pa imajo' obliko »mamillata« za mlajši sinonim vrste »exponens« (cf. Pavlovec, 1963, 482 do 483). Zunanji rob hišice pri vrsti Assilina medanica ni posebno* oster, hišica pa se proti robu nekoliko tanjša. Na površju nosi značilno* asilinsko* skulpturo*. V sredini hišice so gosti trni, pri nekaterih primerkih združeni v osrednji stebriček, na katerem so granule. Drugi elementi na površju hišice sledijo poteku sept in zavojnega roba, zato se zlasti proti sredini hišice vidijo- radialni grebeni, ki so večkrat prekinjeni ali sestoje iz podolgovatih granul. Oblika kamric zadnjih dveh zavojev je jasno vidna tudi na površju. Večina zavojev se vsaj nekoliko dviga, vendar ne v vseh odsekih hišice enako. Dva ali trije notranji zavoji so nizki. Četrti, peti in šesti zavoj se nekoliko hitreje zvišajo, vendar višina najbolj naraste od šestega zavoja naprej. Naslednji, najmlajši zavoji se višajo- zelo- malo ali ostanejo- skoraj enako- visoki. Zunanji zavoji imajo precej močan zavojni rob, medtem ko je zavojni rob v notranjih zavojih tanjši. Septa so rahlo upognjena ali skoraj ravna. Višina kamric največkrat presega dolžino-, vendar niso- redke izometrične kamrice, mnogo manj pa je kamric, pri katerih je dolžina večja od višine. Pri mnogih primerkih vrste Assilina medanica iz Vipo-lž vidimo- anomalije. Največkrat so- zavoji stisnjeni, verjetno- mehanično- poškodovani. Zaradi takšnih poškodb se spremenijo- oblike kamric in potek zavojnega roba. Toda tudi pri mehanično nepoškodovanih primerkih so- pogo-sto- zavo-ji zdaj nekoliko- višji zdaj nižji. Oblika A. Podobno kot pri mikrosferični generaciji se tudi pri obliki A hišica pro-ti sredini debeli. Zunanji rob je oster. V sredini hišice so- trni najmočnejši, večkrat pa so- združeni v centralni stebriček. Radialni grebeni so ravni, na njih so granule. Zavoji se enakomerno in počasi dvigajo. Včasih se kak zavoj celo- nekoliko zniža. Zavojni rob je tanek, septa pa so malo nagnjena ali skoraj ravna. Odebele se samo na vrhu, kjer so nekoliko izraziteje upognjena. Protokonh je ovalen, devterokonh je manjši od proto-ko-nha. Pri kamricah v notranjih zavojih prevladuje oblika, pri kateri je višina večja kot dolžina. V zunanjih zavojih s-o kamrice bolj dolge kot visoke, v vmesnih zavojih pa so- največkrat izometrične. Assilina medanica je najbo-lj podobna vrsti Ass. n. sp. iz okolice dvorca Ferme Peyrac, Chaupenne in Bergouey, Chalosse, oboje v pokrajini Landes, od koder imam za primerjavo- originalni material. Od nje se Assilina medanica loči po nižjih zavojih, bolj splo-ščeni hišici (Ass. n. sp. Peyrac ima v sredini rahlo nabreklo hišico); Po teh znakih se Assilina medanica nekoliko- približa vrsti Ass. exponens (Sowerby). Vendar je- Ass. exponens veliko večja in ima višje zavoje, ki tudi nekoliko hitreje naraščajo-. Zanimiva je oblika Assilina tenuimarginata Heim (= Ass. exponens J. de- C. Sowerby var. tenuimarginata n., in Ass. mamillata D'Archiac var. tenuimarginata n.; Heim, 1908, 243—146, tab. 7, si. 19—22, 38—39). Schaub (1963, 294) imenuje to obliko Assilina exponens tenuimarginata Heim in jo- torej prišteva vrsti Ass. exponens. Zelo značilna zanjo je hišica, ki je proti zunanjemu robu zelo stisnjena. To- opažamo- tudi pri nekaterih primerkih vrste Assilina n. sp. Peyrac. Nikakor pa ni to- značilno za vrsto- Ass. medanica. Oblika Assilina tenuimarginata se razločuje od Ass. exponens po- manjši hišici, nižjih zavo-jih in daljših kamricah. To- so- značilnosti, ki v precejšnji meri označujejo tudi vrsto- Assilina n. sp. Peyrac. Zato- je obliko- Ass. tenuimarginata tako- po- morfoloških karakteristikah, kakor po- filo-genezi težko šteti Tabela 7 — Table 7 Številčni podatki za vrsto Assilina medamcu n. sp. Numerical data of the species Assilina medanica n. sp. Oblika B — B Form Inv. št. Inv. No. Dm W s3 S4 s5 S« S; s8 s9 Sio Su 1850 8,5 12 11 14 20 21 22 23 26 1875 9 1 1809 10,2 1832 10,8 14 15 15 18 18 21 27 ? 28 1812 10,9 12 16 22 23 25 25 31 31 33 39 1807 11,2 14 20 24 30 36 37 41 44 Inv. št. Inv. No. U U U U U Le L; 1850 0,07 0,04 0,12 1875 0,11 0,06 0 0,06 0,39 0,11 0,9 1809 0,05 0,05 1832 0,1 0,02 0,03 0,07 0,03 0,08 0,06 1812 0,12 0,02 0,06 0,09 0,05 0,05 0,13 1807 0,01 0,06 0 0,12 0,05 Inv. št. Inv. No. l8 l9 Lio Lii Ll2 L13 L14 1850 0,05 0,23 —0,12 0,23 0,64 1875 —0,05 0,11 0,29 0,39 1809 0,08 0,05 0,08 0,08 —0,13 0,18 1832 0,22 0,22 0,08 0,2 1812 0 0,33 0 0,9 1807 0,09 0,11 0,11 0,13 0,13 0 0,14 Oblika A — A Form Inv. št. Inv. No. Dm W M Si S2 S3 S4 S5 S6 1925 3 4V2 0,3 5 13 15 20 1764 4,1 5% 0,98 8 15 18 22 25 28 1828 5 6 0,44 6 15 23 25 31 28 1837 5,1 5 V2 16 18 30 32 Inv. št. Inv. No. Li U L3 L4 U Le 1925 0,33 0,03 0,06 —0,03 1764 0,38 —0,05 0,02 —0,02 —0,03 1828 0,37 —0,03 0,02 —0,02 —0,02 0,03 1837 0,33 0,06 0 0,01 —0,01 0,02 za podvrsto vrste Assilina ezponens. Zelo verjetno izhaja iz oblike, sorodne vrsti Assilina n. sp. Peyrac. Zato mislim, da mora biti oblika Assilina tenui-marginata samostojna vrsta. Poglejmo še problem filogenetske pripadnosti vrste Assilina medanica. Po starosti nastopa lahko skupaj z vrsto Assilina n. sp. Peyrac ali pa se je pojavila celo nekoliko pozneje. Po nežnih elementih v ekvatorialnem prerezu in po dolžini kamric vrste Assilina medanica nikakor ne moremo šteti v razvojni niz Assilina spira, ampak pripada nizu Ass. exponens. Ima nizke zavoje in dolge kamrice, zaradi česar ne more biti ena od prehodnih oblik med Ass. n. sp. Peyrac in Ass. tenuimargi-nata. Tudi ob robu stisnjene hišice pri vrstah Ass. n. sp. Peyrac in Ass. tenui-marginata odstopajo od vrste Ass. medanica. Po vsem tem mislim, da imata vrsti Assilina medanica in Ass. n. sp. Peyrac skupne prednike, vendar je potekal razvoj proti vrsti Ass. medanica nekoliko samostojno' po* shemi: Ass. n. sp. Pevrac -» Ass. tenuimarginata skupen prednik - —>-Ass. medanica —> ? Skupen prednik ni znan, saj vrste Assilina reicheli Schaub po> sorazmerno hitro se dvigajočih zavojih in močnih strukturnih elementih v ekvatorialnem prerezu ne moremo neposredno vezati na vrsto Assilina medanica. Odpira se torej problem veliko večje zamotanosti razvoja asilin, kot ga poznamo doslej. Brez dvoma se je filogenetski razvoj obeh glavnih razvojnih nizov Assilina exponens in Ass. spira cepil na več stranskih vej. Obenem še ni dovolj raz- iskan izvor obeh nizov, zakaj vrsti Assilina pustulosa Doncieux pri razvojnem nizu Assilina exponens in Ass. leymeriei D'Archiac et Haime pri nizu Ass. spira po nekaterih karakteristikah nista preveč prepričljiva predhodnika poznejših asilin enega ali drugega razvojnega niza. Nummulites friulanus Schaub Tabla 16 1915 Nummulites obtusus Sowerby — Dainelli, 184 (partim; cf. Schaub, 1962a), tab. 21, si. 6 do 10, 15 do 18. 1962a Nummulites friulanus nov. sp. — Schaub, 538 do 541, si. 5 do 6, tab. 3, si. 1 do 13. 1962b Nummulites n. sp. Rosazzo — Schaub, si. 2. 1963 Nummulites friulanus Schaub — Pavlovec, 465 do 467, si. 26 do 28. Po pokrajini Furlaniji imenovana numulitna vrsta je pogosta tako v nahajališču holotipa pri Rožacu (Abbazia di Rosazzo), kakor v nahajališču pri Vi-polžah. Prvič jo je omenil Dainelli (1915), vendar jo je napačno prištel vrsti Nummulites obtusus Sowerby (tab. 21, si. 6—10 in 15—18) in deloma vrsti Nummulites perforatus De Montfort (tab. 21, si. 1 do 4; cf. Schaub, 1962a, 538). Iz nahajališča pri Vipolžah je bila omenjena že pred desetimi leti (Pavlovec, 1963, 465 do 467). Takrat so bili numuliti iz Goriških brd določeni po originalnem materialu, ki mi ga je dal prof. H. Schaub in ki je že bil označen kot Nummulites friulanus. Ob oddaji rokopisa ta vrsta še ni bila objavljena. Preden pa je prišla moja razprava iz tiska, je Schaub (1962a) že objavil opis nove vrste Nummulites friulanus. Tako* je tudi po* nomenkla-toričnih pravilih Schaub o> v o ime veljavno kot ime avtorja nove vrste. Poleg vrste Assilina major je Nummulites friulanus med najznačilnejšimi predstavniki numulitin iz okolice Vipolž. Vendar ni najpogostejša vrsta, čeprav je med vipolško* favno zelo veliko predstavnikov razvojnega niza Nummulites perforatus s. 1., kamor spada tudi Nummulites friulanus. Oblika B. Hišica je debela in nabrekla. Proti zunanjemu robu se hitro tanjša. Rob je oster. Premer hišic iz Vipolž je povečini manjši od 10 mm, medtem ko je po S c h a u b u Dm = 5 do* 12 mm. Debelina hišic je 3,5 do 4 mm; pri Schaub o* vem podatku (1962a, 539) je očividno napaka; navaja namreč debelino 2,5 do< 0,6 mm. Značilni za to vrsto so številni močni trni na površju. Največ jih je blizu središča. Radialni grebeni nastopajo šele proti zunanjemu robu in so ravni ali malo valoviti. V ekvatorialnem prerezu vidimo, da se zavoji dvigajo počasi in enakomerno. Zunanji so večkrat nepravilni in pogosto slabo ohranjeni. Zavoji ob zunanjem robu so nekoliko* nižji kot zavoji v notranjosti hišice. Na takšno zniževanje zavojev je opozoril Schaub (1962b) tudi pri drugih vrstah razvojnega niza Nummulites perforatus s. 1. Kamrice so v sredini bolj visoke kot dolge. V nadaljnjih zavojih se podaljšujejo, tako da so najprej izometrične in nato bolj dolge kot visoke. Septa so rahlo upognjena in zelo nagnjena. Na njihovi bazi je majhna noga. Oblika A. Tudi na površju hišice megalosferične oblike so gosti in okrogli trni. Zavoji se enakomerno višajo, le prvi se dvigne zelo hitro. Zavojni rob je Tabela 8 — Table 8 Številčni podatki za vrsto Nummulites friulanus Numerical data of the species Nummulites friulanus Oblika B — B Form Inv. št. Inv. No. Dm W Li L2 L3 U l5 Le L7 l8 1879 10 15 0,15 0,02 0,11 0,01 0,06 0,02 0,05 0,04 Inv. št. Inv. No. l9 Lio L11 L12 L13 L14 Lis 1879 —0,13 0,04 0,05 —0,02 —0,15 0,11 —0,01 Oblika A — 9 Form Inv. št. Inv. No. Dm W M Si S2 S3 S4 S5 Li L2 L3 U l5 1924 3,2 5 0,34 8 13 20 21 22 0,28 0,06 —0,05 0 0,07 Pavlovec, 1963, 467 3,4 6 0,5 8 17 23 28 30 _ _ _ _, _ debel, septa pa so tanka in nagnjena. Podobno kot pri mikrosferični obliki so tudi pri obliki A kamrice bolj visoke kot dolge samo v notranjih zavojih. Ostale kamrice so izometrične, medtem ko takšnih z večjo dolžino kot višino ni toliko kot pri obliki B. V Vipolžah je bil najden primerek oblike B (inv. št. 1774) s polmerom R = 4,8 mm in 18 zavoji. Na površju hišice so okrogli trni, podobno kot pri vrsti Nummulites friulanus. V ekvatorialnem prerezu pa se vidijo zelo nizki zavoji, po katerih se približuje vrsti Nummulites verneuili D'Archiac et Haime (D'A r -chiac in Haime, 1853, 123, tab. 7, si. 1 do 3; Schaub, 1962a, 539). Vendar ima vipolški primerek v srednjem delu hišice nekoliko višje zavoje, zunanji zavoji od 15. naprej pa se znižujejo, kar se pri Nummulites verneuili pojavi šele pozneje. Po> višini zavojev, obliki sept in kamric je omenjeni primerek zelo blizu vrsti N. friulanus iz furlanskih nahajališč. Med predstavniki te vrste iz Vipolž pa je omenjeni numulit med ekstremnoi velikimi, ki pa še vedno sodijo v variacijsko širino* vrste N. friulanus. Takšni veliki predstavniki vrste Nummulites friulanus iz Vipolž se sicer res nekoliko približujejo' vrsti N. verneuili. Toda če pogledamo sliki obeh vrst, to je Nummulites friulanus (Schaub, 1962a, 539, si. 5b) in N. verneuili (Schaub, 1962a, 539, si. 5a), vidimo, da ima N. friulanus v notranjem delu hišice sorazmerno visoke zavoje, kakršnih pri N. verneuili ni. Ce sta si obe vrsti res tako sorodni, bi pričakovali pri vrsti N. verneuili skoraj enake notranje zavoje kot pri N. friulanus. V resnici pa so* zavoji pri N. verneuili precej nižji kot pri N. friulanus. Zato se mi vsiljuje misel, da N. friulanus le ni neposreden predhodnik vrste N. verneuili, oziroma da razvoj od Nummulites friulanus ni potekal neposredno k N. verneuili. 5 — Geologija 17 Nummulites campesinus Schaub Tabli 17 in 18 196Gb Nummulites campesinus nov. sp. — Schaub, 361 do' 367, tab. 1, si. 13—14, 16—21. 1973 Nummulites campesinus Schaub, 1966 — K apel los, 77 do 80, tab. 47, si. 1 do 9, tab. 48, si. 1 do 4. Pri Vipolžah sem našel numulita, ki ga je po obliki hišice, značilni gra-nulaciji, poteku zavojev in obliki kamric lahko prišteti oblikovnemu krogu Nummulites friulanus — Nummulites lehneri. Prvotno- sem ga postavljal v bližino vrste N. lehneri, vendar je vipolški numulit manjši in se zlasti pri mlajših zavojih razločuje od omenjene oblike. Leta 1966 je Schaub opisal novo vrsto Nummulites campesinus, ki je identična z numulitom iz Vipolž. Ta vrsta doslej v Jugoslaviji še ni bila najdena. Oblika B. Hišica je debela in enakomerno narašča do sredine, zunanji rob je zaokrožen. Na površju so močni trni, kakršni so značilni tudi za druge sorodne vrste. Schaub (1966b, 366) pravi, da je Nummulites campesinus zelo podoben vrsti N. friulanus, ki ima trne nežnejše in razporejene bolj po celotnem površju. Pri naših primerkih te razlike ni lahko ugotoviti, zakaj pri obeh vrstah se pojavljajo prehodi od enega tipa površja hišice do drugega. Tudi po ekvatorialnem preseku sta si vrsti Nummulites friulanus in N. campesinus podobni. Notranji zavoji se počasi višajo, nekako- od šestega zavoja naprej pa ostanejo skoraj enako visoki. Zavojni rob je močan. Na bazi sept je noga, medtem ko so septa zelo nagnjena in enako debela po vsej dolžini. V notranjih zavojih so kamrice bolj visoke kot dolge, v zunanjih pa se podaljšajo-. Oblika A. Megalosferična oblika ima velik protokonh in močan zavojni rob. Zavoji se počasi dvigajo, septa pa so podobna kot pri mikrosferični obliki. Schaub (1966b) je vrsto Nummulites campesinus našel v zgornjem cuisiju, v Vipolžah pa nastopa v najvišjem cuisiju. Omeniti moram še, da sta Nummulites campesinus in N. friulanus iz Vipolž zelo variabilna. Spreminjajo se višina zavojev, oblika sept in kamric, debelina zavojnega roba, našli pa smo tudi zelo različno velike hišice. Nadalje je pri teh primerkih veliko anomalij. Nekatere so posledica mehaničnih poškodb, druge so nastale pri rasti. Našel sem tudi hišice z jasnim »rovom«, zapolnjenim s sedimentom. Tak »rov« je potekal ponekod skozi zavoje, drugod pa prečno nanje (tabla 9, si. 1). Nummulites div. sp. Tabla 19 Razvoj različnih numulitnih skupin ni potekal vedno enako hitro. To velja za posamezne odseke istega razvojnega niza, kakor tudi za primerjavo različnih razvojnih nizov med seboj. Deloma je vzrok temu okolje, ki je pospeševalo ali oviralo razvoj, deloma pa razvojne sposobnosti raznih numulitnih oblik. Vse to tako zamota položaj razvojnih nizov, da pri numulitih ne moremo najti potrditve teorije tipostrofizma (Schindewolf, 1950). Prepričan sem, da za celotno skupino numulitov ni skupne tipogeneze, tipolize in tipostaze. Lahko pa najdemo nekaj teh tipostroficnih faz pri posameznih razvojnih nizih. Včasih se celo- dozdeva, da so- isti numulitni razvojni nizi v posameznih odsekih paleogena doživljali več tipoliz, oziroma tipostaz. V takšna razmišljanja nas silijo tudi nekateri zgornjecuisijski ali spodnjelutecijski numuliti. TO' je na eni strani razvojni niz Nummulites laevigatus — N. perforatus, na drugi strani pa Nummulites perforatus s. 1. (ta obsega več razvojnih nizov). Na prehodu cuisij—lutecij se pojavlja veliko podobnih oblik (Pavlovec, 1969a, b). Takšna je tudi »vrsta« Nummulites laevigatus (Bruguiere), od katere je Schaub (Iiottinger, Lehmann in Schaub, 1964) ločil več zelo sorodnih oblik. Pojavlja se tudi več numulitov, ki so podobni vrstam Nummulites gallensis Heim, N. lehneri Schaub in N. obesus D'Archiac et Haime. Vprašanje je, ali gre pri teh skupinah na meji cuisij—lutecij za tipolizo. Vendar ne najdem jasne tipogeneze in tipostaze. Ce pa je tak pospešen razvoj na meji cuisij—lutecij res tipoliza, se mora ta nadaljevati v neke vrste tipostazo*. Iz vsega tega sledi, da pri numulitih tipostrofizma ne moremo* dovolj zanesljivo zagovarjati. Čeprav najdemo* v posameznih odsekih razvojnih nizov nekatere faze tipostrofizma, si te faze le ne sledijo* tako idealno*, kot je to* npr. Schindewo*lf (1950) ugotovil pri amonitih. Pri razvojnem nizu Nummulites laevigatus — N. brongniarti sta dve možnosti: tipogeneza naj bi bila od ilerdija do začetka lutecija. Sledila naj bi tipostaza. Lahko pa bi bila prva tipogeneza v ilerdiju, druga pa nekje ob koncu cuisij a in v začetku lutecija. Vendar nobena od teh razlag ne ustreza popolnoma Schindevvolfovemu pojmovanju tipostrofizma. Nekaj podobnega velja tudi za razvojni niz Nummulites perforatus s. 1., od katerega imamo* v Vipolžah več problematičnih oblik: Nummulites cf. obesus, N. cf. lehneri in N. cf. gallensis. Nobena od teh oblik ni povsem enaka tipičnim primerkom omenjenih vrst, podobne pa so si tudi med seboj. Do enakih ugotovitev je prišel Schaub (1963a) pri preučevanju numulitov iz profila Sorde-l'Abbaye. Tako nastaja še drug problem, kako ločiti tako zelo podobne oblike. Glede na variabilnost teh vrst je zelo* težko potegniti mejo med posameznimi oblikami in smo zato še vedno* povsem odvisni od subjektivne presoje. Vipolški numuliti so v najmlajšem cuisiju, zato je jasno, da imamo pri navedenih primerkih opraviti s predhodniki vrst Nummulites obesus, N. lehneri in N. gallensis. Mikrosferična generacija Nummulites cf. obesus iz Vipolž ima notranje zavoje zelo* stisnjene. Nato se zavoji hitreje višajo* in v nekaterih delih hišice dosežejo precejšnjo podobnost z vrsto Nummulites gallensis. Primerki N. cf. obesus iz Vipolž so manjši od tipičnih predstavnikov te vrste, zato* se ne pojavljajo znižani zunanji zavoji z nizkimi in dolgimi kamricami, kakršne poznamo* pri pravem N. obesus. Naši primerki se tudi razločujejo od oblik, ki jih je Schaub (1963a, tab. 9, si. 12) našel v spodnjem luteciju v profilu Sorde-l'Abbaye in jih označil kot Nummulites aff. obesus. Schaubovi numuliti imajo nižje zavoje in tudi nekoliko* manj nagnjena septa. Nummulites cf. gallensis iz Goriških brd se loči od tipičnih primerkov te vrste po* višjih zavojih in po septih, ki so nekoliko bolj nagnjena in upognjena. Našim primerkom so precej podobni numuliti iz profila Sorde-l'Abbaye (Schaub, 1963a, tab. 9, si. 9 in 11; = Nummulites aff. gallensis). Nummulites cf. lehneri ima manj zavojev kot holotip te vrste (Schaub, 1962a, tab. 1, si. 1) ter krajše kamrice. Ima pa podobno upognjena in nagnjena septa kot tipični predstavniki vrste Nummulites lehneri. Stratigrafsko pa je N. lehneri še nekoliko mlajši od N. gallensis in torej še bolj oddaljen od zgornje-cuisijskih primerkov v Vipolžah. Nummulites manfredi Schaub Tabli 20 in 21 1964 »Nummulites n. sp. Rosazzo« — Hottinger, Lehmann in Schaub, 1964, tab. 2. 1966b Nummulites manfredi n. sp. — Schaub, 371—375, si. 6 h do i, tab. 4, si. 6, 8, 9, 10. 1973 Nummulites manfredi Schaub, 1966 — K apel los, 72—74, tab. 46, si. 5 do 6. Oblika B. Pri Vipolžah je bila doslej najdena samo mikrosferična generacija. Hišica je rahlo valovita in ploščata. Nekateri primerki so tako sploščeni, da je celotna hišica enako- debela. Drugi primerki so nekoliko debelejši, vendar še vedno zelo tanki. V osrednjem delu so trni, ki so proti robu hišice vedno redkejši. V delu hišice blizu zunanjega roba se pojavijo srpasto zavite in valovite septalne linije z zelo- močnimi »trabecules transverses«, ki jih omenja tudi Schaub (1966b, 373). V ekvatorialnem prerezu vidimo, da se notranji štirje do šest zavojev le počasi višajo. Nato se do 12. ali 13. zavoja dvigajo znatno hitreje, zadnji zavoji pa so enako visoki ali celo nekoliko nižji. Zavoji potekajo precej nepravilno. Zavojni rob je tanek, debelejši pa je na mestih, kjer se zavoji znižajo. Podobno kakor zavoji tudi septa nimajo povsod enakih oblik. Največkrat so precej močno- in enakomerno upognjena. V spodnjem delu so- bolj ravna, v zgornjem pa zavita nazaj. Pri znižanih ali zvišanih zavojih so septa različnih oblik, od ravnih do skoraj ležečih. V zunanjih zavojih so isepta bolj nepravilna kot v notranjih. Kamrice so največkrat bolj visoke kot dolge, v zunanjih zavojih pa so ponekod izometrične. Tabela 9 — Table 9 Številčni podatki za vrsto Nummulites manfredi oblika B Numerical data of the species Nummulites manfredi B — form Inv. št. Inv. No. Dm W li U l3 l4 l5 l6 l7 l8 1801 13 14 0,1 0,09 0,12 0,06 —0,09 1799 14 14 0,11 0,04 0,08 0,01 0,06 0,09 0,06 0,16 1905 14 14 0,12 0,02 0,1 0,07 0,05 0,13 —0,2 0,11 Inv. št. Inv. No. U Lio ln ll2 l13 Ll4 lis 1801 —0,04 0,14 0 —0,03 0,02 0,05 1799 0,2 —0,2 0,04 0,01 —0,3 1905 0,2 0 0,016 0,13 0,03 —0,3 0,04 Doslej poznamo tri zelo podobne vrste, Nummulites manfredi Schaub, N. hagni Pavlovec in N. britannicus Hantken. Najmanjši je Nummulites manfredi, ki ima redkejša septa kot N. britannicus. Kamrice so pri vrsti N. manfredi nekoliko daljše in višje kot pri N. britannicus in N. hagni. Najteže je ločiti vrsti N. hagni in N. britannicus, ki sta skoraj enako veliki, vendar ima N. britannicus tanjšo hišico in se po tem bolj približa vrsti N. manfredi. Med vsemi tremi ima N. manfredi najbolj pravilne zavoje. Glede na starost je položaj sorodnih vrst naslednji: Nummulites praelaevi-gatus Schaub je srednjecuisijski, N. quasilaevigatus n. sp. zgornjecuisijski, iz te dobe pa je tudi N. manfredi, medtem ko sta N. hagni in N. britannicus spodnjelutecijska. Schaub (1966b, 375) je primerjal predstavnike vrste Nummulites manfredi iz nahajališča Campo v Španiji in iz Rožaca v Furlaniji. Pravi, da se malokateri numuliti tako ujemajo kot ti. Edina razlika je v tem, da so hišice furlanskih primerkov nekoliko debelejše kot pri španskih, čeprav razlika ni velika. Omenil sem že, da smo- pri Vipolžah našli primerke vrste N. manfredi z izredno tankimi hišicami in primerke, ki so imeli nekoliko debelejšo hišico. To pomeni, da oba tipa hišic spadata v variacijsko širino vrste Nummulites manfredi. K apeli os (1973) omenja vrsto Nummulites manfredi iz zgornjecuisijskih plasti gurnigelskega fliša. Nekateri primerki (si. 133b in tab. 46, si. 5) med njimi pa niso značilni predstavniki te vrste. Od nje se ločijo po nižjih zavojih, ki se enakomerno odvijajo, po daljših kamricah in septih, ki so večkrat v spodnjem delu malo nazaj upognjena. Te primerke prištevam vrsti Nummulites quasilaevigatus. Nummulites quasilaevigatus n. sp. Tabli 22 in 23 1966b Nummulites aff. praelaevigatus — Schaub, 375, si. 6c d tab 6 si. 4 do 8. 1973 Nummulites manfredi Schaub, 1966 — K apel los, si. 133b, tab. 46, si. 5. Derivatio nominis: Numulit je podoben vrsti Nummulites laevigatus. Holotypus: oblika B, inv. Št. 3791, Katedra za geologijo in paleontologijo' pri univerzi v Ljubljani (zbirka R. Pavlovca). Paratypi: oblika B, inv. št. 1848, 1867 in 3792 v isti zbirki kot holotip. Locus typicus: nahajališče numulitin vzhodno od Vipolž, Goriška brda, zahodna Jugoslavija. Stratum typicum: flišne plasti, najvišji cuisij. Paleontologi so večkrat opozorili na to, da je vrsta Nummulites laevigatus (Bruguiere) izredno variabilna. Do neke mere to drži, vendar postaja vse bolj jasno, da mnogi prištevajo isti vrsti različne oblike, ki so celo iz različnih stratigrafskih horizontov. Vrsta Nummulites laevigatus izhaja iz Pariške kotline. Tej vrsti, ki ima nizke zavoje in dolge kamrice, SO' prištevali numulita z visokimi zavoji in visokimi kamricami — ta pa je dejansko samostojna vrsta Nummulites britannicus Hantken. V to skupino dodamo še zelo podobnega Nummulites hagni Pavlovec, ki je vrsti N. laevigatus kaj malo podoben, precej težko pa ga je ločiti od N. britannicus (cf. Pavlovec, 1969). Navedeni primeri so vsi iz spodnjega lutecija. Podobna slika je tudi v zgornjem in srednjem cuisiju. Leta 1951 je Schaub opisal vrsto Nummulites praelaevigatus Schaub, leta 1966 pa drugo obliko, ki jo je našel v Campu v severni Španiji in katero je imenoval Nummulites aff. praelaevigatus (Schaub, 1966b, 375). Tega numulita sem že leta 1965 našel tudi pri Vipolžah in ga v rokopisnem poročilu (Pavlovec, 1965, 19 do 21, tab. 8) opisal kot Nummulites sp., quasilaevigatus n. sp. Takrat znani primerek iz Goriških brd je slabo ohranjen in je bil edini, tako da z njim. nisem mogel zanesljivo opisati nove vrste. Pozneje sem našel še druge primerke, vendar je ta vrsta pri Vipolžah redka. Te numulite sem primerjal s Schaubovimi primerki iz Španije (si. 5). Prišel sem do prepričanja, da je to dejansko nova vrsta, ki sem ji ohranil prvotno ime »quasilaevigatus«. Oblika B. V nahajališču pri Vipolžah, ki je poleg Campa sedaj edino znano nahajališče te vrste, sem dobil samo primerke mikrosferične generacije. Hišica je tanka in njeno površje značilno za skupino Nummulites laevigatus. V sred- R 8- ■ _i_i_i-1 i i i-1-1-'—i—» w 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 SI. 5. Diagram poteka zavojev j pri vrsti Nummulites guasilaevigatus n. sp., B oblika X ... X = holotip, Goriška brda, inv. št. 3791; temno polje = Campo (Schaub, 1966, si. 9); R = polmer, W = število zavojev Fig. 5. Diagram of the whorls course of the species Nummulites quasilaevigatus n sp B form X...X = holotypus, Goriška brda, No. 3791; dark field = Campo (Schaub, 1966, Fig. 9); R = radius, W = number of whorls Tabela 10 — Table 10 Številčni podatki za vrsto Nummulites QucisilcLeviQQ,tus oblika B Numerical data of the species Nummulites c[uci,silQ,evigQ,tus B — form R W S4 S5 s6 s7 S8 s» Sio Sn Sl2 Vipolže, inv. št. 3791 (holotip) 7,3 15 Vipolže, inv. št. 1848 5.2 11 24 ? 32 36 36 44 52 Campo (Schaub, 1966b, si. 6c) 6,6 15 27 26 27 38 41 45 46 56 U U L6 L7 L8 U Lio Ln Lia Ll8 L>14 Lis Vipolže, inv. št. 3791 (holotip) 0,26 0,45 0,42 0,50 0,65 0,75 0,30 0,65 0,8 0,7 0,6 0,7 Vipolže, inv. št. 1848 0 0,75 0 0,04 0 0,02- -0,06 0,1 Campo (Schaub, 1966b, si. 6c) 0,3 0,62 0,64 0,76 0,88 0,8 0,7 0,34 0,78 0,78 njem delu ima na površju več trnov, proti zunanjemu robu pa so septalni podaljški z jasnimi in zelo- tankimi »trabecules transverses«. V ekvatorialnem prerezu vidimoi počasi in enakomerno naraščajoče zavoje (si. 5). Septa so nagnjena in rahlo upognjena, včasih tudi močneje ukrivljena. Zlasti v zunanjih zavojih so nekatera septa močno nazaj potegnjena, vendar so poleg njih takoj druga septa, ki so zelo malo upognjena. Redka septa so v spodnjem delu nazaj zapognjena, kar je značilno za vrsto Nummulites prae-laevigatus (Schaub, 1951, 188 do 190). Na bazi sept je izrazita noga. Kamrice so pri vrsti Nummulites quasilaevigatus daljše kot pri JV. praelaevigatus in krajše kot pri N. laevigatus. Streha kamric je usločena zlasti pri krajših kamricah, medtem ko je pri daljših skoraj ravna. Zavojni rob je zlasti pri srednjih zavojih močan, tanjši pa je pri notranjih in v zadnjem ter predzadnjem zavoju. 2e Schaub (1966b, 375) poudarja, da se Nummulites aff. praelaevigatus (= N. quasilaevigatus) razločuje od N. praelaevigatus po večji hišici. V ekvatorialnem prerezu ima N. quasilaevigatus daljše kamrice, septa močneje nagnjena in upognjena, vendar spodaj redkeje zavihana nazaj. Po teh znakih se približuje vrsti N. laevigatus, ki pa je večja in ima še daljše kamrice. Vsekakor je N. quasilaevigatus v ozki zvezi s srednjecuisijskim N. praelaevigatus. Ni pa jasno, ali lahko to vejo nadaljujemo proti pravemu N. laevigatus, ali proti N. manfredi, N. hagni in JV. britannicus. Po zniževanju zavojev in podaljševanju sept se mi namreč N. quasilaevigatus zdi bližji tipu N. laevigatus kot vrsti N. manfredi, ki je že izrazit predstavnik razvojnega niza z visokimi zavoji in visokimi kamricami. Schaubovo- obliko- Nummulites aff. praelaevigatus iz Campa sem že pri reviziji nekaterih numulitov (Pavlovec, 1969, 256) omenil kot verjetno novo vrsto-. Zdi pa se, da imajo- numuliti iz Campa nekoliko manj nagnjena in upognjena septa kot primerki iz Vipolž. Omenil sem tudi, da so- Dainelli-j evi primerki (Dainelli, 1915, tab. 20, si. 1 do 5 in 11 do 13) morda pripadniki no-ve vrste, ki jo- sedaj opisujem. To- je toliko- bolj verjetno-, ker našteva Schaub (1966b, 375) to vrsto- iz Ro-žaca skupaj z N. manfredi in Alveolina violae. b) Druga nahajališča Z makroforaminiferami tako bogatega nahajališča, kot je pri Vipolžah, v Goriških brdih doslej ne poznamo. V kožbanskih plasteh nastopa največ kred-nih ali terciarnih makrofo-raminifer v breči, kjer niso- vedno- najbolje ohranjene. V medanskih plasteh so makroforaminifere še redkejše, zakaj med temi sedi-menti je- malo- debelo- zrnatih kamenin — zlasti breč in konglomeratov, v katerih največkrat najdemo hišice makro-foraminifer. Edina nahajališča makro-fo-raminifer, v katerih sem dobil izolirane hišice, so v zgornjem delu ko-žbanskih plasti že blizu meje z me-danskimi plastmi in sicer ob cesti na Sabotin. Našli smo- vrste Nummulites aff. subplanulatus D-oncieux, Nummulites sp. in Operculina cf. subpustulosa Doncieux. Nummulites aff. subplanulatus Hantken et Madarasz Hišice megalosferične oblike so lečaste, v sredini nekoliko odebeljene. Proti zunanjemu robu potekajo skoraj ravne septalne linije, od katerih se zlasti v perifernem delu o-dcepljajo- »trabecules transverses«. V osrednjem delu hišice se septalne linije združujejo- v stebriček, viden tudi na površju. Pro-toko-nh je okrogel in velik M = 0,23 mm. Devtero-konh je ob protoko-nhu rahlo sploščen, vendar je še vedno skoraj okrogel. Primerek z inv. št. 3723 ima pri premeru hišice Dm = 3 mm tri zavoje, ki se enakomerno in precej hitro- dvigajo. Septa so največkrat ravna ali rahlo in enakomerno usločena. Nekoliko bolj so upognjena šele v najvišjem delu. Redka septa so močneje nagnjena ali upognjena. Število sept je naslednje: S, = 8, S3 = 18 in S3 = 24. Višina kamric je večja kot dolžina. Septa imajo na bazi majhno nogo. Numuliti v Goriških brdih so zelo podobni primerkom iz nahajališča Moussoulens, ki jih omenja Schaub (1951, 99, si. 30). Ti se od tipičnega Nummulites subplanulatus razločujejo po močnem zavojnem robu, zato jih je Schaub označil kot Nummulites aff. subplanulatus. Če se bo- pri preučevanju bogatejšega materiala iz Goriških brd pokazalo, da imajo- vsi znatno- debelejši zavo-jni rob, bo- treba to obliko- opisati vsaj ko-t no-vo- podvrsto-. Vrsti Nummulites subplanulatus zelo podobna oblika je N. globulus Leyme-rie. Od numulitov iz Goriških brd se loči po- nekoliko nepravilnejših septih, ki so bolj nagnjena in upognjena. Zavoji se pri Nummulites globulus nekoliko počasneje- dvigajo kot pri N. aff. subplanulatus. Nummulites sp. 1962 Nummulites cf. partschi tauricus (De la Harpe) — Pavlovec, 250 do 251, si. 1. 1963 Nummulites partschi tauricus (De la Harpe) — Pavlovec, 452—453, si. 11. Iz zgornjega dela kožbanskih plasti pri Gonjačah je znan numulit, ki sem ga najprej samo približno, nato celo zanesljivo prištel podvrsti Nummulites partschi tauricus. To sem storil na podlagi ekvatorialnega prereza, ki se ujema s holotipom te podvrste iz Sevastopola na Krimu (Schaub, 1951, 152, si. 187). Zelo značilen je močan zavojni rob, ki se odvija tako' kot pri skupini N. partschi. Protokonh je velik (M = 0,65 mm) in je celo nekoliko' večji kot pri holotipu (M = 0,5 mm). Oblike kamric in sept so kljub slabo' ohranjenima doslej najdenima primerkoma izredno podobne oblikam pri numulitu iz Sevastopola. Sedaj pa mi je uspelo' ugotoviti značilnosti na sicer slabo ohranjenem površju hišice. Prav s tem sem prišel do prepričanja, da je bila dosedanja determinacija napačna. Nummulites partschi tauricus ima značilno granulacijo< »partschi«: močne trne, ki SO' po površju spiralno razporejeni. Pri numulitu iz Goriških brd nikakor ni mogoče videti trnov, pač pa so samo močne septalne linije, ki so na nekaterih mestih odebeljene. Takšno površje močno odstopa od podvrste Nummulites partschi tauricus. Numulit iz Goriških brd, določen kot Nummulites partschi tauricus, torej ne pripada tej podvrsti. Doslej pa mi tudi ni uspelo ugotoviti, kateri vrsti naj bi pripadal, zakaj po znanih karakteristikah združuje znake več oblik. Vsekakor bo za točno determinacijo treba počakati na nove najdbe teh numulitov, ki so očividno v Goriških brdih zelo* redki. Numulit, opisan kot podvrsta Nummulites partschi tauricus je bil kot eden redkih numulitov iz kožbanskih plasti tudi vodilo pri določanju starosti plasti. Po ugotovljeni napačni determinaciji seveda ti primerki nimajo> nobene stratigrafske vrednosti. Obenem je Nummulites »partschi tauricus« iz Goriških brd lep primer, kako' zamotano in problematično je določanje numulitov. Pri specifičnih in subspecifičnih determinacijah se je treba opreti prav na vse elemente hišice od površja do> ekvatorialnega prereza. To pa je v mnogih primerih težko ali skoraj nemogoče. V flišnih plasteh so včasih numulitne hišice zelo slabo ohranjene, pri favni iz apnencev pa je velika redkost, če lahko pri istem primerku vidimo površje hišice in njen ekvatorialni presek. c) Makroforaminifere v zbruskih V zbruskih sem določil naslednjo mikrofavno (Table 24 do 34): 1. V starejšem delu kožbanskih plasti med Plavami in Vrhovi jami Siderolites sp. Orbitoides sp. Miscellanea sp. Nummulites sp. Alveolina sp. Lituonella sp. 2. V srednjem delu kožbanskih plasti v širši okolici Kožbane Siderolites calcitrapoides (Lamarck) Omphalocyclus macroporus (Lamarck) Orbitoides media (D'Archiac) Lepidorbitoides sp. Distichoplax sp. Orbitolinidae Miscellanea sp. Nummulites sp. Operculina sp. Alveolina sp. Discocyclina sp. Asterocyclina aff. stella Giimbel Globigerina sp. Globorotalia sp. Discocyclina cf. trabayensis Neumann Discocyclina cf. marthae Schlumberger Discocyclina cf. archiaci (Schlumberger) Helicolepidinidae 3. V višjem delu kožbanskih plasti okrog Vrhovelj Orbitoides div. sp. Cuneolina sp. Nummulites ex gr. planulatus Alveolina sp. Discocyclina cf. augustae Weijden Discocyclina div. sp. ? Orbitolites sp. Microcodium sp. Dentalium sp. 4. V zgornjem delu kožbanskih plasti med Gonjačami in Sabotinom Siderolites calcitrapcides (Lamarck) Orbitoides media (D'Archiac) Orbitoides div. sp. Nummulites aff. subplanulatus (Doncieux) Nummulites div. sp. Alveolina sp. Discocyclina sp. Spondylus sp. 5. V starejših delih medanskih plasti iz okolice Pristave, Vedrijana in Gonjač Assilina sp. Nummulites sp. Operculina sp. Alveolina sp. Discocyclina sp. ? Pellatispira sp. Coscinolina sp. Globigerina sp. Globorotalia sp. 6. V mlajših delih medanskih plasti med Neblim, Medano, Vipolžami in Cerovim Assilina sp. Nummulites sp. Operculina sp. Alveolina sp. Discocyclina sp. Orbitolites sp. Globigerina sp. Globorotalia sp. Rotalia sp. Pojasnila k tablam 9 do 34 ExpIanations of Plates 9—34 Table — Plates 9—34 Slike numulitin iz okolice Vipolž. Vse fotografije je naredil Ciril Gantar. The figures of nummulitins from the surroundings of Vipolže (Goriška brda, W. Yu-goslavia). Ali the photographs made by Ciril Gantar. Tabla 9 — Plate 9 SI. 1 — Fig. 1. Assilina reicheli Schaub, oblika B — B form, inv. št. 1849 SI. 2 — Fig. 2. Assilina reicheli Schaub, oblika B — B form, inv. št. 1909 SI. 3 — Fig. 3. Assilina reicheli Schaub, oblika B — B form, inv. št. 1875; nekoliko počasneje naraščajoči zavoji — somehow slowly increasing whorls 10 X povečano — 10 X enlarged Tabla 10 — Plate 10 SI. 1 — Fig. 1. Assilina major Heim, oblika B — B form, inv. št. 1790 Si. 2 — Fig. 2. Assilina major Heim, oblika B — B form, inv. št. 1787 4 X povečano, 4 X enlarged Tabla 11 — Plate 11 SI. 1 — Fig. 1. Assilina major Heim, oblika B — B form, inv. št. 1780 Si. 2 — Fig. 2. Assilina major Heim, oblika B — B form, inv. št. 1788 5 X povečano — 5 X enlarged Tabla 12 — Plate 12 SI. 1 — Fig. 1. Assilina major Heim, oblika A — A form, inv. št. 1886, ekvatorialni prerez — equatorial section Si. 2 — Fig. 2. Assilina major Heim, oblika A — A form, inv. št. 1886, površina — surface SI. 3 — Fig. 3. Assilina major Heim, oblika A — A form, inv. št. 1815 SI. 4 — Fig. 4. Assilina major Heim, oblika A — A form, inv. št. 1831 10 X povečano — 10 X enlarged Tabla 13 — Plate 13 Si. l — Fig. 1. Assilina major Heim, oblika B — B form, inv. št. 1812, precej nizki zavoji — with slightly lower whorls, 10 X povečano — 10 X enlarged SI. 2 — Fig. 2. Assilina cf. spira (De Roissy), oblika B — B form, inv. št. 1785, 5 X povečano — 5X enlarged Tabla 14 — Plate 14 SI. 1. —i Fig. 1. Assilina sp. (n. sp. Peyrac, Schaub), oblika B —■ B form, inv. št. 1846, ekvatorialni prerez — equatorial section, 10 X povečano — 10 X enlarged SI. 2 — Fig. 2. Assilina sp. (n. sp. Peyrac, Schaub), oblika B — B form, inv. št. 1807, površina — surface, 8 X povečano — 8 X enlarged Tabla 15 — Plate 15 SI. 1 — Fig. 1. Assilina medanica n. sp., oblika B — B form, inv. št. 1910 (holotip — holotypus), notranji zavoji — inner whorls, 10 X povečano — 10 X enlarged SI. 2 — Fig. 2. Assilina medanica n. sp., oblika B — B form, inv. št. 1902, površina — surface, 5 X povečano — 5 X enlarged SI. 3 — Fig. 3. Assilina medanica n. sp., oblika A — A form, inv. št. 1820, površina — surface, 10 X povečano —• 10 X enlarged SI. 4 — Fig. 4. Assilina medanica n. sp., oblika A — A form, inv. št. 1925, 10 X povečano — 10 X enlarged SI. 5 — Fig. 5. Assilina medanica n. sp., oblika A — A form, inv. št. 1764, 10 X povečano — 10 X enlarged SI. 6 — Fig. 6. Assilina medanica n. sp., oblika A — A form, inv. št. 1897, 10 X povečano — 10 X enlarged Tabla 16 — Plate 16 SI. 1 — Fig. 1. Nummulites friulanus Schaub, oblika B — B form, inv. št. 1774 SI. 2 — Fig. 2. Nummulites friulanus Schaub, oblika B —. B form, inv. št. 1911, notranji zavoji — inner whorls SI. 3 — Fig. 3. Nummulites friulanus Schaub, oblika B —< B form, inv. št. 1774, površina — surface SI. 4 — Fig. 4. Nummulites friulanus Schaub, oblika A — A form, inv. št. 1769, ekvatorialni prerez z visokimi zavoji — equatorial section with high whorls SI. 5 — Fig. 5. Nummulites friulanus Schaub, oblika A — A form, inv. št. 1775, aksialni prerez — axial section SI. 6 — Fig. 6. Nummulites friulanus Schaub, oblika A — A form, inv. št. 1924 SI. 7 — Fig. 7. Nummulites friulanus Schaub, oblika A — A form, inv. št. 1924, površina — surface 10 X povečano — 10 X enlarged Tabla 17 — Plate 17 SI. 1 — Fig. 1. Nummulites campesinus Schaub, oblika B — B form, inv. št. 1869 SI. 2 — Fig. 2. Nummulites campesinus Schaub, oblika B — B form, inv. št. 1847 SI. 3 — Fig. 2. Nummulites campesinus Schaub, oblika B — B form, inv. št. 1747 10 X povečano — 10 X enlarged Tabla 18 — Plate 18 SI. 1 — Fig. 1. Nummulites campesinus Schaub, oblika B — B form, inv. št. 1735 SI. 2 — Fig. 2. Nummulites campesinus Schaub, oblika B — B form, inv. št. 1738 SI. 3 — Fig. 3. Nummulites campesinus Schaub, oblika A — A form, inv. št. 1757 SI. 4 — Fig. 4. Nummulites campesinus Schaub, oblika A — A form, inv. št. 1757, površina — surface 10 X povečano — 10 X enlarged Tabla 19 — Plate 19 SI. 1 in 2 — Figs. 1 and 2. Nummulites cf. obesus D'Archiac et Haime, oblika B — B form, inv. št. 1752, obe polovici iste hišice — both parts of the same test, 5 X povečano -— 5 X enlarged SI. 3 — Fig. 3. Nummulites cf. obesus D'Archiac et Haime, oblika B — B form, inv. št. 1752, 10 X povečano — 10 X enlarged Tabla 20 — Plate 20 SI. 1 — Fig. 1. Nummulites manfredi Schaub, oblika B — B form, inv. št. 1905 SI. 2 — Fig. 2. Nummulites manfredi Schaub, oblika B — B form, inv. št. 1905, površina in septalni podaljški — surface and septal filaments 5 X povečano — 5 X enlarged Tabla 21 — Plate 21 SI. 1 — Fig. 1. Nummulites manfredi Schaub, oblika B — B form, inv. št. 1799 10 X povečano — 10 X enlarged Tabla 22 — Plate 22 Nummulites quasilaevigatus n. sp. oblika B, inv. št. 3791 (holotip), Vipolže, najvišji cuisij, 5 X povečan SI. 1. površina hišice S. 2. ekvatorialni prerez B form, inv. No. 3791 (holotypus), Vipolže, Upper Cuisian, 5 X enlarged Fig. 1. the surface of the test Fig. 2. equatorial section Tabla 23 — Plate 23 Nummulites guasilaevigatus n. sp. oblika B, Vipolže, najvišji cuisij, 10 X povečan B form, Vipolže, Upper Cuisian, 10 X enlarged SI. 1 — Fig. 1. inv. No. 1867 SI. 2 — Fig. 2. inv. No. 1848 Tabla 24 — Plate 24 Zgoraj: Drobnozrnat peščenjak z redkimi globigerinami in globorotalijami. Kožbanske plasti pri Beli južno od Kožbane, zbrusek št. 570. 9 X povečano Upper: Fine-grained sandstone with occasional globigerinas and globorotalias. Kožbana beds near Bela to the south of Kožbana, thin section No. 570. 9 X enlarged Spodaj: Breča s Siderolites, Nummulites, Operculina, Alveolina, Discocyclina in ko-ralinacejami. V teh plasteh se pojavlja tudi Discocyclina cf. trabayensis. Kožbanske plasti južno od Kožbane, zbrusek št. 3739. 9 X povečano Lower: Breccia (calcirudite) with Siderolites, Nummulites, Operculina, Alveolina, Discocyclina and Corallinaceae. In this strata also Discocyclina cf. trabayensis is to be found. Kožbana beds th the south of Kožbana, thin section No. 3739. 9 X enlarged Tabla 25 — Plate 25 Zgoraj: Breča z Orbitoides, koralami, hidrozoji in drobci mikro- in makrofavne. Kožbanske plasti južno od Kožbane (nahajališče 56), zbrusek št. 638. 9 X povečano Upper: Breccia (calcirudite) with Orbitoides, corals, hydrozoans and fragments of micro- and macrofauna. Kožbana beds to the south of Kožbana, thin section No. 638. 9 X enlarged Spodaj: Breča s Siderolites calcitrapoides, Operculina, Alveolina, Discocyclina, mi-liolidami in koralinacejami. Kožbanske plasti severnovzhodno od Nožnega, zbrusek št. 3741. 9 X povečano Lovver: Breccia (calcirudite) with Siderolites calcitrapoides, Operculina, Alveolina, Discocyclina, miliolids and Corallinaceae. Kožbana beds north-east of Nožno, thin section No. 3741. 9 X enlarged Tabla 26 — Plate 26 Zgoraj: Breča z Orbitoides, Nummulites, Alveolina, Discocyclina (tudi D. cf. trabayen-sis), miliolidami in ? briozoji. Kožbanske plasti pri Vrhovljah, zbrusek št. 3726. 9 X povečano Upper: Breccia (calcirudite) with Orbitoides, Nummulites, Alveolina, Discocyclina (also D. cf. trabayensis), miliolids and ? briozoans. Kožbana beds near Vrhovlje, thin section No. 3726. 9 X enlarged Spodaj: Breča s Siderolites, Nummulites, Operculina, Alveolina, Discocyclina (tudi D. cf. trabayensis) in koralinacejami. Kožbanske plasti južno od Kožbane, zbrusek št. 3739. 9 X povečano Lower: Breccia (calcirudite) with Siderolites, Nummulites, Operculina, Alveolina, Discocyclina (also D. cf. trabayensis) and Corallinaceae. Kožbana beds to the south of Kožbana, thin section No. 3739. 9 X enlarged Tabla 27 — Plate 27 Zgoraj: Breča z ? Lepidorbitoides, Miscellanea, Nummulites, Operculina, Discocyclina, koralinacejami in drugimi algami ter drobci rudistov. Kožbanske plasti južno od Kožbane, zbrusek št. 3735. 9 X povečano Upper: Breccia (calcirudite) \vith ? Lepidorbitoides, Miscellanea, Nummulites, Operculina, Discocyclina, Corallinaceae and other algae and with the fragments of rudists. Kožbana beds to the south of Kožbana, thin section No. 3735. 9 X enlarged Spodaj: Breča z Orbitoides media, Siderolites, Nummulites, Alveolina, Discocyclina, koralinacejami, miliolidami in ? briozoji. Kožbanske plasti severnovzhodno od Nožnega, zbrusek št. 3742. 9 X povečano Lower: Breccia (calcirudite) with Orbitoides media, Siderolites, Nummulites, Alveolina, Discocyclina, Corallinaceae, miliolids and ? briozoans. Kožbana beds north-east from Nožno, thin section No. 3742. 9 X enlarged Tabla 28 — Plate 28 Zgoraj: Breča z Orbitoides. Nummulites, Operculina, Discocyclina (tudi D. cf. tra-bayensis), ? Orbitolites, koralinacejami in drobci rudistov. Kožbanske plasti pri Vrhovljah, zbrusek št. 3729. 9 X povečano Upper: Breccia (calcirudite) with Orbitoides, Nummulites, Operculina, Discocyclina (also D. cf. trabayensis), ? Orbitolites, Corallinaceae and fragments of rudists. Kožbana beds near Vrhovlje, thin section No. 3729. 9 X enlarged Spodaj: Breča z Nummulites, Operculina, Discocyclina, rotalidami, orbitolinidami in koralinacejami. Kožbanske plasti južno od Kožbane, zbrusek št. 3737. 9 X povečano Lower: Breccia (calcirudite) with Nummulites, Operculina, Discocyclina, ritaliids, orbitolinids and Corallinaceae. Kožbana beds to the south of Kožbana, thin section No. 3737. 9 X enlarged Tabla 29 — Plate 29 Zgoraj: Breča z Orbitoides, Nummulites, Discocyclina in drobci rudistov. Kožbanske plasti južno od Kožbane (nahajališče 50), zbrusek št. 519. 9 X povečano Upper: Breccia (calcirudite) with Orbitoides, Nummulites, Discocyclina and fragments of rudists. Kožbana beds to the south of Kožbana, thin section No. 519. 9 X enlarged Spodaj: Breča z Omphalocyclus macroporus, Orbitoides, Discocyclina (tudi D. cf. marthae in D. cf. archiaci) in koralinacejami. Kožbanske plasti južno od Kožbane, zbrusek št. 3738. 9 X povečano Lower: Breccia (calcirudite) with Omphalocyclus macroporus, Orbitoides, Discocyclina (also D. cf. marthae and D. cf. archiaci) and Corallinaceae. Kožbana beds to the south of Kožbana, thin section No. 3738. 9 X enlarged Tabla 30 — Plate 30 Zgoraj: Debelo zrnata breča z Nummulites (.Nummulites ex gr. planulatus), Disco-cyclina in koralinacejami. V teh plasteh najdemo še Dentalium in Microcodium. Kožbanske plasti pri Vrhovljah, zbrusek št. 3728. 9 X povečano Upper: Coarse-grained breccia with Nummulites (Nummulites ex gr. planulatus), Discocyclina and Corallinaceae. In this strata occur also Dentalium and Microcodium. Kožbana beds near Vrhovlje, thin section No. 3728. 9 X enlarged Spodaj: Breča z Orbitoides, Nummulites, Discocyclina, Dentalium in koralinacejami. Kožbanske plasti vzhodno od Kojskega (nahajališče 60), zbrusek št. 552, 9 X povečano Lower: Breccia (calcirudite) with Orbitoides, Nummulites, Discocyclina, Dentalium and Corallinaceae. Kožbana beds to the east of Kojsko, thin section No. 552. 9 X enlarged Tabla 31 — Plate 31 Zgoraj: Drobno zrnata breča s številnimi hišicami mikroforaminifer in nekaj fragmenti makroforaminifer. Medanske plasti pri Pristavi v zahodnem delu Goriških brd (nahajališče 67), zbrusek št. 557. 9 X povečano Upper: Fine-grained breccia with numerous tests of microforaminifers and some fragments of macroforaminifers. Medana beds near Pristava in the western part of Goriška brda, thin section No. 557. 9 x enlarged Spodaj: Breča z Nummulites, Alveolina, Discocyclina, Globorotalia in Rotalia. Medanske plasti vzhodno od Vipolž (nahajališče 25), zbrusek št. 647. 9 X povečano Lower: Breccia (calcirudite) with Nummulites, Alveolina, Discocyclina, Globorotalia and Rotalia. Medana beds to the east of Vipolže, thin section No. 647. 9 X enlarged Tabla 32 — Plate 32 Zgoraj: Drobneje zrnata breča z Nummulites, Operculina, Alveolina, Discocyclina, Globorotalia in miliolidami. Medanske plasti vzhodno od Zgornjega Cerovega (nahajališče 20), zbrusek št. 624. 9 X povečano Upper: Finer-grained breccia with Nummulites, Operculina, Alveolina, Discocyclina, Globorotalia and miliolids. Medana beds to the east of Zgornje Cerovo, thin section No. 624. 9 X enlarged Spodaj: Breča z Nummulites, Alveolina, Discocyclina, Globigerina in Rotalia. Medanske plasti vzhodno od Vipolž (nahajališče 25), zbrusek št. 648. 9 X povečano Lovver: Breccia (calcirudite) with Nummulites, Alveolina, Discocyclina, Globigerina and Rotalia Medana beds to the east of Vipolže, thin section No. 648. 9 X enlarged Tabla 33 — Plate 33 Zgoraj: Breča z Nummulites, Operculina, Alveolina, Discocyclina, Globorotalia in koralinacejami. Medanske plasti vzhodno od Vipolž (nahajališče 2), zbrusek št. 641. 9 X povečano Upper: Breccia (calcirudite) with Nummulites, Operculina, Alveolina, Discocyclina, Globorotalia and Corallinaceae. Medana beds to the east of Vipolže, thin section No. 641. 9 X enlarged Spodaj: Breča z Nummulites, Assilina, Alveolina in številnimi drobci foraminifernih hišic Medanske plasti vzhodno od Vipolž (nahajališče 23), zbrusek št. 586. 9 X povečano Lovver: Breccia (calcirudite) with Nummulites, Assilina, Alveolina and numerous fragments of foraminifers tests. Medana beds to the east of Vipolže, thin section No. 586. 9 X enlarged Tabla 34 — Plate 34 Zgoraj; Breča z Nummulites, Alveolina in Discocyclina. Medanske plasti severno- vzhodno od Vipolž (nahajališče 40), zbrusek št. 615. 9 X povečano Upper: Breccia (calcirudite) with Nummulites, Alveolina and Discocyclina. Medana beds north-east of Vipolže, thin section No. 615. 9 X enlarged Spodaj: Apnenec s številnimi alveolinami, redkejšimi numuliti, asilinami in disko-ciklinam i. Blok v medanskih plasteh vzhodno od Vipolž (nahajališče 1 b), zbrusek št. 531. 9 X povečano Lovver: Limestone with numerous alveolinas, occasional nummulits, assilinas and discocyclinas. The block of stone in Medana beds to the east of Vipolže, thin section No. 351. 9 x enlarged 6 — Geologija 17 Tabla 24 — Plate 24 7 — Geologija 17 8. Stratigrafija kožbanskih in medanskih plasti Rajko Pavlovec Tabela 11 Po raziskavah mikrofosilov v kožbanskih in medanskih plasteh je bilo mogoče natančno določiti starost teh sedimentov. Plasti smo* uvrstili v nano-planktonske, planktonske in makroforaminiferne biocone. Čeprav drugod še vedno niso zadovoljivo usklajene takšne različne biocone, nam v Goriških brdih uskladitev ni povzročala bistvenih težav. Problemi uskladitve biocon nastajajo zato, ker redko najdemo profile, kjer je mogoče na istem mestu preučevati biocone s pomočjo različnih fosilnih ostankov. Zato paleontologi in stratigrafi kombinirajo' biocone več profilov, pri tem pa seveda nastanejo netočnosti, ki jih še poveča vpliv subjektivne presoje. To1 vodi tako daleč, da isto biocono' postavljajo različni avtorji v različen čas. Današnje stanje pri preučevanju biocon je takšno', da poznamo zaporedje različnih biocon. So pa še različne interpretacije pri njihovi kronologiji ali pri korelaciji biocon raznih skupin. Pri raziskavah v Goriških brdih smo' se odločili za naslednje. Makroforaminiferne biocone so v Goriških brdih le redko' uporabne, ker so bogata nahajališča teh mikrofosilov redka, daljših profilov z makroforaminiferami pa sploh ni. Tudi za planktonske biocone ni mogoče vedno najti dovolj in dobro ohranjenih značilnih vrst; še največ je nanoplanktona. Zato smo se naslonili predvsem na nanoplanktonske biocone in s tem na stratigrafsko interpretacijo', ki jo zagovarjata Proto Decima in Todesco (cf. 1968, 73 do 75). Na nanoplanktonske biocone smo' potem navezali tudi planktonske in makroforaminiferne. Dosedanja starost kožbanskih in medanskih plasti je bila podana takole (Pavi ovec, 1966, 244). Po erozijski fazi, ki je sledila odložitvi podsabotin-skih plasti, so se v paleocenu začele usedati kožbanske plasti; del teh naj bi bil še spodnjeeocenski. Nato so se sedimentirale medanske plasti. Opora za takšne razlage je bila zlasti podvrsta Nummulites partschi tauricus, ki je živela v cuisiju. V paleontološkem opisu makroforaminifer sem omenil, da je bila dosedanja določitev te vrste napačna. Nadalje sem v zgornjem delu kožbanskih plasti našel Nummulites aff. subplanulatus in Operculina cf. subpustulosa, kar oboje govori za ilerdijsko' starost, najbrž njen srednji ali zgornji del. To potrjujejo tudi raziskave nanoplanktona v profilih G in F. Kožbanske plasti so nastajale v času biocon z Discoaster multiradiatus, oziroma Globorotalia pseu-domenardii in G. velascoensis. Spodnji del medanskih plasti (profil A) sega vsaj še v cono z Globorotalia velascoensis. Potemtakem so vsi doslej znani deli kožbanskih plasti paleocenske starosti, medanske plasti pa so* se začele usedati v spodnjem delu cuisija ali morda celo' v zgornjem ilerdiju. Vprašanje je, kdaj so začele nastajati kožbanske plasti? Po' planktonskih foraminiferah doslej nismo našli starejših plasti od biocone z Globorotalia pseudomenardii. Nadalje smo v breči iz spodnjega dela kožbanskih plasti našli hišice numulitov. Ti pa niso živeli pred ilerdijem. Iz tega sledi, da je celotno zaporedje kožbanskih plasti nastalo' v ilerdiju. To pa pomeni izredno' hitro sedimentacijo', zakaj kožbanske plasti so debele vsaj nekaj sto metrov. Po prejšnji stratigrafski interpretaciji (Pavlovec, 1966, 244) naj bi medanske plasti nastajale od nižjega dela cuisija do meje cuisij-lutecij. Sedaj smo jih preučevali v profilih A, C, B in D. Ugotovili smo, da sega njihova sedimentacija od biocone z Globorotalia velascoensis do biocone z Discoaster lodoensis oziroma Globorotalia aragonensis, kar pomeni, od najvišjega ilerdija do najvišjega cuisija, pri čemer spodnja meja ni najbolj zanesljiva. V najvišjem delu medanskih plasti je pri Vipolžah bogato nahajališče numulitin. To najdišče prištevamo bioconi z vrsto Assilina major, oziroma Alveolina violae ali Nummulites polygyratus. Po značilni makroforaminiferni favni — Assilina major, Nummulites friulanus, N. manfredi — prištevamo* te fosiliferne plasti najvišjemu cuisiju (cf. Schaub, 1962a, 538). Castellarin in Zucchi (1963, 209—211) omenjata plasti pri Rožacu in Noaksu v Furlaniji, ki so zaradi enakega favnističnega inventarja brez dvoma enake starosti kot vipolške plasti. Italijanska paleontologa sicer dopuščata možnost, da so fosilo-nosne plasti v Furlaniji spodnjelutecijske (str. 209). Do te misli ju je privedla favna, ki po nekaterih elementih nekoliko spominja na lutecijsko in zaradi česar sem bil tudi sam dolgo* prepričan, da so ta nahajališča spodnjelutecijska. Ob natančni preučitvi numulitin iz Vipolž pa sem ugotovil, da soi te »lutecijske« oblike spodnjecuisijski sorodniki pravih lutecijskih vrst. Tako Castellarin in Zucchi omenjata iz Furlanije obliko Assilina cf. tenuimarginata, ki je prav verjetno Assilina medanica n. sp., njun Nummulites cf. laevigatus pa N. quasilaevigatus n. sp. Na zgornjecuisijsko starost kažejo tudi planktonske fora-minifere, najdene v nahajališču pri Vipolžah. Tabela 11 — Table 11 Starost kožbanskih in medanskih plasti The age of Kožbana and Medana beds Starost Age Plast Bed Biocona — Biozone Discoaster lodoensis Globorotalia Assilina Nummulites aragonensis major polygyratus cuisij Medanske Cuisian plasti Marthasterites tribrachiatus G. formosa formosa Medana beds Discoaster binodosus Globorotalia subbotinae Marthasterites contortus ilerdij Kožbanske Ilerdian plasti Discoaster multiradiatus Globorotalia pseudomenardii Kožbana beds Biostratigraphy of the Paleogene Beds of Goriška Brda Biostratigrafia degli strati paleogenici in Goriška Brda Franc Cimerman Prirodoslovni muzej Slovenije, Ljubljana, Prešernova 20 Rajko Pavlovec and Jernej Pavšič Katedra za geologijo in paleontologijo, Univerza v Ljubljani, Ljubljana, Aškerčeva 12 Livio Todesco Istituto di geologia, paleontologia e geologia applicata dell'Universita di Padova. C. N. R. Contributo di ricerca. Padova, Via Giotto 20 From the Paleogene Flysch of Goriška Brda (Gorica Hills) the 49 spe-cies and subspecies of nannoplankton, 17 species of planktonic foraminifers and 11 species of nummulitins were determined. The new species are Assilina medanica and Nummulites quasilaevigatus. Flysch is divided in Kožbana beds belonging to Ilerdian, and Medana beds of Cuisian age. The Kožbana beds belong to the Discoaster multiradiatus respectively Globorotalia velascoensis zone, and the Medana beds to the Marthasterites contortus, Discoaster binodosus, M. tribrachiatus and D. lodoensis, re-spectively Globorotalia subbotinae, G. formosa formosa and G. arago-nensis zone. Dal Flysch paleogenico di Goriška Brda (Colli Goriziani) erano deter-minate 49 specie e sottospecie di nannoplankton, 17 specie di foramini-feri planktonici e 11 specie di nummulitine. Le specie nuove sono Assilina medanica e Nummulites quasilaevigatus. Flysch e diviso in strati di Kožbana di Ilerdiano ed in strati di Medana di Cuisiano. Gli strati di Kožbana appartengono ai biozoni con Discoaster multiradiatus cppure ai Globorotalia velascoensis, gli strati di Medana negli biozone con Marthasterites contortus, Discoaster binodosus, M. tribrachiatus e D. lodoensis rispettivamente Globorotalia subbo.inae, G. formosa formosa e G. aragonensis. Sampling cf the microfauna sections Figs. 1 to 4 Rajko Pavlovec and Jernej Pavšič Figures 1 to 4 indicate the position of the nine sections, along which samples have been collected for the study of microforaminifers and nannoplankton. Profile F and the lower part of G are crossing the Kožbana beds, sections A, C-I, C-II, C-III, B, E and D are crossing the Medana beds. They are situated in Goriška Brda and on the southern slopes of the Korada. A number of samples have also been taken from isolated outcrops of the Kožbana and Medana beds. Nannoplankton Livio Todesco Tables 2—3, Plates 1—4 Along the examined sections, zones have been found containing Discoaster multiradiatus, Marthasterites contortus, Discoaster binodosus, Marthasterites tri-brachiatus and Discoaster lodoensis. The definitions of the nannoplankton forms and their taxonomy are shown on pages 23—29 and on plates 1—4. The zoning of the sections based on nannoplankton is given on the table 2. Microforaminifera Franc Cimerman and Jernej Pavšič a) Biostratigraphy Table 4 Secticn F. Foraminifera have been found in sample F/2 only, the defined species are: Globorotalia velascoensis, G. aequa, G. subbotinae, Turborotalia primitiva, Globigerina linaperta and G. prolata. The species Globorotalia velascoensis cannot be found above the Paleocene-Eocene boundary (B o 11 i, 1957a, 63; P os turna, 1971, 218). The abundance of G. aequa flourished in the youngest Paleocene and continued up to- Lower Eocene, the culmination of the development of Globorotalia subbotinae was in Lower Eocene. For these reasons the authors concluded that the sample F/2 belongs to the upper part of the biozone including the species Globorotalia velascoensis, where already elements of younger fauna appeared. The sedimentation process of the Kožbana and Medana beds was very fast as has been proved in other examined profiles. Therefore it is assumed that the whole profile F belongs to the biozone containing the species Globorotalia velascoensis. Section G. This is the thickest of ali the sections examined. No significant differences in fauna have been found indicating rapid sedimentation in the area. In the Kožbana beds, near the common Globorotalia velascoensis, the G. aequa, Globigerina linaperta, Globigerina velascoensis, Globigerina triangu- laris, Turborotalia primitiva and Globorotalia subbotinae appear as well. The fauna indicates the younger part of the Globorotalia velascoensis zone. This part is overlain by a complex of finely grained rocks, where Globorotalia subbotinae prevails, along with the species Globorotalia aequa, Globige-rina linaperta, G. triangularis, Turborotalia mckannai, T. primitiva, Chiloguem-belina cubensis and some benthonic species. This portion was attributed to the Globorotalia subbotinae zone. Section A. In this profile the older part of the Globorotalia subbotinae zone appears as indicated by the rareness of the occurrences of the Upper Paleocene species Globorotalia velascoensis. With these species appear also Globigerina triangularis, G. linaperta, Turborotalia primitiva, Chiloguembelina cubensis and some benthonic species as well. The sections C-I, C-II, C-III are from the Medana beds. These are short profiles of approximately the same age, as was confirmed by the analysis of the foraminiferal fauna. Two Globorotalia species occur, Globorotalia aequa and G. subbotinae of which G. subbotinae is more common in rich assemblage. These three profiles are therefore attributed to the Globorotalia subbotinae zone and the occurrence of Globorotalia aequa indicates the relatively older age of this zone. Section B. Five samples have been taken from this profile, but their con-tents in foraminifers is not rich. Three Globorotalia forms were determined, Globorotalia aequa, G. subbotinae and G. cf. formosa gracilis. From the last we could imply a slightly yo specimens of this species, one on Plate 44, the other one Plate 45; in our opinion only the specimen on Pl. 45 is Globorotalia varianta. Globigerina velascoensis Cushman Plate 5, Fig. 5 The test of the specimen has the characteristical shape for this species. The ultimate chamber covers nearly the whole test, and is strongly flattened. The last whorl comprises three chambers with a smooth surface. This species is not very frequent in our samples. It can easily be distinguished from the other species of Globigerina by the characteristical last chamber and by its size. In Slovenia this species was mentioned by K r a š e n i n n i k o v et al. (1968, 123) from the surroundings of Podnanos, and by Pavšič (1962, 42) from the Podsabotin beds near Kališe and near Lijak. The species Globigerina velascoensis ranges from the Ilerdian zone with Globorotalia pseudomenardii to the beginning of Eocene. Globorotalia aequa Cushman et Renz Plate 6, Figs. la—c The trochospiral test has a very hispid surface. The last whorl consists usually of five chambers. The final chamber represents about 1/3 to 1/2 of the test. The dorsal side is slightly, whereas the ventral side is strongly convex. Sometimes the peripheral margin of the test is distinct. The species without the peripheral margin forms smooth curves from the dorsal to ventral side. The chambers are laterally inflated. In this respect they differ from Globorotalia subbotinae Morozova. It also- differs by its rougher surface and its less distinctive peripheral margin than G. subbotinae. The species is very variable, as has been described by many authors. Luterbacher (1964, 670) classified the characteristics of the group Globorotalia aequa with 17 species and sub-species. Globorotalia aequa has been mentioned from Podnanos (Kraše-ninnikov et al., 1968, 123) and from the Podsabotin beds in southwestern Slovenia near Kališe and Lijak (Pavšič, 1971, 34). The species Globorotalia aequa ranges from the Globorotalia pseudomenardii zone to the Globorotalia subbotinae zone. Globorotalia aragonensis Nuttal Plate 6, Figs. 3a, b The test is umbilico- convex. There are from 6 to 7 chambers in the last whorl. According to Bolli (1957, 75) the umbilicus should be deep and open. Our specimens, however, have the umbilicus clogged with sediment, which could not be removed even by ultrasonic treatment. Globorotalia aragonensis is easily discernible, in literature synonymous Globorotalia are rare. The species shows sinistral coiling, that implies the zone G. aragonensis, and not the older zone G. formosa formosa where dextral coiling prevails. In Lizard Springs formation it ranges from Lower Eocene in the Globorotalia formosa formosa zone to- Globorotalia aragonensis zone and continues intoi the G. bullbrooki zone. This species has already been found in Slovenia near Ustje in Vipava valley (De Zanche et al., 1967). Globorotalia caucasica Glaessner Plate 8, Figs. 2a, b The shape of the test is trochospiral, the dorsal side is flat or almost flat, the ventral side is strongly convex. In the last whorl there are up to- 6 subconical chambers. The conical edges of the chambers encircle fairly wide umbilicus. Ali specimens released by the authors were rather badly preserved and could not be studied in detail. The species Globorotalia caucasica has been described or quoted under different names. Due to some apparent similarities with the species Globorotalia velascoensis it has also been described under this name, which leads even to erroneous stratigraphic conclusions, as the range of Globo- rotalia velascoensis is confined tO' Paleocene (Hillebrandt, 1962, 137; 1964, 198). The oldest of the synonyms is Globorotalia caucasica, described by Glaessner (1964, 685) and it is used here- in the description. According to Hillebrandt the species G. caucasica is identical even with G. formosa formosa Bolli (Bolli, 1957a). The age of ali synonymcus species is Lower Eocene with the exception of Globorotalia velascoensis that according to- S u b b o> t i n a extends to- Middle Eocene. Samuel and S a 1 a j named the zone after the subspecies Globorotalia aragonensis crater that includes the whole Cuisium. Globorotalia cf. formosa gracilis Bolli Plate 8, Figs. la, b The specimens from profile B conform in shape of the test and chambers to the descriptions of the holotype, the only difference being in the number of chamber in the last whorl. In our specimens the last whorl contains up to' five chambers and never six. According to B o 11 i' s description it may con-tain five to six. For this reason and due to the limited number of specimens this has been specified as "cf". Samuel and Sala j (1968, 156) quoted the subspecies Globorotalia formosa gracilis as the synonym of the subspecies G. subbotinae subbotinae, with which the authors disagree. For the subspecies G. formosa gracilis the authors have only one description and picture for com-parison whereas for G. subbotinae there was sufficient material for comparison from Northern Italy, as well as very good specimens from our own collection which confirms that the twoi species are not indentical. In Slovenia the subspecies Globorotalia formosa gracilis was formerly re-ported from the Eocene of the Pivka basin (Gospodaric et al., 1967, 12). Globorotalia quetra Bolli The peripheral margins of the tests are acute although the proper keel is missing. B o 11 i' s description of the holotype mentions frequent presence of a peripheral keel in the early chambers of the last whorl. It seems, therefore, that some tests are without keel. In the Lizard Springs formation Globorotalia quetra is found in the Globorotalia formosa formosa and G. aragonensis zone. Hillebrandt (1962, 144) placed it into the "G" zone (Globorotalia rex) only. Globorotalia subbotinae Morozova Plate 6, Fig. 2 The species Globorotalia subbotinae is considered by various authors either as the marker species or as an auxiliary marker of the Lowest Eocene zone. As the synonyms of this species a number of different orther species has been quoted, those are ali of about the same stratigraphical range. Sometimes the species G. subbotinae is in the synonymy of other species or subspecies, such as Globorotalia crassata (Cushman), G. simulatilis (Schwager), G. formosa gracilis Bolli, and G. rex (Martin). This indicates rather a wide variability of these species. It is also possible that the authors value various taxonomic cha-racteristics differently. The considerable variability exists in the size of the last chamber, in the width of the peripheral keel, and in different grades of 8 — Geologija 17 convexity of the dorsal side of the test. The specimens have been compared with the data from literatures and with the material from Northern Italy. These comparisons lead to* the conclusion, that the specimens are of Globorotalia subbotinae, and not of some similar, stratigraphically equivalent species. Only one specimen was formerly found in flysch near Podnanos (Krašeninnikov et al., 1968, 123). The range of Globorotalia subbotinae is Upper Paleocene, Lower Eocene, and extends to the G. aragonensis zone. Globorotalia velascoensis Cushman Plate 7, Figs. la—c The test is trochospiral, the dorsal side is flat or very slightly convex, the ventral side is strongly convex. The chambers are elongated and usually form an umbilical co-llar. In our specimens this collar is not very distinct, sometimes even missing. The outer wall of the chambers is somewhat concave. The test is ornamented with a more or less distinctly beaded or spinose keel. In the last whorl there are usually more than five chambers, in our specimens mostly five to seven. The specimens from Trinidad have five final chambers, gradually increa/sing in size. The direction of coiling is random, becoming sinistral in younger zones (Bolli, 1967, 69). Sinistral coiling has been ob-served in our specimens as well. Globorotalia velascoensis ranges from the G. pusilla zone to the end of the G. velascoensis zone. Turborotalia crassaformis (Galloway et Wissler) This is one of the variable species. It is difficult to decide whether the different forms belong to the same species or entirely to the different species. Various authors are of different opinion, as can be seen in the synonymy quoted for this particular species. Subbotina (1953, Engl. translation 1971, 290) includes even the recent species "Pulvinulina crassata" Brady. Samuel and S a 1 a j quote the species Turborotalia crassaformis as the synonym of the subspecies Acarinina crassata densa. The age of ali synonymous species is between Upper Paleocene and Middle Eocene. Turborotalia mckannai White The test is trochospiral, the wall finely beaded or spinose. There are five chambers in the last whorl. The number of chambers varies in the species; Loeblich and Tappan (1957, 181) mentioned specimens with five to> seven chambers. The peripheral margin is indistinct, and the dorsal side passes gradually into> the ventral side. The chambers are globular. Ali these signs indicate either the species is Globorotalia (Bolli, 1957, 79), or Turborotalia (Loeblich and Tappan, 1964), rather than Globigerina (Loeblich and Tappan, 1957, 181). In Slovenia the presence of Turborotalia mckannai has already been re-ported from the Paleocene flysch near Podnanos (Krašeninnikov et al., 1968). The species occurs in the Globorotalia pseudomenardii zone. Turborotalia primitiva (Finlay) Plate 7, Figs. 2a—c The species Turborotalia primitiva shows nearly no variability. This can also be seen in the synonyms given by various authors, where the name of the species is never doubtful. The genus might be questionable but this is the problem of taxonomic classification of the Globorotalidae and G1 o> -bigerinidae, Turborotalia primitiva occurs in Eocene flysch of the Pivka basin (Gos p od ari č et al., 1967, 12) and in the Podsabotin beds near Ka-liše, Grčarevec and Lijak (Pavšič, 1971, 40). According to- literature Turborotalia primitiva occurs in Upper Paleocene and Lower Eocene. Turborotalia soldadoensis angulosa (Bolli) Only one specimen of this subspecies bas been found. It differs by having four chambers in the last whorl and not five as the figured holotype. The shape of the test as well as that of the1 chambers corresponds with the holotype. This subspecies has already been found in the Eocene flysch in the Pivka basin (Gospodaric et al., 1967, 12). Chiloguembelina cubensis (Palmer) Plate 8, Fig. 3 The chambers are biserially arranged. The aperture is on the base of the last chamber and is clearly visible. Some specimens are laterally slightly twisted. The base is spiral. According to various authors, this species ranges from Eocene onwards. Macroforaminifera Rajko Pavlovec a) The Nummulitinae locality near Vipolže The Nummulitinae locality near Vipolže (45' 58' 5": 13° 32'5") is one of the richest in Slovenia. Nummulitinae occur in flysch breccia and in flysch marl, belonging to the Medana beds. Beside Nummulites and Assilina there are also-fragments of Pelecypods and Gastropods as well as many planktonic and benthonic microforaminifers. The Nummulitinae tests near Vipolže are not well preserved. Some species could not be splited by the method of heating and quenching. Tests of the microsphaeric generation are prevailing, due to the greater depth where these Nummulites lived, as has already been stated by De Z a n c h e , Pavlovec and Proto Decima (1967, 216—217). Assilina reicheli Schaub Plate 9 Form B. The test is flat, isomewhat thicker in its central part, thinning out towards the border, where it ends abruptly. The edge is not sharp, but com- paratively less rounded than the species Assilina major. In the centre there is an indistinct boss, composed of cylindrical granulae. The radial ridges are granular, especially towards the centre of the test. The internal \vhorls are of lower height, and increase uniformly, the external whorls increase quickly. The septa are slightly curved or even stright in the internal whorls, and more inclined in the external ones. In the internal whorls the height of the chambers exceeds their lenght, in the younger whorls the chambers are isometric or even longer than their height. Form A. The test has in its centre distinct pustules that diminish and disappear towards the periphery of the test, making obvious the radial ridges. The rounded and large protoconch is flat only along the deuteroconch. The first and the last whorl increase in height quickly, the second and the third slowly. The marginal cord is thick. The septa are either flat or slightly bent and inclined. Statistical data for the species Assilina reicheli from Vipolže are shown in the Table 5. Assilina major Heim Plates 10—13 and Fig. 1 Form B. The largest test has a diameter of 24 mm, but usually the diameter of the specimens is about 13 mm (sizes of some specimens are quoted in the SI o vem an text on page 58). The thickness of the test is 2—3 mm. Their characteristic form is a nearly flat disc, somewhat raised in the centre. Better preserved specimens have a boss or a few closely spaced pustulae at the centre. Characteristical, rather wide ridges run around and paraleli to its edge, making the surface of the test appear undulated. The marginal cord is thick, especially in the internal whorls. The internal whorls increase slowly and the external much more quickly. The septa are usually somewhat inclined to the marginal cord and rarely nearly in a per-pendicular position. In the inner whorls the septa are slightly curved while in the external whorls the septa in their upper part are bent more strongly backwards. The height of the chambers exceeds their lenght and isometric ones are rare. Form A. The tests range from 4.5 to 7.5 mm in diameter, having a thickness of 1.5 mm. They are nearly flat discs, well rounded at their edges. In the centre they are either concave or convex. The radial and spiral ridges are granular, especially in the central part and sometimes up to the edge. The protoconch is large and nearly spherical, the deuteroconch is oval. The first whorl increases quickly, ali the others increase slowly but sometimes the height is constant and in some specimens it even deereases. The marginal cord is thick. The septa are thin and slightly bent; in the external whorls they are more inclined than in the internal whorls. Statistical data are shovvn in Table 6. Assilina cf. spira (De Roissy) Plate 13, Fig. 2 Only one large specimen of Assilina was found with higher whorls and larger chambers than that of the species Assilina major. According to these characteristics, it approximates the species Assilina spira 1 (Pavlovec, 1969, 16—17) and Assilina spira 2 (Pavlovec, ibid.). Ho-wever Assilina spira 1 (most probably a new species between Assilina major and Ass. spira) is smaller, has lower whorls and much denser septa, and the Assilina spira 2 (= Ass. spira type) has a larger test and somewhat shorter chambers than that of the present species. Therefore the Assilina cf. spira from Vipolže represents an original feature, and seems to be an abnormally large specimen belonging either to Assilina major or to Ass. spira 1. The test has the diameter of 25 mm with 8 whorls. Its surface is similarly undulated as in Assilina major. The majority of the chambers are of greater height than lenght, some chambers are nearly isometric. The septa are flat and only in their upper part slightly bent. Assilina sp. (n. sp. Peyrac, Schaub) Plate 14 The species has been determined from the specimens supplied by prof. Hans Schaub. The tests are of microsphaeric form, in the centre somewhat thickened and thinner towards the periphery. The whorls are slowly increasing. The septa are only slightly bent and inclined. The height of the chambers slightly exceeds the lenght and sometimes they are nearly isometric. The tests are smaller than those of the species Assilina tenuimarginata, but larger than those of Assilina reicheli, and rather similar to* the species Ass. medanica n. sp. Assilina medanica n. sp. Plate 15 Diagnosis: Assilina with a flat test, low whorls — those increase slowly — and with long, sometimes nearly isometric chambers. Derivatio' nominis: The name is derived from the village Medana in Goriška Brda (Slovenia, West Yugoslavia). Holotypus: Form B, Inv. No. 1910 of the Rajko Pavlovec collection, Institute for geology and paleontology, Ljubljana University, Ljubljana. Paratypes: Inv. Nos. 1803, 1809, 1850, 1889, 1891, 1902 and 1917 forms B, ali from the same collection as holotypus. Locus typicus: Nummulites locality to the east of Vipolže, Goriška Brda, Slovenia, Yugoslavia (45° 58' 5" : 13° 32' 5"). Stratum typicum: Late Late Cuisian. Form B. The tests are of medium size, in the centre somewhat thicker, but often also flat or slightly concave. As often observed in Assilina, the outer shape of the test may vary. The periphery is not very sharp; the test thins towards the edge. The centre of the test is densely pustulated. In some specimens the pustules are united and form a central boss, granulated on its top. The other elements on the surface of the test fo-llow the disposition of the septa and the marginal cord. Especially toward the central part of the test the radial ridges are often made of rounded or elongated granulae. The shape of the chambers of the last two whorls can be clearly seen also at the surface of the test. Most of the whorls somewhat increase in height, but not equally in ali parts of the test. Two or three inner whorls are low. The rate of increase in the height of the 4,h, 5th, and 6th whorls is quicker but the rate is much faster after the 6th whorl. The increase of the last few w(horls is very small, but they may remain of nearly the same height. The marginal cord is thin in the inner whorls and thickens towards the external whorls. The septa are slightly bent or nearly flat. The height of the chambers, in mast cases, exceeds their lenght, but isometric chambers are not very rare- In a few chambers the length exceeds the height. Many specimens of the species Assilina medanica from Vipolže are ano-malous. Their whorls are often pressed closely together, probably due to mechanical damage. Due to such damages the shape of the chambers as well as the co-urse of the marginal cord changes. Form A. The test of the A form is also thick at the center. The edge is sharp. In the centre the test has the strongest pustules, that frequently unite into a central boss. The radial ridges are flat and granulated. The whorls increase slowly but regularly. In a few cases some of the whorls may also slightly decrease in height. The marginal cord is thin, the septa are slightly inclined or nearly perpendicular. The septa are thicker and more distinctly bent only at the top. The protoconch is oval. The deuteroeonch is smaller than the protoconch. In the chambers of internal whorls the height generally exceeds the lenght. In the external whorls the lenght of the chambers exceeds their height, while the chambers of the intermediate whorls are mainly isometric. Statistical data for the species Assilina medanica are given on the Table 7. Comparison and remarks. Assilina medanica resembles mostly the species Assilina n. sp. from the vicinity of Ferme Peyrac, Chaupenne, and Bergouey, Chalosse, both in the County Landes in France. The author possesses original specimens for comparison from these sites. Assilina medanica differs from these by lower whorls and a more flattened test (Assilina n. sp. Peyrac has a slightly bulging test at the centre). According to these characteristics Assilina medanica slightly resembles the Ass. exponens (Sowerby), but Ass. exponens is much larger and has higher whorls, which increase more quickly in height. Assilina tenuimarginata Heim is also interesting. Schaub (1963, 294) designated this form as Assilina exponens tenuimarginata Heim, and attributed it to the species Ass. exponens. Most characteristic ls the test which is very thin at the edge. This can also be observed in some specimens of the species Assilina n. sp. Peyrac, while it is not the characteristic of Assilina medanica. Assilina tenuimarginata differs from Ass. exponens by its smaller test, lower whorls and longer chambers, some of these characteristics are rather similar to the species Assilina n. sp. Peyrac. Therefore it is difficult to consider Assilina tenuimarginata a subspecies of the species Assilina exponens. The species most probably originates from the form, related to Assilina n. sp. Peyrac. According to the author, Assilina tenuimarginata may represent an individual species. Assilina medanica may occur simultaneously with Assilina n. sp. Peyrac or even a little later. Considering the very delicate marginal cord, septa and the lenghth of the chambers, Assilina medanica must be attributed to the evolutionary series of Assilina exponens and not to the series of Assilina spira. Assilina medanica has low whorls and long chambers, so it cannot be one of the intermediate forms between Assilina n. sp. Peyrac and Ass. tenuimarginata. These species also differ from Assilina medanica in having thin and compressed edge. The author is of the opinion that both species Assilina medanica and Ass. n. sp. Peyrac have a common predecessor, but the evolution of Ass. medanica followed a rather independent course: - Ass. n. sp. Peyrac —> Ass. tenuimarginata common predecessor Assilina medanica The common predecessor is unknown, as the species Assilina reicheli cannot directly be connected to Ass. medanica, due to> the relatively quick increase of whorls and strong structural elements in the equatorial section of the Ass. reicheli. These indicate more complicated evolutionary trends of the assilinas as has been known until now. There is no doubt that the phylogenesis of both main evolution lines of Assilina exponens and Ass. spira are devided into- more branches. At the same time the origin of both series has not been sufficiently studied, as yet. It is not very convincing that the species Assilina pustulosa Doncieux is the predecessor of the series with Assilina exponens and neither the Ass. leymeriei D'Archiac et Haime of the series with Ass. spira. Nummulites friulanus Schaub Plate 16 Form B. The test is thick and bulging. Towards the sharpe edge it thins out quickly. The majority of the tests are smaller than 10 mm and their thickness ranges from 3.3 to 4 mm. On the surface there are numerous strong pustules which increase towards the centre. Radial ridges appear only near the pe-riphery and are either straight or slightly undulating. The whorls increase slowly and continuously. The external ones are often irregular and badly pre-served. Near the border the whorls are somewhat lower than those in the interior of the test. The chambers' height exceeds the length near the centre. In the latter whorls the length increases. The chambers become first isometrical and then the length exoeeds the height. The septa with feet are slightly bent. Form A. The surface is covered with densely rounded granulae. The whorls increase regularly, except for the first one which increases very quickly. The marginal cord is thick, the septa are thin and inclined. Statistical data are in the Table 8. Remarks. One specimen of the microsphaeric generation with a radius of 4.8 mm having 18 whorls, has been found in Vipolže. The surface resembles the species Nummulites friulanus, but its very low whorls appear as the species N. verneuili. Hovvever the specimen from Vipolže has in its middle part somevvhat higher whorls than the JV. verneuili. The height decreases from the fifteenth whorl which occurs later in the species JV. verneuili. The height of the whorls, the shape of the septa as well as the chambers of the present specimen resemble very much the species JV. friulanus, therefore the author considers it as an extremely large specimen of this species. The comparison between the typical specimens of the species Nummulites friulanus and N. verneuili (cf. Schaub, 1962a, Pl. 5a, b) shows that the inner part of the test of N. friulanus has relatively higher chambers, but it is not so in N. verneuili. Nearly identical shape of the internal whorls would have been expected if they were really closely related. Therefore the author is of the opinion, that N. friulanus is not the immediate predecessor of N. verneuili. Nummulites campesinus Schaub Plates 17 and 18 Form B. The test is thick and the thickness of the test increases con-tinuously towards its centre, the periphery is rounded. The surface is strongly pustulated, similar to those of Nummulites friulanus. The internal whorls in-crease in height slowly, and approximately from the sixth whorl on the height remains constant. The marginal cord is thick. The septa are strongly inclined with full length, constant thickness and have feet. In the internal whorls the height of the chambers exceed the length while in the external ones their length increases. Form A. The protoconch is large. The marginal cord is thick. The whorls increase slowly in height. Remarks. In both related species, Nummulites campesinus and N. friulanus, there is a great variability in the height and shape of the chambers, the shape of the septa, the thickness of the marginal cord and in the size of the test. There are also- many anomalies which occur either during their growth, or as the result of mechanical damages. Tests have been found with clearly visible channels, filled with sediment. Such channels run in some specimens through the whorls and in others transversely (Plate 17, Fig. 1). Nummulites div. sp. Plate 19 The evolutionary time period taken by the various Nummulites groups varies. This is true for certain part of the same evolutionary lines, as well as for different evolutio>nary lines. These are partly caused by the environ-ment, which accelerates or retards their evolution, and partly by the evolu-tionary capability of different Nummulites. Ali these complicate the evolutio-nary lines in such a way that in the čase of the Nummulites the theory of the typostrophysm (Schindewolf, 1950) cannot be confirmed. In author's opinion, for the whole nummulitins family there is no common typogenesis nor typolysis or typostasis, but some of these typostrophic phases might be found in individual evolutionary lines. Seme of the Upper Cuisian or Lower Lutetian Nummulites bring us to such conclusion. There is the evolutionary line such as Nummulites leavigatus — perforatus, and on the other hand the Nummulites perforatus s. 1., which involves more evolutionary lines. In the transitional period between Cuisian and Lutetian, many similar forms have been found (Pavlovec, 1969a, b). One of the forms is Nummulites laevi-gatus (Bruguiere), from whi.,h Schaub (Hottinger, Lehmann, Schaub, 1964) separated some related forms. This period also contains some other Nummulites, those are similar to the species Nummulites gallensis Heim, N. lehneri Schaub and N. obesus D'Archiac et Haime. If we consider that the mentioned forms in the Late Cuisian and Early Lutetian belong to the typolysis of the evolutionary lines Nummulites perforatus, it is not clear where the typogenesis and the typostasis have occurred. If the mentioned instance is really a typo>lysis, this must continue in a kind of typostasis. In individual sectors of the evolutionary lines some phases of typostrophism can be observed, but they do> not follow each other regularly. In the evolu-tionary line Nuvimulites laevigatus — brongniarti there are alternative pos-sibilities: typogenesis might last from Ilerdian to the beginning of Lutetian; then follows typostasis. The other possibility is that, first typogenesis would last through Ilerdian, the seccnd from the end of Cuisian to the beginning of the Lutetian. However, none of these interpretations apply fully to> Schin-d e w 0' 1 f s conception of typostrophism. Similar is the čase of the evolutionary line Nummulites perforatus s. 1., of which in Vipolže, a few problematical forms exist: Nummulites cf. obesus, N. cf. lehneri and N. cf. gallensis. None of these forms is entirely similar to the typical specimens of these species, but there are some similarities among themselves. Similar conclusions have been reached also by Schaub (1963a), when studying the Nummulites in the section Sorde—l'Abbaye. The microspheric generation of Nummulites cf. obesus from Vipolže has very compressed internal whorls. Later the whorls increase quickly in height, and are in some parts of the test rather similar to those of Nummulites gallensis. The specimens of Nummulites cf. obesus from Vipolže are smaller than the typical representatives of this species. The forms from Vipolže do not have the lower external whorls with low and long chambers, as known in the proper N. obesus. Our specimens differ also> from thGse found by Schaub (1963a, Pl. 9, Fig. 12) in Lower Lutetian in the Sorde—l'Abbaye section, which he named Nummulites aff. obesus. S c h a u b' s Nummulites have lower whorls and somewhat less inclined septa. Nummulites cf. gallensis from Goriška Brda differs from the typical specimens in having higher whorls and more inclined and curved septa. Our specimens show more similarity with Nummulites from the Sorde section (Schaub, 1963a, Pl. 9, Figs. 9 and 11; = Nummulites aff. gallensis). Nummulites cf. lehneri has less whorls and shorter chambers than the holotype of this species, but it has similarly bent and inclined septa as that of the typical representative specimens of Nummulites lehneri. Nummulites manfredi Schaub Plates 20 and 21 The test of the microspheric generation is flat and slightly undulated. Some specimens are so flat that the whole test has the same thickness; others are slightly thicker. The central part is pustulated and decreases continuously towards the periphery. Sickle-shaped and undulating septal lines with very strong "trabecules transverses" appear near the periphery. The internal four to six whorls increase slowly, the next whorls up to the twelfth or thirteenth increase faster, while the last whorls remain the same, or even decrease somewhat in height. The whorls are rather irregular. The marginal cord is thin, and thickens in places where the whorls are low. The septa are mostly strong and uniformly inclined. The lovver part is nearly flat and the upper part bent backwards. The height of the chambers mostly exceeds the length, the chambers in the external whorls are at some placeis isometrical. Statistical data are in the Table 9. Remarks. Till now three very similar species have been known, Nummulites manfredi Schaub, N. hagni Pavlovec and N. britannicus Hantken. The smallest is N. manfredi, it has sparser septa than N. britannicus. The chambers of N. manfredi are somevvhat longer and higher than those of N. britannicus and N. hagni. It is most difficult to distinguish between N. hagni and N. britannicus. The- later has thinner test wall than N. manfredi. Of the three mentioned species N. manfredi has the most regular whorls. Nummulites quasilaevigatus n. sp. Plates 22 and 23 Derivatio nominis: The Num,mulites is similar to the species Nummulites lae-vigatus. Holotypus: Form B, Inv. No. 3791, Rajko Pavlovec collection, Institute for geology and paleontology, Ljubljana University, Ljubljana. Paratypes: Form B, Inv. Nos. 1848, 1867, 3792 of the same collection. Locus typicus: Nummulites locality to the east of Vipolže, Goriška Brda, Slo- venia, Yugoslavia (45° 58' 5" : 13° 32' 5"). Stratum typicum: Flysch beds, Late Late Cuisian. In 1951 Schaub described the species Nummulites praelaevigatus and in 1966 he found another species at Campo in northern Spain, and named it Nummulites aff. praelaevigatus (Schaub, 1966b, 375). The present author found this Nummulites in 1965 near Vipolže, and has described it in the un-published report (Pavlovec, 1965, 19—21, Pl. 85), naming it Nummulites sp., quasilaevigatus n. sp. The single specimen found was badly preserved and could not be described with certainty. Later the author found additional spe-cimens, but this species is scarce near Vipolže. These specimens have been compared with S c h a u b' s specimens from Northem Spain (Fig. 5). The author is convinced that this is a new species, and retained for it the previous name "quasilaevigatus". Form B. The author found the microspheric generation only in the Nummulites lccality near Vipolže, beside Campo the only kncwn site of the new species. The test walls are thin, the surface characteristic for the species Nummulites laevigatus. The central part of the surface has several granulae, towards the periphery septal hnes with clear and very thin "trabecules trans-verses" can be seen. The whorls increase slowly and regularly. The septa are inclined and slightly curved but a few, however, are strongly curved. In the external whorls, par-ticularly, some of the septa are strongly curved backwards, while the neigh-bouring ones are inclined only slightly. Backward bending of the lovver part of the septa, though rare, is characteristic for the species Nummulites praelaevigatus (Schaub, 1951, 188—190) and is rare in the new species. The septum of the new species has a distinct foot. The chambers of the species Nummulites quasilaevigatus are longer than those of N. praelaevigatus and shorter than those of N. laevigatus. The roof of the chambers is curved, especially in the shorter ones, whereas, in the longer ones it is nearly flat. The marginal cord is thick in the intermediate whorls, and thinner in the inner and last two whorls. Statistical data for the species Nummulites quasilaevigatus are given in the Table 10. Remarks. Schaub (1966b, 375) already emphasised that Nummulites aff. praelaevigatus (= N. quasilaevigatus) differs from N. praelaevigatus by its larger test. Nummulites quasilaevigatus has longer chambers, more inclined and curved septa, the lower part of which is more rarely bent backwards. According to these characteristics, it approachas the species N. laevigatus which is larger and has even longer chambers. Nummulites quasilaevigatus is in any čase closely related to the Middle Cuisian N. praelaevigatus, but it is not clear whether this line continues towards the real N. laevigatus or towards the direction of N. manfredi, N. hagni and N. britannicus. Considering the decrease of height of the whorls and the lengthening of the septa, Nummulites quasilaevigatus seem to be nearer to the type of N. laevigatus than to the species N. manfredi, which is a representative of an evolutionary line with high whorls and high chambers. During the revision of some of the Nummulites, the author indicated that S c h a u b' s Nummulites aff. praelaevigatus from Campo might represent a new species (Pavlovec, 1969, 256). However, the Campo* Nummulites seem to have much less inclined and curved septa than the specimens of Vipolže. It has also been mentioned that Dainelli's specimens (1915, Plate 20, Figs. 1—5 and possibly 11—13) probably belong to the nowly described species. This seems ali the more probable because Schaub (1966b, 375) mentioned this species from Rosazzo (Rožac) together with Nummulites manfredi and Alveolina violae. b) Other localities In Goriška Brda there are no localities known to be as rich in macrofossils as the locality near Vipolže. The breccia of the Kožbana beds contains most of the Cretaceous and Tertiary macroforaminifers. In the Medana beds macro-foraminifers are comparatively rare, as these sediments contain only a few coarser sediments, especially breccia and conglomerate, where tests of the foraminifers are most frequent. Released foraminifers were found by the author only in the upper part of the Kožbana beds near the contact with the Medana beds along the road to the Sabotin mountain. The foraminifers are Nummulites aff. subplanulatus, Nummulites sp. and Operculina cf. subpustulosa. Nummulites aff. subplanulatus Hantken et Madarasz The megalospheric tests are lenticular, in the centre somewhat thickened. Towards the periphery extend nearly straight septal lines from which split the "trabecules transverses" especially in the peripheral part. The centre has a boss. The protoconch is rounded, 0.23 mm in size. The deuteroconch is nearly round. Three whorls increase regularly and quickly in a diameter of 3 mm. The septa are mainly flat or slightly and regularly curved. The number of septa is 8, 18 and 24. The height of the chambers always exceeds their lenght. The septum has a small foot. The Nummulites from Goriška Brda are very similar to those from Mous-soulens (Schaub, 1951, 99, Fig. 30). These differ from the typical Nummulites subplanulatus by their thick marginal cord. If the well preserved ma-terials from Goriška Brda prove to have a considerably thicker marginal cord, they will have to be described as a new subspecies. Nummulites sp. A Nummulites from the upper part of the Kožbana beds has been attributed to the subspecies Nummulites partschi tauricus (Pavlovec, 1963, 452—453, Fig. 11), as its equatorial section corresponds very well with the holotype of this subspecies. The characteristic thick marginal cord unwinds in the same manner as in Nummulites partschi. The protoconch is large (0.65 mm). Lately, the author eould also determine the characteristics of the otherwise badly preserved surface of the test, and came to the ccnclusion, that his earlier determination was wrong. This Nummulites from Goriška Brda has no spirally distributed giranulae on its surface; it has strong septal lines which are thickened in some places. For a more specific determination additional, better preserved specimens are necessa.ry. c) Macroforaminifera in thin sections The macroforaminifera studied in thin sections are from the following localities of Goriška Brda (Plates 24—34). 1. The older part of the Kožbana beds between Plave and Vrhovi je; 2. The middle part of the Kožbana beds in the wider surro>undings of Kožbana; 3. The upper part of the Kožbana beds around Vrhovlje; 4. The upper part of the Kožbana beds between Gonjače and Sabotin; 5. The lower part of the Medana beds from the surrounding of Pristava, Vedrijan and Gonjače; 6. The upper part of the Medana beds between Neblo, Medana, Vipolže and Cerovo. Biostratigraphy of the Kožbana and Medana beds Rajko Pavlovec The Kožbana and Medana beds are classified into nannoplanktonic, plank-tonic and macroforaminiferal biozones. The basis of this classification werž the nannoplanktonic zones, as the nannoplankton fossils are most abundant. The Kožbana beds were depcsited during biozones with Discoaster multi-radiatus, Globorotalia pseudomenardii and G. velascoensis, that is during Ilerdian. This age is ascertained also by the Nummulites aff. subplanulatus and Operculina cf. subpustulosa as well. The Kožbana beds are overlain conformably by the Medana beds, the base of which is stili in the Globorotalia velascoensis zone. Therefore the entire Kožbana beds are of Paleocene age. In the lower part of the Kožbana beds the presence of Nummulites tests indicate that the Kožbana beds cannot be older that Ilerdian. The sedimentation of the Medana beds ranges from the Globorotalia velascoensis zone to the G. aragonensis zone or the Discoaster lodoensis zone. They were therefore deposited from the Late Ilerdian onwards, but the lower boundary cannot be ascertained more reliably. The rich nummulitins locality near Vipolže belongs to the upper most part of the Medana beds, which is attributed to the zone characterized by Assilina major and Alveolina violae or Nummulites polygyratus. According to the characteristic macroforaminiferal fauna — Assilina major, Nummulites friulanus, N. manfredi — these beds are attributed to the Late Late Cuisian (cf. Schaub, 1962a, 538). The beds near Rosazzo and Noax in Friuli (Castellarin and Zucchi, 1963, 209—211) containing fossils are according to their fauna of the same age as the deposits near Vipolže. The Italian authors mentioned the Assilina cf. tenuimarginata which is probably identical with Assilina medanica n. sp., and Nummulites cf. laevigatus, that is most probably N. quasilaevigatus n. sp. In the Kožbana beds Cretaceous and Paleogene fauna appear simultaneously. The most frequent genera are Orbitoides, Omphalocyclus, Siderolites, Nummulites, Assilina, Operculina, Alveolina and Discocyclina. The tests of the Cretaceous macroforaminifers are as well preserved as those from the Tertiary. We can therefore presume that they were not exposed to longer transportation. The Cretaceous foraminifers were from the derived Cretaceous flysch or from beds similar to flysch. In the Medana beds there is no Cretaceous fauna or it is very rare, so it can be concluded that the source material of the Medana beds originated elsewhere than that of the Kožbana beds. Although the thickness comprises some hundred metres the Kožbana beds were deposited entirely in Ilerdian indicating a fast sedimentation process. The biozones of the Kožbana and Medana beds are given in Table 6. Literatura D' A c h i a r d i, A. 1875, I coralli eocenici del Friuli. Atti Soc. Toscana, Sc. Nat., I—II, 1—160, tav. 1—16. Pisa. Achutan, M. V. in Stradner, H. 1969, Calcareous nannoplankton from the Wemmelian stratotype. Proc. First Internat. Conf. Plankt. Microfossils, 1, 1—13, pl. 1—5. Leiden. D' A r c h i a c , A. in H a i m e , J. 1953, Description des animaux fossiles du groupe nummulitique de 1'Inde, precedee d'un resume geologique et d'une mono-graphie des Nummulites. — pp. 1—373, pl. 1—36. Pariš. Arkhangelsky, A. D. 1912, Upper Cretaceous deposits of east European Russia. Mater. geol. Russ., 25, 1—63, pl. 1—10. Saint-Petersbourg. Bi g no t, G. 1972, Recherches stratigraphiques sur les calcaires du Cretace superieur et de 1'fiocene d'Istrie et des regions voisines. fissai de revision du Li-burnien. Trav. Lab. micropal., 21—353, pl. 1—50. Pariš. Bolli, H. M. 1957a, The genera Globigerina and Globorotalia in the Paleocene-lower Eocene Lizard Springs Formation of Trinidad. U. S. Nat. Mus. Buli., 215, 61—82. Tex. fig. 11—13, pl. 15—20. Washington. B o 11 i, H. M. 1957b, Planctonic Foraminifera from the Eocene Navet and San Fernando Formations of Trinidad, B. W. I. U. S. Nat. Mus., Buli. 215, 155—172, pls. 35—39, text. figs. 25—26. Washington. B o 11 i, H. M. in C i t a , M. B. 1960, Globigerina e Globorotalia del Paleocene di Pademo d'Adda (Italia). Riv. Ital. Paleont., 66, 1—43. Milano. Bramlette, M. N. in Martini, E. 1964, The great change in calcareous nannoplankton fossils between the Maestrichtian and Danian. Micropaleontology, 10, 291—322, pl. 1—7. New York. Bramlette, M. N. in Riedel, W. R. 1954, Stratigraphic value of discoasters and some other microfossils related to Recent coccolithophores. J. Paleont., 28, 385—403, pl. 38—39. Tulsa. Bramlette, M. N. in S u 11 i v a n , F. R. 1961, Coccolithophorids and related Nannoplankton of the early Tertiary in California. Micropaleontology, 7, 129—188, pl. 1—14. New York. Bramlette, M. N. in Wilcoxon, J. A. 1967, Middle Tertiary calcareous nannoplankton of the Cipero Section, Trinidad, Tulane Stud. Geol., 5, 93—131, pl. 1—10. New Orleans. Bronnimann, P. in Stradner, H. 1960, Die Foraminiferen- und Disco-asteridenzonen von Kuba und ihre interkontinentale Korrelation. Erdol Zeitschr., 76, 364—369, 1 tabela. Wien. B u k r y, D. in Bramlette, M. N. 1969, Some new and stratigraphically useful calcareous nannofossils of the Cenozoic. Tulane Stud. Geol. Paleontol., 7, 131—142, pl. 1—3 New Orleans. Bukry, D. in Kennedy, M. P. 1969, Cretaceous and Eocene coccoliths at San DiegOj, California. Calif. Div. Mineš Geol., Short Contr. Calif. Geol. Spec. Rept., 100, 33—43. Los Angeles. Castellarin, A. inZucchi, M. L. 1963, Ricerche geologiche nell'eocene di Rosazzo e Noax (Udine). Giornale geol., 30, 199—213, tav. 15—16. Bologna. Cousin, M. 1970, Esquisse geologique des confins, italo-yougoslaves: leur plače dans les Dinarides et les Alpes meridionales. Buli. Soc. geol. Fr., 7, 12, 1036—1047. Pariš. D a i n e 11 i, G. 1915, L'Eocene Friulano. Mem. geograph., 1—721, tav. 1—56, 1 geol. karta. Firenze. Dal Piaz, G. in Trevisan, L. 1956, Europe — Italia; V: Lexique strati-graphique international, 11. — C. N. R. S., 1—86, 5 prilog. Pariš. Deflandre, G. 1947, Braarudosphaera nov. gen., type d'une famille nouvelle de Coccolithophorides actuels a elements composites. C. R. Acad. Sc., 225, 439—441. Pariš. Deflandre, G. 1959, Sur les nannofossiles calcaries et leur systematique. — Rev. Micropaleont., 2, 127—152, pl. 1—4. Pariš. Deflandre, G. in Fert, C. 1954, Observations sur les Coccolithophorides actuels et fossiles en microscopie ordinaire et electronique. Ann. Paleont., 40, 115—176, pl. 1—15. Pariš. Drobne, K. in Pavlovec, R. 1969, Les facies Paleocenes en Slovenie. III. simp. Dinar, asoc., 27—33. Zagreb. E n g e 1, W. 1970, Die Nummuliten-Breccien im Flyschbeeken von Ajdovščina in Slowenien als Beispiel karbonatischer Turbidite. Verh. Geol. B. A., 570—582. Wien. F a b i a n i, R. 1915, II Paleogene veneto. Mem. Ist. geol. Univ., 3, 1—336, tav. 1—9. Padova. Fabiani, R., Leonardi, P., Kossmat, F. in Winkler, A. 1937, Carta geologica delle Tre Venezie, Foglio Tolmino 1:100 000. Uff. idrogr. Firenze. Feruglio, E. 1925, Le Prealpi fra 1'Isonzo e lArzino. Buli. Assoc. Agraria Friul., 1—305, tav. 1—19, 1 karta. Udine. G a r t n e r , S. Jr. 1968, Coccoliths and related calcareous nannofossils from Upper Cretaceous deposits of Texas Arkansas. Univ. Kansas Paleontol. Contr. Art., 48, 1—56, pl. 1—28. Kansas. G a r t n e r , S. Jr. 1971, Calcareous nannofossils from the Joides Blake Plateau cores and revision of Paleogene nannofossil zonation. Tulane Stud. Geol., 8, 101—121, pl. 1—5. New Orleans. Gnaccolini, M. 1968, Sull'origine deli «conglomerato pseudocretaceo» di Ver-nasso (Cividale del Friuli). Riv. Ital. Pal. Strat., 74, 1233—1254, tav. 97—100. Milano. Gohrbandt, K. 1963, Zur Gliederung des Palaogen im Helvetikum nordlich Salzburg nach planktonischen Foraminiferen. Mitt. Geol. Gesell., 56, 1—116, Tat. 1—11. Wien. Gospodaric, R., Kolosvary, G., Pavlovec, R. in Proto Decima, F. 1967, Uber Entstehung und Alter der Palaogenschichten im Pivka-Becken bei Postojna. Anzeiger Osterr. Akad. Wiss., 1—25. Wien. Gran, H. H. in B r a a r u d , T. 1935, A quantitative study of the phytoplankton in the Bay of Fundy and the Gulf of Maine. J. Biol. Board Canada, 1, 279—467. Montreal. G r a s s e , P. P. 1952, Traite de Zoologie. Masson, Pariš, 1, 439—470. Pariš. H a c q u e t, B. 1878, Oryctographia Carniolica oder Physikalische Erdbeschrei-bung des Herzogtums Krain, Istrien und zum Theil der benachbarten Lander. pp. 1—186, Taf. 1—13. Leipzig. De La Harpe, P. 1881—1883, Etude des Nummulites de la Suisse et revision des especes eocenes des genres Nummulites & Assilina. Mem. Soc. Pal. Suisse: I, 7, 1—104, pl. 1—2 (1881); II, 8, 105—140 (1881); III, 10, 141—180, pl. 3—7 (1883). Geneve. Haq, B. U. 1971, Paleogene calcareous nannoflora. Part I: The Paleocene of West-Central Persia and the Upper Paleocene-Eocene of West Pakistan. Stockholm Contr. Geol. 25, 1—56, pl. 1—14. Stockholm. H a y, W. W. 1964, Utilisation stratigraphique des Discoasterides pour la zonation du Paleocene et de 1'Eocene inferieur. Mem. B. R. G. M. (Coll. Paleogene 1962), 28, 885—889. Bordeaux. H a y , W. W. in M o h 1 e r , H. P. 1967, Calcareous nannoplankton from early Tertiary rocks at Pont Labau, France, and Paleocene-Early Eocene correlation. J. Paleont., 41, 1505—1541, pl. 196—206. Tulsa. H ay , W. W, Mohler, M. P., Roth, P. H., S c h m i d t, R. R. in B o u-d r e u x, J. E. 1967, Calcareous Nannoplankton Zonation of the Cenozoic of the Gulf Coast and Carribbeau-Antillen Area and Transoceanic Correlation. Transact. Gulf. Coast Ass. Geol. Soc., 17, 428—480, pl. 1—13. H a y, W. W., Mohlier, H. P. in Wade, M. E. 1966, Calcareous nannofossils from Nal'chik (Northwest Caucasus). Eclogae Geol. Helvet., 59, 379—399, pl. 1—13, Basel. H e i m, A. 1908, Die Nummuliten- und Flyschbildungen der Schweizeralpen. Abh. Schweiz. Palaontol. Ges., 35, 1—301, Taf. 1—8, 2 prilogi. Zurich. Hillebrandt, A. 1962, Das Paleozan und seine Foraminiferenfauna im Becken von Reichenhall und Salzburg. Abh. Bayer. Akad. Wiss., 108, 1—182, Taf. 1—15. Miinchen. De Hornibrook, N. B. 1958, New Zealand Upper Cretaceous and Tertiary Foraminiferal Zones and some overseas Correlations. Micropaleontology, 4, 25—38, pl. 1, tab. 1—2. New York. Hottinger, L., Lehmann, R. in Schaub, H. 1964, Donnees actuelles sur la biostratigraphie du Nummulitique Mediterraneen. Mem. B. R. G. M. (Colloque Paleogene, Bordeaux, 1962), 28, 611—652, tab. 2. Pariš. Kampfner, E. 1963, Coccolithineen-Skelettreste aus Tiefseeablagerungen des Pazifischen Ozeans. Ann. Naturhist. Mus. Wien, 66, 139—204, Taf. 1—9. Wien. Kapellos, C. Ch. 1973, Biostratigraphie des Gurniflysches. Schweiz. Palaontol. Abh., 96, 1—128, Taf. 1—49. Basel. Krašeninnikov1, V. A., Muldini-Mamužič, S. in Džodžo-To-mič, R. 1968, Značaj planktonskih foraminifera za podjelu paleogena Jugoslavije i poredba s drugim istraženim područjima. Geol. vjesn., 21, 117—146. Zagreb. Loeblich, A. R. in Tappan, H. 1957, Planctonic Foraminifera of Paleocen and Early Eocen Age from the Gulf and Atlantic Coastal Plains, U. S. Nat. Mus. Buli., 215, 173—198. Washington. Loeblich, A. R. in Tappan, H. 1964, Treatise on Invertebrate Paleonto-logy, Part C, Protista 1, 2. Univ. Kansas, Geol. Soc. Amer., 1—900. Kansas. Luterbacher, H. P. 1964, Studies in some Globorotaliae from the Paleocene and Lower Eocene of the Central Apennines. Eclogae geol. Helv., 57, 631—730, Fig. 1—134. Basel. Luterbacher, H. P. in Premoli, J. S. 1964, Biostratigrafia del Limite Cretaceo-Terziario nell'Appennino Centrale. Riv. Ital. Paleont., 70, 67—128, Tav. 2—7. Milano. Marinelli, O. 1905, Osservazioni varie fatte durante un'escursione al Matajur (Friuli prealpino). In alto, 16. Martini, E. 1958, Discoasteriden und verwandte Formen im NW-deutschen Eozan (Coccolithophorida). I. Taxionomische Untersuchungen. Senckenberg. Leth., 39, 353—388, Taf. 1—6. Frankfurt. Martini, E. 1969, Nannoplankton aus Latdorf (locus typicus) und weltweite Parallelisierung im oberen Eozan und unteren Oligozan. Senckenberg. Leth., 50, 117—159, Taf. 1—4, Frankfurt. Martini, E. 1971, Standard Tertiary and Quaternary calcareous nannoplankton zonation. Proc. II Plankt. Conf., Roma 1970, 2, 739—785, pl. 1—4. Roma. M a r t i n i s , B. 1951, Carta geologica delle Tre Venezie, Foglio «Gorizia» 1:100 000. Uff. Idrogr. Mag. Acque, sez. geol. Padova. Martinis, B. 1962, Ricerche geologiche e paleontologiche sulla regione com-pressa tra il T. Iudrio ed il F. Timavo (Friuli orientale). Riv. ital. paleont. strat., Mem. 8, 1—244, tav. 1—22, 9 prilog, 1 geol. karta. Milano. Martinis, B. 1966, Prove di ampi sovrascorrimenti nelle Prealpi Friulane e Venete. Mem. Ist. Geol. Min., 25, 1—35, tav. 1—8. Padova. Me lik, A. 1960, Slovensko Primorje. V: Slovenija II/4, 1—546, 5 prilog. Ljubljana. Nemko v, G. I. 1960, Sovremennie predstaviteli semejstva Nummulitidae i ih obraz žizni. Bjull. Mosk. obšč. ispit. prir., 35, 79—86, 1 tabla. Moskva. N o e 1, D. 1970, Coccolithes cretaces. La Craie campanienne du Basin de Pariš. Centre Nat. Rech. Sci. Pariš, 129, pl. 1—48. Pariš. Pavlovec, R. 1961, Prispevek k poznavanju ljudskega poimenovanja eocen-skega fliša. Geogr. vestnik, 33, 153—164. Ljubljana. Pavlovec, R. 1962, O presedimentaciji makroforaminifer v flišu. — Geologija, 7, 247—255. Ljubljana. Pavlovec, R. 1963, Stratigrafski razvoj starejšega paleogena v južnozahodni Sloveniji. Razprave Slov. akad. znan. umet., IV. razred, 7, 419—556, 1 priloga. Ljubljana. Pavlovec, R. 1966, Paleogene Strata in Goriška brda (Western Yugoslavia). Buli. sci., Conseil. Acad. Yougoslav., A, 11, 243—244, Zagreb. Pavlovec, R. 1968, Paleogenske plasti v Sloveniji. Prvi kolokvij o geol. Dina-ridov, 1, 123—127. Ljubljana. Pavlovec, R. 1969a, Remarks of the group Nummulites laevigatus s. 1., with the description of the new species Nummulites hagni. Rocznik Polsk. tow. geol., 19, 251—263, tab. 47—50. Krakow. Pavlovec, R. 1969b, Istrske numulitine s posebnim ozirom na filogenezo in paleoekologijo. Razprave Slov. akad. znan. umet., IV. razr., 12, 153—206, tab. 1—13. Ljubljana. Pavšič, J. 1971, Biostratigrafija laporjev na meji med kredo in terciarjem med Goriškimi brdi in Logaško planoto. Diplomsko delo (manuskr.). Ljubljana. Perch-Nielsen, K. 1968, Der Feinbau und die Klassification der Cocco-lithen aus dem Maastrichtien von Danemark. Biol. Skr., 16, 1—96, Taf. 1—32. Co-penhague. Perch-Nielsen, K. 1971, Durchsicht tertiarer Coccolithen. Proc. II Planck. Conf., Roma 1970, 2, 939—979, Taf. 1—2. Roma. Piccoli, G. in Proto Decima, F. 1969a, La sedimentazione clastica flyschoide del paleogene nel Veneto si e spostata nel tempo in prosecuzione con quella della costa orientale dell'Adriatico. III. simp. Dinar, asoc., 179—201. Zagreb. Piccolli, G. in Proto Decima, F. 1969b, Ricerche biostratigrafiche sui depositi flyschoidi della regione adriatica settentrionale e orientale. Mem. Ist. Geol. Min., 27, 1—23, tav. 1—3. Padova. P i r o n a, G. A. 1861, Cenni geognostici sul Friuli. Ann. Assoc. Agraria Friul., 4, 259—299, 1 karta. Udine. Postuma, J. A. 1971, Manual of Planktonic Foraminifera. Elsevier Publ. Comp., 1—420. Amsterdam-London-New York. P r o t o Decima, F. in Todesco, L. 1968, Observations sur le Nanno-plancton de la coupe de Passagno. V: M. B. Cita, Guide de l'excur. I tal., coll. Eoc., 73—75. Milano. Reinhardt, P. 1965, Neue Familien fiir fossile Kalkflagellaten (Coccolitho-phoriden, Coccolithineen). Monatsber. Deutsch. Akad. Wiss. Berlin, 7, 30—40, Taf. 1—3. Berlin. Roth, P. H. 1970, Oligocene calcareous nannoplankton biostratigraphy. Eclogae Geol. Helv., 63, 799—881, pl. 1—14. Basel. Said, R. in Kenawy, A. 1956, Upper Cretaceous and Lower Tertiary foraminifera from northern Sinai, Egypt. Micropaleontology, 2, 105—173, pl. 1—7, New York. Samuel, O. in S a 1 a j, J. 1968, Microbiostratigraphy and Foraminifera. Geol. ustav. D. Stura, 1—232, pl. 1—31. Bratislava. Schaub, H. 1951, Stratigraphie und Palaontologie des Schlierenflysches mit besonderer Beriicksichtigung der paleocaenen und untereocaenen Nummuliten und Assilinen. Schweiz. palaontol. Abh., 68, 1—222, Taf. 1—9, 1 tabela. Basel. Schaub, H. 1962a, Uber einige stratigraphisch wichtige Nummuliten-Arten, Eclogae geol. Helv., 55, 529—551, Taf. 1—8. Basel. Schaub, H. 1962b, Contribution a la stratigraphie du Nummulitique de Ve-ronais du Vicentin. Mem. Soc. geol. It., 3, 59—66. Pavia. Schaub, H. 1963a, Zur Nummulitenfauna des Mitteleozans von Sorde-l'Abbaye (Landes, Frankreich). Eclogae geol. Helv., 56, 973—999, Taf. 1—12. Basel. Schaub, H. 1963b, Uber einige Entwicklungsreihen von Nummulites und Assilina und ihre stratigraphische Bedeutung. Evol. Trends Foram, 282—297. Amsterdam. Schaub, H. 1966a, Nummulitovie zoni i evoljucionnie rjadi nummulitov i assilin. Vopr. mikropal., 10, 298—301. Moskva. Schaub, H. 1966b, Uber die Grossforaminiferen im Untereocaen von Campo (Ober-Aragonien). Eclogae geol. Helv., 59, 355—377, Taf. 1—6. Basel. Schindewolf, O. 1950, Grundfragen der Palaontologie. — pp. 1—506, Taf. 1—32. Stuttgart. Scopoli, G. A. 1781, Res Naturales noviter detectae aut illustratae in itineri Goritiensi. — Goritiae. S e i d 1, F. 1913, Geološki izprehodi po Goriškem. Soc. matica, 1—40. Gorica. Stache, G. 1920, Geologische Spezialkarte... Gorz und Gradišča. 1:75000. Wien. Stradner, H. 1959a, First report of the Discoasters of the Tertiary of Austria and their stratigraphie use. Proc. Fifth World Petrol. Congr., 1, 1081—1085. New York. Stradner, H. 1959b, Die fossilen Discoasteriden Osterreichs. II Teil. Erdoel-Z., 75, 472—488. Wien. Stradner, H. 1961, Vorkommen von Nannofossilen im Mesozoikum und Alttertiar. Erdoel-Z., 77, 77—88. Wien. Subbotina, N. N. 1971, Fossil Foraminifera of the USSR, Globigerinidae, Hantkeninidae und Globorotaliidae. Prevod iz ruščine, 1—321. London in Welling-borough. S u 11 i v a n , F. R. 1964, Lower Tertiary nannoplankton from the California Coast Ranges. I. Paleocene. Univ. Calif. Publ. Geol. Sci., 44, 163—227, pl. 1—12. Berkeley. S u 11 i v a n , F. R. 1965, Lower Tertiary nannoplankton from the California Coast Ranges. II. Eocene. Univ. Calif. Publ. Geol. Sci., 53, 1—75, pl. 1—11. Berkeley. Š r i b a r, L. 1965, Meja med krednimi in terciarnimi skladi v Goriških brdih. Geologija, 8, 121—129, tab. 1—3. Ljubljana. Tan Sin Hok 1927, Discoasteridae incertae sedis. Proc. Sect. Sc. K. Akad. Wet. Amsterdam, 30, 411—419. Amsterdam. Taramelli, T. 1869, Sopra alcuni Echinidi cretacei e terziari del Friuli. Atti R. Ist. Veneto, 3, 1—39, t. 1—2. Venezia. Taramelli, T. 1870, Sulla formazione eocaenica del Friuli. Atti Acc. Sc. Lett. Art., 2, 37—53, tav. 1. Udine. 9 — Geologija 17 Tollmann, A. 1966, Die alpidischen Gebirgsbildungs-Phasen in den Ostalpen und Westkarpaten. Geotektonische Forschungen, 21, 1—156. Stuttgart. Vekshina, V. N. 1959, Coccolithophoridae of the Maastrichtian deposits of the West siberian lowland. Trudy Sibir. nauč. issled. Inst. geol. geofiz. min., 2, 58—61, tab. 1—2. Leningrad. V e n z o , A. G. in B r a m b a 11 i , A. 1969, Prime osservazioni sedimento-logiche sul Flysch Friulano. Studi trentino Sc. Nat. A, 46, 3—10. Trento. De Zanche, V., Pavlovec, R. in Proto Decima, F. 1967, Mikro-favna in mikrofacies iz eocenskih flišnih plasti pri Ustju v Vipavski dolini, JZ Slovenija. Razprave Slov. akad. znan. umet., IV. razr. 10, 205—-263, tab. 1—17. Ljubljana. Zucchi-Stolfa, M. L. 1971, Contributo alla conoscenza della Paleontologia dei dintorni di Faedis (Udine). St. Trent. Sci. Nat., Sez. A, 48, 126—151. Trento. Neobjavljeno delo — Unpublished work Pavlovec, R. 1955, Numuliti in asiline iz okolice Vipolž ter njihova primerjava s favno iz sosednjih furlanskih nahajališč. Sklad BORISA KIDRIČA, 80 strani, 18 tabel in 14 prilog. Ljubljana. UDK 56(116.3):564.175 Radioliti iz krednih skladov Slovenije II Mario Pleničar Katedra za geologijo in paleontologijo Univerza v Ljubljani, Ljubljana, Aškerčeva 12 Avtor je opisal 10 rodov radiolitov z 11 vrstami z Nanosa in Tržaško-komenske planote. Ugotovil je, da so na območju Nanosa živeli radioliti v mirnejši vodi kot na Tržaško-komenski planoti in da se zato favni obeh območij nekoliko razlikujeta. Za Tržaško-komensko planoto so značilni rodovi: Gorjanovicia, Biradiolites, Radiolites, Distefanella ter široke oblike rodov Durania in Bournonia. Za Nanos pa so poleg teh še značilne gladke lupine zastopnikov rodu Sauvagesia ter vitke in ozke lupine pripadnikov rodov: Medeella, Apulites, Katzeria in Durania. Uvod Na območju južne Slovenije, to je v severozahodnem delu Dinaridov, je v zgornjekrednih skladih zelo razširjen tako imenovani »rudistni apnenec«. Podobni apnenci so* razširjeni tudi na vsem ostalem območju jugoslovanskih Dinaridov, to je v Istri, Dalmaciji, Črni gori ter v Bosni in Hercegovini. Ze med obema vojnama, zlasti pa po drugi svetovni vojni, so* našli v »rudistnem apnencu« zlasti mnogo vrst iz družine Radiolitidae. Za to* družino se je uveljavil tudi krajši slovenski naziv »radioliti« podobno kot za Hippuritidae »hipuriti«. Poleg radiolitidov vsebujejo rudistni apnenci tudi drugo favno, zlasti hipuritide, nerineje, korale, hidrozoje in foraminifere, vendar radiolitidi prevladujejo. V Sloveniji nismo našli celih lupin radiolitidov v večjih količinah. Najpogosteje se moramo zadovoljiti z odlomki lupin ali celo samo s prerezi lupin v matični kamenini. Takih prerezov opazujemo zelo mnogo- in na podlagi njih sklepamo*, da so radiolitidi v Sloveniji prav tako pogostni kot v južni Istri, kjer je Polšak (1967) zbral okoli 70 vrst iz družine Radiolitidae. Zato nas je zanimalo, ali so živele tukaj tudi podobne vrste kot v Istri in katere od teh so bile najbolj razširjene. Rudisti v južni Sloveniji so živeli v posebnih življenjskih pogojih in sicer na podmorskih platojih ali hrbtih. Na teh območjih je nastajal apnenec; v njem dobimo danes ostanke rudistov. Rudisti so bili na podmorskih platojih izpostavljeni močnemu gibanju vode in visoki aeraciji, kajti morje je bilo tu globoko le nekaj deset metrov. V okviru te naloge sem že napisal razpravo1 o radiolitih Slovenije (Pleničar, 1973). V njej sem obdelal nekaj vrst radiolitidov Tržaško^komenske planote, postojnskega krasa in Notranjske. Po en primerek sem vzel tudi iz Bele krajine in iz Stranic pri Zrečah. To je bil orientacijski pregled radiolitidne favne. V tem drugem delu pa sem se sedaj omejil na primerjavo1 radiolitidne favne visokega krasa in paravtohtone cone. Neke primerjave obeh območij smo že prej poznali. Tako- dobimo na Nanosu in na Tržaško-komenski planoti podobno razvit cenomanski apnenec s kaprinidami in hondrodontami, dalje senonski apnenec z enakimi vrstami hipuritidov ter s podobnimi eksogirami in keramosferinami. Le radiolitidne favne doslej nismo mogli povsem primerjati. To primerjavo naj pokažeta ta in prejšnja razprava iz leta 1973, katerih zaključke bom sedaj skupno povzel. Tudi sedaj se zahvaljujem svojim kolegom, ki so mi pomagali nabirati skozi več let fosilni material. Mikroskopske preparate, obruse, fotografije in risbe je izdelal tehnični sodelavec na katedri za paleontologijo1 in geologijo FNT univerze v Ljubljani, tov. Marjan Grm. Za potrpežljivo in vestno delo se mu lepo zahvaljujem. SI. 1. Nahajališča radiolitid v jugozahodni Sloveniji Fig. 1. Localities of Radiolitidae in southwestern Slovenia OPIS FAVNE Clasisis LAMELLIBRANCHIATA Ordo Rudistae Lam. 1819 Familia Radiolitidae Gray 1868 Genus Praeradiolites Douville 1902 Praeradiolites boucheroni Bayle var. strobilus Tavani si. 2 1908 Praeradiolites boucheroni; Toucas, A., p. 32, tab. 3, fig. 10—-12. 1949 Praeradiolites boucheroni Bayle var. strobilus; Tavani, G., p. 15—16, tab. 1, fig. 2. Fosilni material: del spodnje lupine, ki jo je našel geolog Buser na Hrušici. Opis. Zunanje lamele so* zelo redke in vložene druga v drugo. Sifonalna cona je ohranjena. Široka podolžna rebra so vidna tudi na delu lupine poleg sifo-nalne cone. Obe sifonalni brazdi sta le rahlo konveksno vdrti. Prirastne lamele so na sifonalnih brazdah upognjene navzgor proti komisuri. Medsifonalni prostor je razvit v obliki ozkega grebena, na katerem pa so prirastne lamele upognjene navzdol v obliki ozke gube. Sprednja sifonalna brazda E je nekoliko1 širša od zadnje sifonalne brazde S. Ligamentna guba je trikotna in kratka. Struktura lupine je prizmatska. Podobnosti in razlike. Primerek je zelo* podoben lupini iz Bur Hardaga v Somaliji, ki jo vidimo na tab. 1, fig. 2b v Tavani j e vem delu iz leta 1949. Sifonalni coni sta skoraj identični pri obeh primerkih. Stratigrafski položaj in razširjenost. Ta vrsta oziroma varieteta je bila najdena na območju Bur Hardag v Somaliji v skladih zgornjega kampana in maastrichta. Naš primerek je našel geolog Buser na Hrušici severovzhodno od kmetije S k v a r č a , jugovzhodno od Črnega vrha nad Idrijo v apnencu, ki je označen na geološki karti Postojna (1963) kot turonsko-senonski apnenec. Praeradiolites sp. SI. 3, 4, 5, 6 Fosilni material: delno ohranjena spodnja lupina z območja Bilja vzhodno* od Prestranka pri Postojni (si. 3). Sifonalna cona je v matični kamnini in ni vidna. Obe sifonalni brazdi sta vidni le v prečnem prerezu spodnje lupine (si. 4). Opis. Spodnja lupina je dolga okoli 8 cm in ima v zgornjem delu premer skoraj 4 cm. Lupina je valjasta in se v spodnjem delu zožuje. Zunanja skulptura lupine je iz tenkih lamel, ki so* precej goste in vložene druga v drugo. Sifonalna cona je iz dveh močnih grebenov, ki sta skoraj enako široka. Med njima je konkaven medsifonalni prostor, ki je zopet enako širok kot sifonalni grebeni. Struktura lupine, ki je povprečno široka 8 mm, je prizmatična. Na sliki razločimo potek lamel na horizontalnem prerezu lupine. Med lamelami so-prizme, ki imajo v horizontalnem prerezu poligonalno obliko. Mestoma so' te prizme mrežasto, mestoma pa radialno usmerjene. Na sliki 5 sta vidna dva SI. 2 — Fig. 2 Praeradiolites bouchero-ni var. strobilus Tavani spodnja lupina, sifonal-na cona, turon-senon, Hrušica — lower valve, siphonal side, Turonian-Senonian, Hrušica SI. 3 — Fig. 3 Praeradiolites sp., spodnja lupina, turon-senon, Bilje — lower valve, Turonian-Senonian, Bilje SI. 4 — Fig. 4 Praeradiolites sp., prečni prerez čez spodnjo lupino, turon-senon, Bilje — transversal section through the lower valve SI. 5 — Fig. 5 Praeradiolites sp., horizontalni prerez čez spodnjo lupino, Bilje, 31 X — transversal section through the lower valve, Bilje, 31 X SI. 6 — Fig. 6 Praeradiolites sp., radialni prerez čez spodnjo lupino, Bilje, 6,5 X — longi-tudinal section through the lower valve, Bilje, 6.5 X horizontalna prereza lamel v obliki dveh temnejših prog med poligonalnimi prizmami. Še lepše vidimo' lamele v horizontalnem prerezu celotne lupine na sliki 4. Na kardinalni strani lupine opazimo sledove ligamentne gube, ki je zelo drobna. Struktura obeh sifonalnih grebenov ni v prečnem prerezu nič drugačna kot v ostalem delu lupine. Podobnosti in razlike. Primerek iz Bilja je podoben vrsti P. toucasianus solagiensis Astre, ki jo vidimo v Polšakovem delu iz 1. 1967 na tab. 12, fig. 1, 2, 3. Vendar se od te vrste loči po močnejših sifonalnih grebenih. Morda gre tudi za novo vrsto, vendar ne moremo tega ugotoviti zaradi nepopolno ohranjene lupine. Stratigrafski položaj in razširjenost. Primerek je bil najden v turonsko-senonskem apnencu pri Bilju vzhodno od Prestranka pri Postojni poleg vrste Durania adriatica Polšak. Genus Sphaerulites Delametherie 1805 Sphaerulites foliaceus Lamarck SI. 7, 8, 9, 10 1908 Sphaerulites foliaceus; Toucas, A., p. 53—54, tab. 9, fig. 2, 3. Fosilni material: Zgornja in del spodnje lupine ter še en prerez spodnje lupine z območja Nanosa. Opis. Obe lupini sta nizki in zelo široki. Zgornja lupina je rahlo- konveksno vzbočena (si. 7). Zgradba spodnje lupine je delno lamelasta, delno prizmatska. Zunanji del lupine je lamelast in postopno prehaja v notranjo prizmatsko plast. Vendar tudi prizmatska plast ni povsod enakomerno* razvita, ampak so v njej vložki lamelaste zgradbe. Prehodi iz lamelaste v prizmatsko zgradbo- so povsod postopni. Na prečnem prerezu obeh spodnjih lupin je dobro viden kardinalni aparat. Zlasti lepo je viden na sliki 8. Ligamentna guba je ob koncu močno razširjena in v prečnem prerezu okrogla. Vidna sta prereza zob B' in B, ki segata iz zgornje lupine v spodnjo, prerez zoba N kakor tudi obeh miofornih ploščic mp in ma. Sifonalna cona ni na nobenem od obeh primerkov ohranjena. Obe lupini sta na tem mestu poškodovani. Podobnosti in razlike. Na prečnem prerezu sta spodnji lupini močno podobni primerkom na sliki 10 in risbi na sliki 15 v Toucasovem delu iz leta 1908. Stratigrafski položaj in razširjenost. Ta vrsta je značilna za cono s kapri-nidami, ihtiosarkolitesi in hondrodontami na Nanosu. Spada torej v ceno-mansko stopnjo*. Tudi Toucas omenja v svojem delu, da je S. foliaceus značilna vrsta za horizont z Ichthyosarcolites cenomana Akvitanije in Pro-vanse. Podobne primerke so našli v cenomanskih skladih Roquefort poleg vrste Caprina adversa. Genus Radiolites Lamarck 1801 Radiolites douvillei Tcucas SI. 11 1908 Radiolites douvillei; Toucas, A., p. 62, tab. 11, fig. 12, si. v tekstu 30. 1967 Radiolites douvillei; Polšak, A., p. 61—62, tab. 31, fig. 3, 3a. SI. 7 — Fig. 7 Sphaerulites foliaceus Lam., cenoman, Nanos, zgornja lupina —< Upper valve, Cenomanian, Nanos SI. 8 — Fig. 8 Sphaerulites foliaceus Lam., prečni prerez čez spodnjo lupino, cenoman, Nanos — transversal section through the lo-wer valve, Cenomanian, Nanos SI. 9 — Fig. 9 Sphaerulites foliaceus Lam., prečni prerez čez spodnjo lupino, cenoman, Nanos — transversal section through the lower valve, Cenomanian, Nanos SI. 10 — Fig. 10 Sphaerulites foliaceus Lam., prečni prerez čez spodnjo lupino, Nanos, 3,5 X — transversal section through the lower valve, Nanos, 3.5 X Fosilni material. Leva in desna lupina z območja Nanosa. Desna lupina je delno ohranjena, in sicer sprednji del s sprednjo- sifo-nalno- brazdo-. Opis. Zgornja lupina je nekoliko vzbočena. Spodnja lupina je v primeri z ostalimi primerki, ki so- obdelani v tej razpravi, precej velika in sploščena. Ker del lupine manjka, lahko samo- ocenimo njeno pravo- velikost. Premer v smeri sifonalna cona—ligament znaša verjetno 11 cm, prečno- na to- smer pa 9 cm. Višina ohranjene lupine je 9 cm. Ima redke zunanje lamele, ki so- skoraj vertikalne in tesno stisnjene k lupini. Vzdolžne gube lamel so redke. Vzdolžna rebra so drobna in gosta. Sprednja sifonalna cona E, ki je ohranjena, je žle^ basta in v njej je videti 5 močnejših podolžnih reber poleg številnih tanjših. Medsifonalni prostor je le delno ohranjen in ima obliko- grebena. Ligamentna guba je kratka in trikotne oblike. Podobnosti in razlike. Lupina z Nanosa je zelo podobna primerku v P o 1 -šakovem delu (1967) tab. 31, fig. 3, 3a, nekoliko pa tudi T o-u c a s-ovemu primerku (1908) tab. 11, fig. 12. Zlasti so- značilne redke lamele in sploščena lupina. Stratigrafski položaj in razširjenost. Primerek je bil najden na Nanosu v plasteh z Neocaprina nanosi in N. gigantea nad cerkvico sv. Hiero-nima, kar kaže na cenomansko starost. To se ne ujema z navedbami Toucasa, ki SI. 11 — Fig. 11 Radiolites douvillei Tou-cas, spodnja lupina s sprednjo sifonalno brazdo na desni strani slike, cenoman, Nanos — lo-wer valve with the an-terior siphonal band on the right side of the figure, Cenomanian, Nanos daje to vrsto v koniak in Polšaka, ki jo je našel v santonsko-zgornje-kampanskih plasteh polotoka Mrlere v Istri. Bolj se ujema z navedbami Parone (1926), ki je našel primerke, podobne tej vrsti, v plasteh zgornjega cenomana in spodnjega turo-na pri Pazinu. Kaže, da se je pojavila ta vrsta že znatno- prej kot je znano iz dosedanje literature in se je ohranila še v zgornjem senonu. Radiolites lusitanicus (Bayle) SI. 12, 13 1908 Radiolites lusitanicus; Toucas, A., p. 62, tab. 11, fig. 10, 11, lla. 1960 Radiolites cf. lusitanicus; Pleničar, M., p. 77—78. 1967 Radiolites lusitanicus; Polšak, A., p. 59, tab. 21, fig. 1—7, tab. 28, fig. 1—9, tab. 29, fig. 1—7. Fosilni material: spodnja lupina iz Mašuna na Snežniku. Opis. Lupina je 5 cm dolga. Je cilindrično konična. Vrh je erodiran. Stene lupine so prizmatične in na sifonalni strani močno stanjšane. Ligamentna guba je trikotna in kratka, vendar lepo ohranjena. Delno- je ohranjen tudi kardinalni aparat (si. 13). Zunanja stran lupine je živahno ornamentirana. Vidne so drobne in goste prirastne lamele, ki so kot tulci vložene druga v drugo. Vendar so> lamele različno debele. Poševno se dvigajo- proti komisuri. Delno so- nagubane in tako tvorijo zaobljena rebra. V sifonalni coni so lamele obrnjene navzgor, sicer pa je ta cona izražena z dvema močnima in ozkima gubama, ki se na lupini lepo vidita. Medsifonalni prostor je nekoliko zabrisan, ker je lupina tam pre-perela (si. 12). Podobnosti in razlike. Lupina iz Mašuna je podobna primerku v P o-1 š a -kovem delu (1967). Tudi z opisom se obe dobro skladata. Medsifonalna cona je pri našem primerku nekoliko nejasna. Stratigrafski položaj in razširjenost. Primerek je bil najden v zgornjeturon-skih skladih okolice Mašuna na Snežniku. To vrsto srečujemo še v zgornje-turo-nskih skladih Istre, pri Nabrežini blizu Trsta, v Grčiji, v zahodni Srbiji (okolica Počute), v Apeninih, v Pirenejih in na Portugalskem. Radiolites praesauvagesi communis Polšak SI. 14, 15 1967 Radiolites praesauvagesi communis; Polšak, A., p. 63—64, tab. 32, fig. 1, 6, tab. 33, fig. 1—5. Fosilni material: delno ohranjena spodnja lupina z delno- vidno- sifonalno- cono. Lupina je bila najdena severozahodno od Planinskega polja blizu Kališ. Opis. Lupina je cilindrično- konična. Prirastne lamele so- lepo vidne. Zelo so tenke in go-ste. Rahlo so nagubane. Sifonalna cona je iz dveh grebenov z rahlo nagubanimi lamelami, ki so usmerjene proti komisuri. Medsifonalni prostor je konkaven in tu tvorijo lamele enostavno- gubo-, usmerjeno navzdol. Na prečnem prerezu spodnje lupine opazujemo lahko- prizmatično- zgradbo lupine. Prizme so po-ligonalne. Vidne so vzporedno potekajoče in nagubane temne lise, ki predstavljajo horizontalni prerez prirastnih lamel (si. 14). Radialno lego prizem težko opazimo-, čeprav bi delno lahko govorili o taki raz- poreditvi. Prizme so v horizontalnem prerezu sorazmerno pravilne (si. 15). Neodvisno potekajo od temnih lis, ki predstavljajo horizontalne prereze pri-rastnih lamel. Podobnosti in razlike. Zunanja ornamentacija lupine je močno podobna Polšakovemu primerku na tabli 33, fig. 2. Zal P o 1 š a k ne govori o strukturi lupine, zato s tega vidika primerjava ni možna. Stratigrafski položaj in razširjenost. Primerek te vrste smo našli v turonsko-senonskem apnencu na območju Kališ (Smrečnica) severozahodno od Planinskega polja. P o 1 š a k omenja še nahajališče v Istri. 1935 Radiolites squamosus\ Milovanovič, B., p. 223—259, tab. 17, fig. 1. Fosilni material: več prerezov spodnjih lupin z območja Nanosa. Izbral sem si tri horizontalne prereze in dal izdelati iz njih tudi mikroskopske preparate. Opis. Horizontalni prerezi lupin imajo premere 2,5 do 3 cm. Iz teh prerezov sklepamo, da imajo lupine sorazmerno močna zunanja rebra. Ligamentna guba je trikotna in zelo kratka, da jo komaj opazimo. Tudi sifonalna cona je šibko razvita. Na strani sifonalnih brazd je lupina znatno tanjša (2 mm) kot na kar-dinalnem delu (6 mm). Zanimiva je struktura lupine, ki jo vidimo v horizontalnem prerezu na slikah 18 do 23. Prvi prerez je napravljen na kardinalnem delu lupine. Manjša povečava (si. 18) kaže strukturo lupine v vsej širini. Interna plast je prekristaljena. Debela prizmatska plast sestoji iz poligonalnih prizem raznih velikosti. Čez prizme potekajo zelo številne temne proge, ki ne vplivajo na zgradbo sten Radiolites cf. squamosus d'Orb. SI. 16—23 SI. 12 — Fig. 12 Radiolites lusitanicus (Bayle), spodnja lupina, sifonalna cona, zgornji turon, Mašun — lower valve, sipho-nal side, Upper Turonian, Mašun SI. 13 — Fig. 13 Radiolites lusitanicus (Bayle), isti primerek kot na sliki 12, prečni prerez spodnje lupine — the same valve as in the Fig. 12, transversal section through the lower valve SI. 14 — Fig. 14 Radiolites praesauvagesi communis Polšak, prečni prerez čez spodnjo lupino, turon-senon, Planinsko polje, 3,5 X — transversal section through the lower valve, Turonian-Seno-nian, Planinsko polje, 3.5 X SI. 15 — Fig. 15 Radiolites praesauvagesi communis Polšak, prečni prerez čez spodnjo lupino (detajl slike 14), 31 X — transversal section through the lower valve, detail of the Fig. 14, 31 X SI. 16 — Fig. 16 Radiolites cf. squamosus d'Orb., dva prečna prereza spodnje lupine, se-non, Nanos — two trans-versal sections through the lower valve, Seno-nian, Nanos SI. 17 — Fig. 17 Radiolites cf. squamosus d'Orb., prečni prerez spodnje lupine, senon, Nanos — transversal section through the lo-wer valve, Senonian, Nanos SI. 18 — Fig. 18 Radiolites cf. squamo-sus d'Orb., prečni prerez lupine, Nanos, 3,5 X — transversal section through the lower valve, Nanos, 3.5 X SI. 19 — Fig. 19 Radiolites cf. squamosus d'Orb., detajl slike 18, 10,5 x — detail of the Fig. 18, 10.5 X SI. 20 — Fig. 20 Radiolites cf. squamosus d'Orb., prerez sp. lupine s slike 16, 3,8 X — transversal section of the lo-wer valve on the Fig. 16, 3.8 X SI. 21 — Fig. 21 Radiolites cf. squamosus d'Orb., detajl slike 20, 10,5 X — detail of the Fig. 20, 10.5 X SI. 22 — Fig. 22 Radiolites cf. squamosus d'Orb., prečni prerez lupine s slike 17, 4,5 X — transversal section through the valve in the Fig. 17, 4.5 X 10 — Geologija 17 SI. 23 — Fig. 23 Radiolites cf. squamosus d'Orb., detajl s slike 22, 10,5 X — detail of the Fig. 22, 10.5 X prizem kot tudi ne na potek samih prizem. Proge potekajo radialno* in ne koncentrično kot pri drugih vrstah radiolitov. Ločimo dvoje vrst prog: prve so ostro omejene in tenke, druge so širše in nimajo ostrih mej. Na slikah vidimo tudi zunanjo ali kortikalno plast; njene strukture ni mogoče ugotoviti. Podobno opazujemo na prerezu druge lupine. Na spodnji strani slike 20 še bolje vidimo mejo med notranjo* in debelo* prizmatično plastjo ter zunanjo ali kortikalno plastjo*. Del te lupine je že močno prekristaljen (leva stran slike 20). Vidimo* radialno potekajoče, deloma plamenasto zavite temne proge. Povečava na sliki 21 kaže, da tudi tu temne proge ne prekinjajo prizem. Na prerezu tretje* lupine je na sliki 22 sicer videti notranjo* plast, vendar je zelo tenka in se zdi, kot bi prizmatska plast segala skoraj do notranjega dela lupine. Zunanji del te lupine so* spužve močno nagrizle. Podobnosti in razlike. Notranjo zgradbo lupine imajo* naši primerki zelo podobno zgradbi primerka vrste R. squamosus, podanega na tab. 17, fig. 1 v Milovanovičevem delu iz leta 1934. Naše lupine so manjše. Stratigrafski položaj in razširjenost. Primerke smo našli na južnem pobočju Nanosa v senonskih skladih. Vrsta R. squamosus je razširjena še v senonskih skladih Srbije, Španije in Francije. Radiolites sp. SI. 24, 25 Fosilni material: prečni prerez prekristaljene spodnje lupine z območja Štorij pri Sežani in spodnja lupina iz doline Raše na Tržaško-komenski planoti. Opis. Na prečnem prerezu spodnje lupine prvega primerka je videti široko in kratko* trikotno ligamentno* gubo, nad katero* je tudi lupina konkavno* vdrta v obliki žleba. Na sifonalni strani je lupina tanjša. Sifonalnima brazdama na zunanji strani lupine ustrezata dva komaj opazna psevdostebrička na notranji strani lupine. Kardinalni aparat ni ohranjen. Drugi primerek je lupina brez jedra, ki je preperelo in padlo iz lupine. Zato je ta lupina sedaj votla, kar je redek primer med radiolitidi z območja Slovenije. Zunanja stena lupine je močno preperela. Struktura je slabo* vidna, ker je lupina že delno prekristaljena. Vendar na mikroskopskem preparatu prečnega prereza lupine opazimo prizmatsko zgradbo (si. 25). Sestoji iz poligo-nalnih prizem, katerih stene so že v razpadu. Lepo je ohranjena drobna ligamentna guba, ki je v prečnem prerezu na koncu razširjena in ostro* odrezana, podobno kot pri nekaterih vrstah rodu Gorjanovicia. Vendar imajo vrste iz rodu Gorjanovicia lamelasto zgradbo lupine. Torej imamo tu opravka z rodom Radiolites. Stratigrafski položaj. Prvi primerek je bil najden pri kmetiji Majceni pri Štorjah jugovzhodno od Sežane, drugi v dolini Raše. Oba sta torej s Trža-ško-komenske planote. Oba sta bila najdena v apnencu senonske starosti. Subgenus Radiolitella Douville 1904 Radiolitella cf. forojuliensis Pirona SI. 26, 27, 28 1904 Radiolitella forojuliensis-, Douville, H., p. 535—537, tab. 14, fig. 1, 2, 3. SI. 24 — Fig. 24 Radiolites sp., prečni prerez spodnje lupine, senon, Storje — transversal section through the lower valve, Se-nonian, Štorje SI. 25 — Fig. 25 Radiolites sp., prečni prerez spodnje lupine, senon, Raša, 16 X — transversal section through the lower valve, Senonian, Raša, 16 X SI. 26 — Fig. 26 Radiolitella forojuliensis Pirona, prečni prerez spodnje lupine, senon, Nanos — transversal section through the lovver valve, Senonian, Nanos SI. 27 — Fig. 27 Radiolitella forojuliensis Pirona, prečni prerez lupine s slike 26, 4,4 X — transversal section through the valve on the Fig. 26. 4.4 X SI. 28 — Fig. 28 Radiolitella forojuliensis Pirona, detajl s slike 27, 10,5 X — detail of the Fig. 27, 10.5 X SI. 29 — Fig. 29 Radiolitella n. sp., prečni prerez spodnje lupine, senon Štor-je — transversal section through the lower valve, Se-nonian, Štorje SI. 30 — Fig. 30 Radiolitella n. sp. isti prerez kot na sliki 29, 3 X — the same section as in the Fig. 29, 3 X Fosilni material: prečni prerez desne lupine z območja Nanosa na robu planote ob cesti Podnanos—Nanos, blizu opuščene cestarske hiše. Opis. V prečnem prerezu je lupina ovalna z daljšo- osjo- 2,4 cm in krajšo 1,8 cm. Na prerezu je vidno-, da ima lupina posebno- na ligamentnem delu oglata rebra. Na ligamentnem delu je tudi lupina znatno- debelejša kot na sifonalnem delu (si. 26). Zunanja plast lupine sestoji iz močnih po-ligonalnih prizem s skoraj zaobljenimi ogli. Stene med prizmami so- precej debele (si. 27 in 28). Izrazito razvita ligamentna guba ima precej nepravilno- trikotno- obliko-. Tudi ligamentna guba je zgrajena iz prizem, ki pa so delno prekristaljene (si. 27 in 28). Sifonalna cona ni izrazita. Podobnosti in razlike. Primerek z Nanosa je nekoliko- podoben vrsti Radio-litella maestrichtiana Pejo-vič z območja Črne gore (Pejovič 1968) in kaže vse značilnosti vrste maestrichtiana razen večjih prizem, iz katerih sestoji lupina in večje ligamentne gube. Pri nano-škem primerku so- prizme in ligamentna guba vsaj trikrat večji. Mnogo- bolj se zato naš primerek približuje Douville- jevi vrsti forojuliensis tako po velikosti ligamentne gube kot tudi po velikosti in obliki prizem, ki jih Douville imenuje še kanale. Stratigrafski položaj in razširjenost. Vrsto- Radiolitella cf. forojuliensis do-bimo v senonskih skladih na robu nano-ške planote. Po Do-uvilleju spada ta vrsta v maastricht. Razen na Nanosu je- bila najdena na Medejskem hribu severovzhodno od Trsta (Co-lle di Medea). Radiolitella n. sp. SI. 29, 30, 31 Fosilni material: prerez desne lupine, najden pri kmetiji Majceni severovzhodno od Što-rij pri Sežani. Opis. Lupina je valjasta. Na horizontalnem prerezu je ovalna s premerom 10 X 12 mm. Srednja plast lupine sestoji iz po-ligonalnih prizem, ki so še nekoliko zaobljene in nepravilno- razvrščene. Od do-slej znanih vrst rodu Radiolitella ima ta nova vrsta najbolj drobne prizme. Pretežni del lupine je že pre-kristaljen, zato- so- prizme vidne le še na nekaterih območjih (si. 29). Lupina našega primerka je tudi precej nagrizena od spo-ngij, kar je vidno na levi strani slike 30 v obliki večjih kavern. Podobne kaverne pa vidimo tudi na sifonalnem in ligamentnem delu lupine. Na zunanji in notranji strani osrednje plasti v lupini je še posebna tenka plast. Na večji povečavi prereza lupine (si. 31) lahko- ti dve plasti bolje vidimo-. Notranja je bila verjetno sestavljena iz ene vrste prizem, ki pa so- sedaj že skoraj popolnoma prekristaljene. Ohranjena je tudi prav drobna ligamentna guba, ki izhaja iz no-tranje plasti lupine, je torej del notranje plasti. Ostali deli sklepa niso ohranjeni. Sifonalna cona je delno ohranjena. Sifo-nalni greben E, ki leži nasproti ligamentne gube, ima obliko močnejšega rebra. Na notranji strani lupine je tam konkavna vdolbina. Sifo-nalni greben S komaj opazimo. Leži na levi strani slike 30 na območju osmih kavern, ki so jih izvrtale spongije. Na notranji strani lupine tudi tam opazimo konkavno vdolbino, vendar šibkejšo ko-t pri grebenu E. Podobnosti in razlike. Novi vrsti nisem dal posebnega imena, ker je primerek precej slabo ohranjen. Lupino so spužve močno prizadele. Domnevamo lahko, da je bila lupina na ligamentni strani precej debela in da so bila tam močna zunanja rebra, kar se le delno vidi na našem primerku. Nova vrsta ima tudi izredno majhne dimenzije. Prizme, ki gradijo lupino-, so bolj drobne kot pri naših doslej znanih vrstah R. forojuliensis, R. maestrich-tiana in R. mirabilis. Po velikosti prizem se približuje celo rodu Apulites, od katerega pa se loči po nepravilno razporejenih prizmah in po- ligamentni gubi, ki je pri rodu Apulites ne opazimo. Stratigrafski položaj in razširjenost. Ta nova vrsta je bila doslej najdena le na območju Štori j pri Sežani v senonskem apnencu. Genus Durania Douville, 1908 Durania adriatica Polšak SI. 32 (levo) in 33—37 1967 Durania adriatica; Polšak, A., p. 96—98, tab. 59, fig. 2, 3, fab. 60, fig. 1—4, si. v tekstu 26. Fosilni material: desna lupina, ki je prirasla na še en primerek neke druge vrste rodu Durania iz Bilja pri Prestranku. Opis. Zunanja ornamentacija lupine je sicer že nekoliko preperela, vendar še vedno opazimo sledove prirastnih lamel ter drobna in številna podolžna rebra. Sifonalna cona je delno ohranjena in na podlagi tega lahko ugotovimo močni sifonalni brazdi s konveksnim medsifonalnim prostorom. Ligamentna guba ni razvita. Struktura lupine je prizmatična. V horizontalnem prerezu potekajo prizme v nagubanih pasovih. Med prizmami so vidne tenke temne proge, ki potekajo tudi čez same prizme. To so- prerezi prirastnih lamel. Podobnosti in razlike. Lupina iz Bilj je zelo podobna primerkom, ki jih opisuje Polšak, le da je naš primerek manjši od istrskih. Premer lupine znaša 3,8 X 4,8 cm, medtem ko navaja Polšak premer tudi do 7 cm. Stratigrafski položaj in razširjenost. Primerek je bil najden na državnem posestvu Bilje, vzhodno od Prestranka v zgornjekrednih skladih turonsko-senonske stopnje. Polšak navaja za to vrsto starost zgornji turon (3. ceno-cona). Vrsta je razširjena še na območju južne Istre. Durania sp. SI. 32 (desno) in 38—42 Lupina vrste Durania adriatica Polšak je zrasla skupaj z lupino Durania sp., ki je nisem mogel točneje determinirati (si. 32b). Opis. Zunanja ornamentacija lupine je skoraj uničena. Lupina je delno prekristaljena, kar se kaže v horizontalnem prerezu. Vendar sem lahko določil premer lupine, ki znaša 3,7 cm. Sifonalne brazde niso ohranjene. Ligamentna guba verjetno ni bila razvita, vendar tega ni mogoče točno ugotoviti zaradi delno prekristaljene lupine. Lupina je široka 7—8 mm in se na sifonalnem delu močno zoži. Kardinalni del lupine je še najbolje ohranjen in tam sem lahko ugotovil zanimivo strukturo lupine. Na horizontalnem prerezu opazujemo prizmatično strukturo, ki se SI. 31 — Fig. 31 Radiolitella n. sp., detajl slike 30, 10,5 X — detail of the Fig. 30, 10.5 X SI. 32 — Fig. 32 Durania adriatica Polšak (levo — left), Durania sp. (desno ■— right), prereza spodnjih lupin, senon, Bilje — transversal section through the lower valves, Senonian, Bilje SI. 33 — Fig. 33 Durania adriatica Polšak, ista spodnja lupina kot na sliki 32a — the same lower valve as on the Fig. 32a SI. 34 — Fig. 34 Durania adriatica Polšak, prečni prerez lupine, 3,2 X — transversal section through the valve, 3.2 X SI. 35 — Fig. 35 Durania adriatica Pol-šak, detajl slike 34, 10,5 — detail of the Fig. 34, 10.5 X SI. 36 — Fig. 36 Durania adriatica Polšak, radialni prerez lupine, 3,2 X — longitudinal section of the lovver valve, 3.2 X SI. 37 — Fig. 37 Durania adriatica Polšak, tangencialni prerez lupine, 3,2 X — tangential section of the lovver valve, 3.2 x SI. 38 — Fig. 38 Durania sp., prečni prerez spodnje lupine, se-non, Bilje, 3,8 X — transversal section through the lower valve, Senonian, Bilje, 3.8 X SI. 41 — Fig. 41 Durania sp., radialni prerez spodnje lupine, 3,2 X — longitudinal section through the lower 'valve 3.2 X SI. 42 — Fig. 42 Durania sp., tangencialni prerez spodnje lupine, senon, Bilje, 3,2 X — tangential section through the lower valve, Senonian, Bilje, 3.2 X SI. 43 — Fig. 43 Durania sp., prečni prerez spodnje lupine, senon, Nanos — transversal section through the lower valve, Senonian, Nanos bistveno' loči od prizmatične strukture pri drugih vrstah rodu Durania. Prizme so' tu videti podolgovate in štirikotne. V smeri zunanje strani lupine so' rahlo zaokrožene. Urejene so v vrstah, ki so' zgubane v antiklinale in sinklinale. To so1 v bistvu prizme, iz katerih so' sestavljene prirastne lamele. Te lamele so* nagnjene proti notranjosti lupine podobno kot pri rodovih Eoradiolites, Prae-radiolites, Radiolites in pri vrsti Durania praeblauaci Polšak et Azema. Pri ostalih vrstah rodu Durania ležijo prirastne lamele navadno^ horizontalno1 ali skoraj horizontalno1 (subhorizontalno). V prečnem prerezu lupine so prizme videti poligonalne (peterokotne, šesterokotne itd.) in ne štirikotne kot pri našem primerku. Na podlagi teh razlik se približuje naš primerek vrsti D. prae-blayaci, ki jo< je podrobno obdelal Polšak z območja Betskih Kordiljer v Španiji (1969). Na sliki 40 vidimo na spodnji strani desno' tudi »inicialne prizme« na notranji strani lupine, ki so subkvadratne in podobne nazobčanemu robu. Vse prizme so v horizontalnem prerezu radialno razporejene. V tangencialnem in radialnem prerezu lupine vidimo potek prizem v prirastnih lamelah pod drugimi zornimi koti (si. 41, 42). Podobnosti in razlike. Struktura lupine je do> neke mere podobna nekaterim strukturam iz rodu Radiolites in Praeradiolites, vendar se loči od teh predvsem po velikosti prizem. Verjetno' pripada rodu Durania in se močno približuje vrsti D. praeblayaci. Stratigrafski položaj in razširjenost. Ta primerek je bil najden na državnem posestvu Bilje vzhodno od Prestranka pri Postojni v zgornjekrednih skladih turonsko-senonske starosti skupno z Durania adriatica. Vrsta D. praeblayaci iz Betiških Kordiljer Španije pripada po Polšaku (1969) albiju. Že zaradi te časovne razlike bi težko uvrstili naš primerek k vrsti praeblayaci. Durania sp. div. SI. 43—53 Fosilni material: en prečni prerez spodnje lupine z Nanosa in trije s Tržaško- komenske planote. Opis. Prečni prerez spodnje lupine z Nanosa ni popolnoma pravokoten na podolžnoi os, ampak se temu prerezu močno približuje. Zato je kardinalni del lupine videti nekoliko preveč razširjen (si. 43). S tega razširjenega dela je bil izdelan tudi mikroskopski preparat, ki ga kažeta sliki 44 in 45. Struktura lupine je prizmatska z velikimi podolgovatimi prizmami in debelimi stenami, kar je za rod Durania značilno. Prizmatska zgradba lupine prehaja pri mnogih vrstah tega rodu v bližini sifonalne cone v lamelasto zgradbo. Posebno pogosto je to pri vrstah z velikimi prizmami in polomljenimi stenami. Ce si ogledamo prerez lupine na sliki 43, vidimo, da tudi pri tem primerku prehaja prizmatska zgradba v lamelasto. Kardinalni del ima še pri-zmatsko zgradbo, sifonalni pa že popolnoma lamelasto. Prehod prizmatske v lamelasto strukturo je mogoče opazovati tudi na sliki 44, kjer je lupina povečana 3,1-krat. Zelo se nagibljem mnenju, da je lamelasta struktura v mnogih primerih le prekristaljena prizmatska struktura. To mnenje mi še posebej vsiljuje dejstvo, da je pri nekaterih radiolitidih pričela med prekristaljenjem nastajati struk- SI. 44 — Fig. 44 Durania sp., prečni prerez čez kardinalni del spodnje lupine, Nanos, 3,1 X — transversal section through the cardi-nal side, Nanos, 3.1 X SI. 45 — Fig. 45 Durania sp., detajl slike 44, 10,5 X — detail of the Fig. 44, 10.5 X SI. 46 — Fig. 46 Durania sp., prečni prerez spodnje lupine, se-non, Dutovlje — transversal section through the lower valve, Seno-nian, Dutovlje SI. 47 — Fig. 47 Durania sp., prečni prerez spodnje lupine, se-non, Štor je — transversal section through the lower valve, Senonian, Štorje SI. 48 — Fig. 48 Durania sp., prečni prerez lupine s slike 47, 4 X — transversal section through the valve from the Fig. 47, 4 X SI. 49 — Fig. 49 Durania sp., ista lupina kot na si. 48, nagubane kalcitne lamele v votlini za bivanje, 3,3 X — the same valve as in the Fig. 48, folded calcite lamelas in the mantle-shell cavity, 3.3 X SI. 50 — Fig. 50 Durania sp., detajl slike 49, 10,5 X — detail of the Fig. 49, 10.5 X SI. 51 — Fig. 51 Durania sp., prečni prerez spodnje lupine, se-non, Štorje — transver-sal section through the lower valve, Senonian, Štorje 11 — Geologija 17 SI. 52 — Fig. 52 Durania sp., prečni prerez lupine na sliki 51, 3 X — transversal section through the valve in the Fig. 51, 3 X SI. 54 — Fig. 54 Biradiolites sp., prečni prerez spodnje lupine, senon, Štorje — transversal section through the lower valve, Senonian, Štorje SI. 55 — Fig. 55 Bournonia carsica n. sp., prečni prerez spodnje lupine, senon, Štorje — transversal section through the lower valve, Senonian, Štorje tura, podobna lamelasti zgradbi, tudi znotraj lupine, torej tam, kjer je bil prvotno votel prostor za bivanje. Za naš primerek iz rodu Durania je zanimiva konkavna vdolbina, vidna na prečnem prerezu na sifo-nalni strani lupine, ki predstavlja verjetno eno od sifonalnih brazd. Ta primerek nam dokazuje, da se dobijo tudi na Nanosu vrste rodu Durania, ki jih doslej s tega območja še niso omenjali. Na Tržaško-komenski planoti jugovzhodno od Kobdilja pri Dutovljah je našel B u s e r prerez desne lupine radiolitida, ki pripada rodu Durania. Opis. Lupino so atmosferilije močno načele, vendar lahko ugotovimo, da ima prizmatsko strukturo iz sorazmerno velikih prizem. Ligamentna guba ni razvita (si. 46). Na podlagi oblike lupine, pomanjkanja ligamentne gube in številnih drobnih reber uvrščam ta primerek v rod Durania. Stratigrafski položaj in razširjenost. Primerek je bil najden v senonskem apnencu jugovzhodno od Kobdilja pri Dutovljah na Tržaško-komenski planoti. Na območju Tržaško-komenske planote smo našli mnogo prerezov lupin radiolitidov, ki sem jih tudi prištel k rodu Durania (si. 47—-53). V vseh primerih gre samo za prečne prereze spodnjih lupin. Celotnih lupin ni videti. Lupine so popolnoma prekristaljene in ne kažejo nikakih sledov prvotne zgradbe, zato se tudi iz strukture lupine ne more ničesar trdnega sklepati. Kristaljenje je potekalo tako, da so se tvorile lamele sestavljene iz drobnih kristalov kalcita. Kalcitne lamele pa niso nastajale samo na mestu nekdanje lupine, ampak tudi tam, kjer je žival prebivala, torej v nekdanji votlini. Lupine so navadno- črne. V nekdanji lupini so kalcitne lamele drobne. Pod polari-zacijskim mikroskopom so vidne številne dvojčične lamele, ki se, kot vemo-, pogosto kažejo predvsem pri kalcitu, manj pri arago-nitu. Nekdanji votli deli (prostor za bivanje živali) so zapolnjeni z belim kalcitom. Lamele tega kalcita so debelejše. Lamele lupine in lamele votlin so nagubane. Nagubanost lamel v lupini bi lahko kazala na nekdanji potek strukture (verjetno prizem, če gre za rod Durania). Lamele v prostoru, kjer je žival prebivala, so nastajale od lupine navznoter votline in sicer pri dotoku mineralne raztopine v votlino-. To nalaganje kalcitnih plasti opazujemo- v začetni fazi pri primerku na si. 51, kjer so lamele na območju nekdanjega prostora za bivanje le ob lupini in še niso nagubane (si. 52 in 53). Pri primerku na sliki 47 pa je kalcit zapolnil že ves nekdanji prostor za bivanje živali. Močna nagubanost teh lamel je nastala lahko- samo na ta način, da je bila lupina zaradi diageneze v plasti splo-ščena. Iz tega torej lahko sklepamo, da so oblike mnogih lupin radiolitidov deformirane. Zlasti so sumljive tiste oblike, ki imajo o-valni horizontalni prerez lupine. Genus Biradiolites d'Orbigny 1847 Biradiolites sp. si. 54 Fosilni material: prečni prerez spodnje lupine z območja Štorij pri Sežani. Opis. Prerez drobne lupine iz zgornjekrednega apnenca pri Što-rjah kaže na neko vrsto, ki je blizu vrste B. fissicostatus d'Orb. Lupina je tanka, ima pa dvoje močnih reber. Eno od teh se cepi v dve rebri. Kardinalni aparat ni ohranjen, ligamentna guba ni razvita. Stratigrafski položaj in razširjenost. Presek lupine je bil najden na Tržaško-komenski planoti blizu Štorij pri Sežani v senonskem apnencu. Genus Bournonia Fischer 1887 Bournonia carsica n. sp. si. 55—60 Derivatio nominis: carsica — najdena na kraškem območju. Holotypus: si. 55—60; primerek št. 3752 spravljen v paleontološki zbirki katedre za geologijo in paleontologijo FNT univerze v Ljubljani. Fosilni material: horizontalni prerez desne lupine z območja Štorij pri Sežani (nasproti kmetije Majceni v malem kamnolomu). Diagnosis. Desna lupina je valjaSta, vendar je med ligamentnim delom in zadnjim sifonalnim grebenom S izrazito sploščena. Prednji sifonalni greben E je močno podaljšan v obliki rebra. Podobno je tudi zadnji sifonalni greben precej izbočen. Med obema so tri močna vzdolžna rebra, od katerih sta dve zaobljeni, srednje pa je oglato. Širina prvega zaobljenega rebra, ki je bliže sifc-nalnemu rebru E, je 3 mm in širina osrednjega oglatega rebra je 9 mm. Rebro, ki je bliže zadnjemu sifonalnemu rebru, je zelo široko (doi 15 mm) in položno vzbočeno. Zaradi položne vzbočenosti je pravo širino težko oceniti. Osrednje oglato rebro je znatno močnejše od zadnjega sifonalnega rebra S. Locus typicus. Nasproti kmetije Majceni ob cesti Štorje—Vrabče v malem kamnolomu severovzhodno od Štorij pri Sežani. Stratum typicum. Senonski skladi poleg Hippurites cornuvaccinum. Opis. Desna lupina ima v prerezu premer 5X9 cm. Debelina lupine znaša 6 mm do 17 mm. Najtanjša je na sploščenem delu med grebenom S in ligamentnim delom. Najdebelejša je v medsifonalnem prostoru. Zgradba lupine je značilna za rod Bournonia. V območju sifonalne cone je drugačna kot na ostalih delih. Strukturo sifonalnega grebena S kažeta sliki 57 in 58 v različnih povečavah. Na horizontalnem prerezu lupine vidimo radialne, delno prekinjene proge, ki predstavljajo prečne prereze vzdolžnih sten prizem. Za rod Bournonia je značilna struktura, ki jo kaže prečni prerez močnega oglatega rebra iz med-sifonalne cone. Na slikah 59 in 60 vidimo vzporedne odebeljene lamele z vmesnimi pregradami, ki stojijo pravokotno* na lamele. Lamele same tvorijo sin-klinalne oblike. Podobna je zgradba dela lupine, ki jo kaže slika 56, kjer lamele niso nagubane. Podobnosti in razlike. Na primerku vrste carsica ni videti toliko* reber in tudi ne toliko gub v zgradbi lupine kot pri drugih vrstah iz rodu Bournonia. Sicer pa se ta nova vrsta po* ostalih značilnostih, razen po medsifonalnem prostoru in izravnanem delu lupine, močno približuje vrsti B. dinarica Sliškovič. Stratigrafski položaj in razširjenost. Ta vrsta je bila najdena v senonskih skladih poleg Hipp. cornuvaccinum. Verjetno spada v zgornji del senona: v kampan ali v maastricht. Doslej je bila najdena samo na Tržaško-komenski planoti pri Štorjah. SI. 56 — Fig. 56 Bournonia carsica n. sp., prečni prerez spodnje lupine, 3,3 X — transversal section through the lower valve, 3.3 X SI. 57 — Fig. 57 Bournonia carsica n. sp., prečni prerez čez sifonalni greben S, 3,5 x — transversal section through the siphonal band S. 3,5 X SI. 58 — Fig. 58 Bournonia carsica n. sp., detajl slike 57, 10,5 X — detail of the Fig. 57, 10,5 X SI. 59 — Fig. 59 Bournonia carsica n. sp., prečni prerez grebena v medsifonalnem prostoru, 3 X — transversal section through the inter-siphonal zone, 3 X SI. 60 — Fig. 60 Bournonia carsica n. sp., detajl slike 59, 10,5 X — detail of the Fig. 59, 10.5 X SI. 61 — Fig. 61 Gorjanovicia cf. costata Polšak, spodnja lupina, senon, Šembije — lower valve, Senonian, Šembije Genus Gorjanovicia Polšak 1967 Gorjanovicia cf. costata Polšak SI. 61 1967 Gorjanovicia costata; Polšak, A., p. 103—105, tab. 61—66, tab. 69, tab. 70, si. 1, 2, si. v tekstu 28. Fosilni material: spodnja lupina iz Šembij nad Ilirsko Bistrico. Opis. Lupina je precej zglajena od atmosferilij in tudi precej prekristaljena. Na podlagi zunanje oblike, ligamentne gube in sifonalne cone sem se odločil za vrsto Gorjanovicia costata, vendar z rezervo, ker lupina ni povsem dobro-ohranjena. Stratigrafski položaj in razširjenost. Lupina je bila najdena v senonskem apnencu pri Šembij ah nad Ilirsko Bistrico. Sicer pa so znana še nahajališča te vrste na Tržaško-komenski planoti ter v santonu — spodnjem kampanu v južni Istri, pri Plitvičkih jezerih in v Grčiji. Gorjanovicia sp. SI. 62, 63 1967 Gorjanovicia sp.; Polšak, A., p. 102—103. 1973 Gorjanovicia sp.; Pleničar, M., p. 210, tab. 9, fig. 1. Fosilni material: prerez spodnje lupine z območja Nanosa. Opis. Lupina je močno- prekristaljena. Opaziti je triko-tno- ligamentno- gubo. Prerez lupine je zelo podoben prerezu, ki sem ga dobil na območju vasi Lome pri Črnem vrhu nad Idrijo in o-pisal v I. delu razprave o radiolitih leta 1973 (Pleničar, 1973). Ta primerek z Nanosa kaže tudi na podobnosti z vrsto G. vinjolae Polšak. Stratigrafski položaj in razširjenost. Primerek je bil najden ob cesti iz Podnanosa na Nanos v senonskem apnencu s keramosferinami in hipuriti. Genus Katzeria Sliško-vič 1966 Katzeria sp. SI. 64, 65, 66 Fosilni material: prečni prerez desne lupine z območja Nanosa. Opis. Na nekoliko poševnem prečnem prerezu desne lupine vidimo- žarkasto zgradbo- lupine. Lupino- je delno že zajelo kristaljenje, vendar se žarkasta struktura še lepo- opazuje. Zaradi kristaljenja tudi ni vidna značilna votlinasta struktura notranje strani lupine in značilna zgradba sifonalne cone. Ligamentne gube ne opazimo-. Nobeden od izrastkov, ki so nastali iz notranje plasti lupine in so vidni na sliki 65 in delno na sliki 66, verjetno ne predstavlja ligamentne gube, saj so izredno majhni ter na sliki 64, ki kaže celoten prerez lupine v naravni velikosti, sploh niso- vidni. Stratigrafski položaj in rajširjenost. Rod Katzeria je bil doslej najden v Sloveniji pri Ilirski Bistrici (Šembije na vznožju Snežnika), sedaj pa kaže, da je razširjen tudi v senonskih skladih na Nanosu. Sicer pa je zelo- razširjen še v Istri ter v Bosni in Hercegovini. SI. 62 — Fig. 62 Gorjanovicia sp., prečni prerez spodnje lupine, senon, Nanos, 3,8 X — transversal section through the lower valve, Senonian, Nanos, 3.8 X SI. 63 — Fig. 63 Gorjanovicia sp., prečni prerez spodnje lupine, senon, Nanos, 3,5 X — transversal section through the lower valve, Senonian, Nanos, 3.5 X SI. 64 — Fig. 64 Katzeria sp., prečni prerez spodnje lupine, senon, Nanos — transversal section through the lower valve, Senonian, Nanos SI. 65 — Fig. 65 Katzeria sp., prečni prerez spodnje lupine, kar-dinalni del, 4 X — transversal section through the cardinal side of the lower valve, 4 X SI. 66 — Fig. 66 Katzeria sp., detajl slike 65, 10,5 X — detail of the Fig. 65, 10.5 X SI. 67 — Fig. 67 Apulites giganteus Tavani, prečni prerez spodnjih lupin, senon, Nanos — transversal sections through the lower valves, Senonian, Nanos Genus Apulites Tavani 1958 Apulites giganteus Tavani SI. 67—70 1958 Apulites giganteus-, Tavani, G., p. 170, tab. 26, fig. la-c, tab. 27, fig. la-b, tab. 28, fig. 2a-c. 1970 Apulites giganteus-, Sliš kovic, T., p. 11—15, tab. 1, fig. 1—6, slika v tekstu 1—3. Fosilni material: dve delno ohranjeni desni lupini, ki nekoliko molita iz osnovne kamenine. V prerezu so vidni še preostanki drugih lupin (si. 67). Primerki so bili najdeni na Nanosu. Opis. Desna lupina je valjasta. Prečni prerez je ovalen s premeroma 2,5 X 1,7 cm. Stena lupine je debela 2—4 mm. Zunanja površina je skoraj gladka brez vzdolžnih reber in prirastnih lamel. Zgradbo* lupin v prečnem prerezu vidimo na slikah 68, 69 in 70. Notranja plast je zelo* tanka, prekristaljena in se na slikah slabo vidi. Zunanja plast se deli v dva dela. Glavni del je prizmatična plast, ki sestoji iz štirikotnih, skoraj kvadratnih prizem, ki so* radialno razporejene in delno tudi radialno razpoteg-njene. Ta del zunanje plasti je že v veliki meri prekristaljen, in sicer v glavnem na notranji strani. Na primerku, ki ga kaže slika 70, pa je kristaljenje zajelo lupino že skoraj v vsej širini. Drugi ali obrobni del zunanje plasti ima lame-lasto zgradbo, kar vsaj delno vidimo- na slikah 68 in 69. Sprednja sifonalna brazda E je precej izravnana. Stena lupine na tem mestu ni bistveno- odebeljena. Zadnja sifonalna brazda S je nekoliko izbočena. Tu je lupina odebeljena, vendar se struktura lupine na tem mestu prav nič ne loči od ostalih delov. Na sliki 68 vidimo večje območje zadnje sifo-nalne brazde S na levi strani slike in je enako- območju na desni strani, ki leži zunaj sifonalnih brazd. Medsifonalni prostor je plitvo- konkavno zaobljen. Podobnosti in razlike. Primerki z Nanosa so- deloma podobni primerkom iz Koričano-v na severozahodni strani planine Vlašič v Bosni. V Bo-sni in Hercegovini se pojavlja ta vrsta v skladih maastrichta. Tudi Tavani (1958) uvršča sklade z vrsto A. giganteus v senon. Na Nanosu so- bili vzeti primerki te vrste v senonskih skladih. Stratigrafski položaj in razširjenost. Na Nanosu se dobi ta vrsta v seno-nskih skladih. Sicer pa je razširjena še v Bosni in Hercegovini v skladih maastrichta in v senonskih skladih Italije. Povzetek Na območjih paravtohtone co-ne, to je na Tržaško-ko-menski planoti in Slavniku, ter visokega krasa, to je na Nanosu, Hrušici, postojnskem krasu, pivškem ravniku in na Snežniku sem našel v zgo-rnjekrednih skladih 14 rodov iz družine Radiolitidae. Naj pogostne j še so vrste iz rodov Gorjanovicia, Durania in Radiolites. Ti rodovi so regionalno tudi najbolj razširjeni, posebno še rodova Gorjanovicia in Durania. Sledi rod Radiolites. Ro-d Sauvagesia je omejen na visoki kras, Petkcvicia pa na Tržaško-komensko- planoto. Upoštevati je seveda treba, da smo imeli predvsem opravka s prerezi lupin in ne s celimi lupinami; zato je možno-, da bo treba tudi ta pregled še korigirati. SI. 68 — Fig. 68 Apulites giganteus Tava-ni, prečni prerez spodnje lupine, senon, Nanos, 4,8 X — transversal section through the lower valve, Senonian, Nanos, 4,8 X SI. 69 — Fig. 69 Apulites giganteus Tava-ni, detajl slike 68, 10,5 X — detail of the Fig. 68, 10,5 X SI. 70 — Fig. 70 Apulites giganteus Ta-vani, prečni prerez spodnje lupine, senon, Nanos, 4,8 X — transversal section through the lovver valve, Senonian, Nanos, 4.8 x Radiolitidi so najpogostejši v senonu in turonu. V apnencu dobimo lupine radiolitidov nepravilno razmetane, kar kaže, da so jih valovi po smrti še premetavali. Sorazmerno ostre konture lupin pa zopet govore za to, da lupine niso bile daleč prenesene in da so> v kratkem času obležale negibne v apnenem blatu. Diagenetski proces, ki je sledil, je bil najbolj intenziven na območju današnje Tržaško-komenske planote. Tam je večina lupin močno ali popolnoma prekristaljenih. Mnogo bolje je ohranjena prvotna struktura lupin na območju visokega krasa. Težko* bi bilo* razložiti ta pojav z vidika današnjega poznavanja sedimenta-cijskih in tektonskih razmer obeh območij. Vsekakor je bila Tržaško-komenska planota tektonsko najmanj prizadeta in vendar je kristaljenje lupin rudistov zavzelo tam največji obseg. Zanimivo je, da je tam tudi razširjen skladoviti, oziroma masivni apnenec s prekristalj enimi lupinami fosilne favne, ki predstavlja vsaj 30 %> celotne mase. Kamnoseki imenujejo* ta apnenec »kraški marmor«, čeprav s petrografskega stališča tega imena ne zasluži. Marmor je metamorfna kamenina, nastala pri procesih metamorfoze. Prekristalj en je lupin v krednem apnencu pa je potekalo verjetno že v morju kmalu po* odložitvi karbonatnega sedimenta v procesu diageneze. Nimamo torej opravka s pravim marmorjem, ampak s kamenino s prekristaljeno* vsebino fosilnih ostankov. Zakaj je do* tega procesa prišlo prav na tem območju in ne tudi na sosednjih ozemljih, bi se dalo morda pojasniti z bolj nemirno in plitvo* vodo in v zvezi s tem z večjo aeracijo. Posebnost so tudi sorazmerno majhne lupine radiolitidov, kar zopet razlagam tako, da je imelo* tu morje znatno energijo (valovanje, tokovi), ki je sicer pospeševala mutacije organizmov, toda obenem ovirala njih večjo rast. Manjše oblike so se laže upirale valovanju kot velike. Zanimivo je, da so* tudi hipuri-tidi s tega območja relativno majhni in da dobimo npr. pri Stranicah na Štajerskem v gosavskih skladih znatno večje oblike istih vrst. Mislim, da je prav majhna oblika radiolitidov omogočila tej družini, da njeni zastopniki daleč prevladujejo tako po številu rodov in vrst kot tudi individuov istih vrst nad ostalimi družinami rudistov pa tudi nad drugimi živalskimi skupinami. Morda bi nam o večji ali manjši globini morja, oziroma večjem ali manjšem gibanju vode, v kateri so radioliti živeli, lahko* nekaj povedala tudi ornamentacija in oblika njih lupin. Široke, kratke oblike, dalje oblike bogate s štrlečimi prirastnimi lamelami in grebeni ter trdne, debele in masivne lupine kažejo na razburkano vodo. Z grebeni in rebri so bogato opremljene vrste rodu Gorjanovicia, Biradiolites, Radiolites in do neke mere tudi Distefanella. Vsi ti rodovi se dobijo na Tržaško^komenski planoti poleg masivnih in širokih oblik rodov Durania in Bournonia. Za visoki kras pa so poleg teh značilne še gladke lupine rodu Sauvagesia, nekatere vrste rodu Durania, vitki in ozki zastopniki rodu Medeella, Apulites in Katzeria. Ob tej priliki naj omenim, da so pogostni zastopniki rodu Sauvagesia bili najdeni tudi pri Stranicah na Štajerskem v gosavskem razvoju krednih skladov, ki kažejo znake nekoliko mirnejše vode, kot je bila v južni Sloveniji, zlasti pa še na območju Tržaško-komenske planote. Radiolites from the Cretaceous Beds of Slovenia, Part II Mario Pleničar Katedra za geologijo in paleontologijo, Univerza v Ljubljani, Ljubljana, Aškerčeva 12 In the paper is given a description of 10 genera and 11 specimens of radiolitids from Nanos Mountain and Trst-Komen Plain. The author has established that in the area of Nanos Mountain radiolitids had lived in the more quiet water as in the Trst-Komen Plain. For^this reason the two fauna are distinguished. For the Trst-Komen Plain are typical the genera: Gorjanovicia, Biradiolites, Radiolites, Distefanella and the broad forms of genera Durania and Bournonia. For the Nanos Mountain but beside these genera are typical yet slim and strait representatives of genera: Medeella, Apulites, Katzeria and Durania. Introduction In the north-western part of Yugoslavia, in the upper Cretaceous limestone of the Dinaric Alps, the most numerous are the rudists belonging to the family Radiolitidae. Though besides the radiolitids the limestone contains the hippu-ritids, Nerinea, Anthozoa, Hydrozoa and Foraminifera; the radiolitids predo-minate. In Istria it is easier to come across the unbroken released valves of the radiolitids, as determined by Polšak (1967). To- the north from this area, in Slovenia, only fragments and sections of the valves can be obtained in the dense limestone. In the northern part of Slovenia Cretaceous beds are developed in Gosau facies. DESCRIPTION OF THE FAUNA Classis LAMELLIBRANCHIATA Ordo Rudistae Lamarck 1819 Familia Radiolitidae Gray 1868 Genus Praeradiolites Douville 1902 Praeradiolites boucheroni Bayle var. strobilus Tavani Fig. 2 A lower part of the lower valve was found in Hrušica plain. External lamellae are set wide apart. The longitudinal costae are very thick. Both sy-phonal bands are shallow. The lamellar growth lines on the siphonal bands are turned against the commissure, whereas those on the interband are turned downwards forming a sharp fold. The ligamental ridge is triangular and short. The structure of the shell is prismatic. This speeimen is characteristic for Upper Campanian and Lower Maastrichtian of Bur Hardag in Somalia (T a v a n i, 1949). Praeradiolites sp. Fig. 3, 4, 5, 6 A lower valve was found in the Turonian-Senonian limestone at Bilje near Postojna (Fig. 3). The valve is 8 cm long and has a diameter of 4 cm. On the external side thin and dense lamellae are visible. The siphonal zone consists of two thick ribs with a concave interband (Fig. 4). The structure of the shell is prismatic. On the Fig. 5 we can distinguish two transverse sections of lamellae in form of two dark stripes with the polygonal prisms between them. The ligamental ridge is very fine. The example resembles the speeimen P. toucasianus solagiensis Astre, but it can be distinguished by its siphonal bands. This valve has been found in the Upper Senonian beds along with the species Durania adriatica Polšak. Genus Sphaerulites Delametherie 1805 Sphaerulites foliaceus Lamarck Fig. 7, 8, 9, 10 Two fragments of a lower valve and an upper valve have been found in the Cenomanian limestone on the Nanos mo-untain together with the Neo-caprina nanosi Pleničar, N. gigantea Pleničar and Chondrodonta joannae Chof-fat. The lower valve is short and broad. The upper valve is slightly convexly arcuated. The structure of the lower valve is partly lamellar, partly prismatic. On Fig. 8 the cardinal apparatus is visible: transverse sections of the teeth B and B', myophores ma and mp and the ligamental ridge, sphaerically widened at the top. On both examples the siphonal zone is broken. This speeimen was found in the Cenomanian beds of France. Genus Radiolites Lamarck 1801 Radiolites douvillei Toucas Fig. 11 The left valve and the major part of the right valve were found in the Cenomanian beds of the Nanos mountain along with the speeimen Sphaerulites foliaceus Lamarck. The upper valve is slightly arcuated. The lower valve is wide and flattened, the diameters are 11X9 cm. The height of the preserved part amounts to 9 cm. The external lamellae are wide apart, subvertical and pressed against the valve. The longitudinal ribs are fine and dense. The an-terior siphonal band E has 5 thicker ribs besides numerous finer shaped ones. The interband zone is convex. The ligamental ridge is short and trigonal. As mentioned by Toucas (1908), sueh specimens had also been found in the Coniacian beds, as well as in the Campanian beds in Istria (Polšak, 1967). Radiolites lusitanicus (Bayle) Fig. 12, 13 The valve was found in the Turonian beds of the Snežnik mountain. The walls of the shell have a prismatic structure. The ligamental ridge is short and triangular. The external lamellae are fine, dense and funnel-shaped. They are partially folded. In the siphonal bands the lamellae are turned upwards. The species is extended in the Upper Turonian beds of Istria, Greece, West Serbia, the Apennines, the Pyrenees and Portugal. Radiolites praesauvagesi communis Polšak Fig. 14, 15 The upper valve found north-west of the Planina Polje is partially pre-served. The valve is cylindro-conical with fine, dense lamellar gro zelo ozko ustno odprtino, je normalno- oblikovano'. Ker je mehko, brez notranjega skeleta, vendar zelo* mišičastO', se brez težav stisne skozi ozko ustno špranjo'. Iz tega sklepamo, da je bilo telo nerinej podobno* današnjim polžem. Težko- pa si predstavljamo, kako je žival živela v tako' tesnem prostoru, kot ga imajo hišice nekaterih vrst. Iz družine Murchisoniidae, ki je živela od kambrija do konca perma, so se verjetno postopno razvili predstavniki družine Nerineidae (P i v e -teau, 1952), ki so izumrli v zgornji kredi. Iz njih pa naj bi se razvila veja polžev, ki so se v večjem številu pojavili šele v zgornji kredi in nekateri njihovi predstavniki živijo še danes. To- so* polži iz družine Campanilidae. Med zunanjimi oblikami hišic predstavnikov teh treh družin najdemo podobnosti, ne da pa se med seboj primerjati ustnih odprtin in notranjosti zavojev, čeprav imajo nekatere izmed murchisoniid že izrastek — gubo na kolumeli. Skupne značilnosti rodov družine Nerineidae Oblika hišice je zelo* različna: stožčasta, koničasta, cilindrična in jajčasta. Hišice so tudi različno- velike. Imajo' lahko* popek, ali pa so brez njega. Tako ustje ima sifonalni kanal ali plitev izliv. Popek predstavlja votlo- ko-lumelo. V večini primerov sega do' vrha hišice, njegova širina pa je zelo1 različna pri različnih vrstah. Če je hišica brez popka, ima torej sifonalni kanal, je tudi njena kolumela polna. To je osrednji stebriček polžje hišice, okoli katerega se ovijajo zavoji. Stene zavojev so v skoraj vseh primerih zelo debele, na zunanji strani pa navadno ornamentirane. Večina hišic ima konvolutne zavoje, ki se le zelo malo prekrivajo. Pri nekaterih vrstah z jajčasto hišico pa se zavoji močno prekrivajo. Na zunanji strani so zavoji ravni, konkavni ali konveksni (si. 2). Za posamezne vrste so- pomembni tudi podatki, kot so višina hišice, širina hišice ali premer zadnjega zavoja, zelo' pomemben pa je apikalni kot — kot ob vrhu hišice (si. 3). Glavna značilnost pripadnikov družine Nerineidae so gube. To je nekakšna ornamentacija notranjih sten zavojev, ki je enaka od najstarejših zavojev vse do> ustne odprtine. Gube segajo iz sten v praznino- ali lumen zavoja, oz. življenjski prostor živali. Glede na steno, iz katere raste guba, jo- imenujemo kolumelarna, parietalna in lateralna ah labialna. Nekatere vrste imajo tudi izboklino na spodnji strani zavoja, ki jo imenujemo- palatalna guba. Pri mnogih SI. 2. Glavne oblike nerineidnih hišic 1 stožčasta hišica z ravnimi zavoji, 2 stolpičasta hišica s konkavnimi zavoji, 3 jajčasta hišica, zavoji se zelo prekrivajo, V višina zadnjega zavoja, v višina ustne odprtine, u ustna odprtina Fig. 2. Common forms of nerineid shells 1 conical shell with flat whorls, 2 turriculate shell with concave whorls, 3 oval shell; the later whorls embrace the earlier to the extent of completely covering them, V height of last whorl, v height of aperture, u aperture sL pL sC pC SI. 3. Shema hišice nerineje Fig. 3. A diagrammatic sketch showing some features of a nerineid shell a apikalni kot, h višina hišice, d največja širina hišice, S sutura, K kolumela, L stranska guba, pL primarna stranska guba, sL sekundarna stranska guba, P temenska guba, C kolumelarna guba pC primarna kolumelarna guba, sC sekundarna kolumelarna guba a apical angle, h height of shell, d maximum diameter of shell 5 suture, K columella, L lateral fold, pL primary lateral fold, sL se-condary lateral fold, P parietal fold, C columellar fold, pC primary columellar fold, sC secondary columellar fold 1 P O L- P P pC sC P P S. 4. Shematični prikaz gub Fig. 4. Sketch showing positions of folds Razlaga pri si. 3 Explanations in Fig. 3 >_sC PC vrstah se pojavljata na kolumelarni in na zunanji strani zavoja po dve gubi. Na kolumelarni strani je primarna kolumelarna — spodnja guba, nad njo- pa sekundarna kolumelarna guba. Enako je na zunanji strani. Spodnja guba je primarna lateralna, zgornja pa sekundarna lateralna guba. Na skicah in risbah jih označujemo z velikimi začetnicami mednarodnih imen: C — kolumelarna, P —- parietalna, L — lateralna guba. Za ta imena pa sem našla slovenske izraze, in sicer: parietalna ali temenska guba in lateralna ali stranska guba (si. 3). Gube se med seboj zelo ločijo po obliki in velikosti, kar je značilno- za posamezne rodove in vrste. Število- gub po mnenju nekaterih avt-orjev kaže na filo-genetski razvoj vrst. Gube naj bi se pojavljale v določenem zaporedju. To- sem skušala prikazati na sliki 4, kjer so poudarjene le oblike gub. Oblika življenjskega prostora živali je le približna. Sprva so- večino po-lžjih hišic z značilno- notranjostjo- zavojev, ne glede na število gub, uvrščali v rod Nerinea. Število- vrst tega rodu je bilo zaradi tega zelo veliko. Velike so bile tudi razlike med posameznimi vrstami in uvajati so začeli nove rodove. Pri tem so upoštevali predvsem notranjost zavojev, v nekaterih primerih pa tudi zunanjo- obliko hišice. Vrste z eno- gubo so uvrstili v rod Cryptoplocus, kar velja še danes. Obseg rodu Nerinea so zmanjšali tudi s tem, da so za bolj komplicirane oblike uvedli rod Ptygmatis. Pri tej ločitvi pa ni bilo točno- definirano- število gub. Tako rod Nerinea še vedno obsega vrste z dvema, s tremi in celo štirimi gubami, rod Ptygmatis pa vrste s štirimi in petimi gubami. Tudi v novejši literaturi kriteriji različnih avtorjev niso enotni. Pri določevanju primerkov s Trnovskega gozda Rodovni kriteriji in Banjške planote sem se držala načela, da spadajo vrste1 z dvema in s tremi gubami v rod Nerinea, vrste s štirimi in petimi gubami pa v rod Ptygmatis. Vsekakor bi bilo potrebno1 uvesti nove rodove, od katerih naj bi vsak vseboval le vrste z enakim številom gub. Enako število1 gub pa bi lahko1 imela dva rodova, ki se močno razlikujeta po zunanji obliki hišice. Ze stari avtorji so namreč ločili od rodu Nerinea rod Itieria, čeprav imajo- nekatere vrste teh dveh rodov enako število1 gub. Rodova pa se močno ločita po zunanji obliki hišice. Enako- je tudi pri rodu Phaneroptyxis, ki ima isto- število- gub kot nekatere vrste ro-du Ptygmatis. Pregled rodov in vrst s Trnovskega gozda in Banjške planote Rod Cryptoplocus Pictet & Campiche 1861 Rod Cryptoplocus je najpreprostejši rod družine Nerineidae. Zanj je značilna ena sama guba. Ta je pri posameznih vrstah različno- oblikovana, različno velika in sega v različno smer notranjosti. Lahko- je usmerjena naravnost navzdol proti spodnji strani zavoja, lahko pa je poševna in usmerjena proti zunanji steni. Tudi dno zavoja ima pri različnih vrstah različno- obliko — ravno- ali polkrožno. Za ločitev vrst tega rodu je pomembna tudi zunanja oblika hišice, predvsem njen apikalni kot. Vse hišice so stožčaste, z gladkimi ravnimi zavoji. Njiho-ve stene so- debele, ko-lumela pa je votla. Predstavniki tega rodu so znani le iz kimmeridgija in portlandija. Cryptoplocus consobrinus Zittel SI. 5a, b, c 1886 Cryptoplocus consobrinus Zittel, He-rbich, 42, Taf. XII, Fig. 1, 2. 1965 Cryptoplocus consobrinus Zittel, Veselinovič, 254, Tab. VI, fig. 2. 1965a Cryptoplocus consobrinus Zittel, Veselinovič, 98, tab. II, si. 2. 1969 Cryptoplocus consobrinus Zittel, Nikler, 219, tab. I, si. 4, 6. Opis: Hišica je stožčasta, ima precej široko- votlo- kolumelo in debele stene. Zavoji so na zunanji strani ravni in gladki. Izbočena notranja stena zavojev daje kolumeli stopničasto1 obliko. V notranjosti zavoja je le ena guba, in sicer na zgornji strani. Temenska guba je močna, debela, najprej usmerjena navzdol, nato pa je nekoliko obrnjena navzven. Zgornjo- polo-vico- zavoja razdeli na dva dela, od katerih je zunanji večji. Osnovna oblika ustne odprtine je v mlajših zav-o-jih bolj pravokotna, v starejših pa o-valna. Dimenzije: višina 60 do- 80 mm, širina 40 do 78 mm, apikalni kot 42". Razširjenost: Na Trnovskem gozdu je vrsta Cryptoplocus consobrinus do sedaj znana le- iz Zavrha pri Lokvah in Čepo-vanskega dola, iz apnenca zgornje-malmske staro-sti. SI. 5 — Fig. 5 Cryptoplocus consobrinus Zittel a) Ustna odprtina s temensko gubo — Aperture with parietal fold b) Kolumelarni presek primerka iz Zavrha pri Lokvah — Columellar section of the specimen from Zavrh near Lokve Cryptoplocus picteti Gemmellaro-SI. 6 a, b, c, 1898 Cryptoplocus picteti Gemmellaro, Cossmann, 160, Pl. XIII, fig. 9. 1965 Cryptoplocus picteti Gemmellaro, Veselinovič, 253, Tab. VI, fig. 3, 4. 1969 Cryptoplocus picteti Gemmellaro, Nikler, 219, tab. I, si. 5. Opis: Hišica je visoka in konična. Kolumela je votla, sega do vrha hišice in je ozka, mnogo- ožja kot pri vrsti Cryptoplocus consobrinus. Stene hišice so debele. Zunanje površje zavojev je gladko-, ni pa popolnoma ravno. Zavoji so rahlo konkavni in imajo nekoliko- poudarjen zgornji rob, kar je razlika med to- vrsto- in vrsto- Cryptoplocus depressus (Voltz), ki ima zavoje popolnoma ravne. Ustni odprtini obeh vrst sta si zelo- podobni. Na preseku hišice se v notranjosti zavo-jev vidi temenska guba, ki je- že v korenu obrnjena proti zunanji strani zavoja. Življenjski prostor živali je dokaj velik. V starejših zavo-jih je njegovo dno po-lkrožno, proti mlajšim zavojem pa postaja čedalje bolj ravno. Oblika celotne notranjosti zavoja tako- prehaja od okrogle prek kvadratne do pravokotne. Razmerje med širino in višino- življenjskega prostora se torej od vrha proti ustju hišice spreminja v korist širine. Dimenzije: višina 93 mm, širina 50 mm, apikalni kot 27°. Razširjenost: Edini do- sedaj znani primerek sem našla v zgornjemalmskem apnencu na Krnici na Trnovskem gozdu. Rod Nerinea Defrance 1825 V rod Nerinea uvrščajo- vrste z dvema, s tremi in štirimi gubami. Nekateri mlajši avtorji pa vrste s štirimi gubami prištevajo rodu Ptygmatis. Tudi sama sem vrsto Nerinea calypso uvrstila v rod Ptygmatis, saj ima v notranjosti zavoja štiri gube. Vse gube pri vrstah rodu Nerinea so široke, močne in tope-. Zelo- debele so tudi stene zavojev. Kolumela je polna in precej široka. Hišice so- sto-lpičaste. Njiho-vi apikalni koti so majhni, pri nekaterih primerkih celo- zelo majhni, le okoli 6°. Take hišice so navadno- zelo- visoke, nekatere dosežejo- višino- nad 30 cm. Zavoji so na zunanji strani navadno zelo- konkavni, sutura poteka po visokem grebenu. Glede na višino- hišice in njeno širino je različno tudi razmerje med višino in širino zavoja, s tem pa se spreminja tudi oblika življenjskega prostora živali o-d približno rombične do zelo- podolgovate. Tak lumen zavoja leži v smeri njegove diagonale. Številne vrste rodu Nerinea so na koncu jure izumrle. Značilne so le za kimmeridgij in po-rtlandij, nekatere celo samo- za po-rtlandij, oziroma titonij. Le dve izmed naših vrst se pojavljata v valanginiju in hauteriviju. Nerinea syndjecavae Herbich SI. 7 a, b 1886 Nerinea Syndjecavae Herbich, Herbich, 10, Taf. VI. Fig. 1, 2, Taf. VII, Fig. 9, 10. 1965 Nerinea syndjecavae Herbich, Veselinovič, 249, Tab. IV, fig. 2, 3. 1969 Nerinea syndjecavae Herbich, Nikler, 219, tab. II, si. 5, 9. SL 6 — Fig. 6 Cryptoplocus picteti Gemmellaro a) Ustna odprtina s temensko gubo — Aperture with parietal fold b) Prehod od okrogle do pravokotne oblike življenjskega prostora — Developement from circular to rectangular form of aperture Si. 7 — Fig. 7 Nerinea syndjecavae Herbich a) Ustna odprtina s temensko in kolumelarno gubo — Aperture with parietal and columellar fold b) Kolumelarni presek primerka iz Zavrha pri Lokvah — Columellar section of the specimen from Zavrh near Lokve; 1,1 X Opis: Hišice vrste Nerinea syndjecavae so ozke, dolge in koničaste. Na vseh primerkih opazimo izredno debele stene in močno kolumelo, ki je polna. Hišice so torej brez popka. Na največjem primerku je vidnih enajst zavojev. Vsi so zelo konkavni in močno ornamentirani. Ob suturi se namreč vleče pas velikih vozlov, pravokotno nanj pa potekajo od vrha zavoja navzdol rebra. Ustna odprtina je rombična, vanjo pa izraščata dve gubi. Temenska je daljša in ožja od kolumelarne, je ravna in usmerjena nekoliko' navzven. Kolumelarna guba je kratka, široka in topa. Osnovna oblika življenjskega prostora se od starejših do mlajših zavojev ne menja. Razmerje med širino in višino1 notranjosti zavoja ostaja isto 1:1. Dimenzije: višina 68 do 75 mm, širina 25 mm, apikalni kot 25°. Razširjenost: Na Trnovskem gozdu sem to vrsto našla v zgornjemalmskem apnencu v Zavrhu pri Lokvah. Nerinea mikoi Herbich SI. 8a, b 1886 Nerinea Mikoi Herbich, Herbich, 12, Taf. IV, Fig. 4, 5. Opis: Najdeni primerek po notranjosti zavojev najbolj ustreza opisu vrste Nerinea mikoi, ki je največja znana med vrstami z dvema gubama. Življenjski prostor je podoben kot pri vrstah N. syndjecavae in N. transylvanica. Karakte-rizirata ga dve gubi, in sicer zelo široka in kratka kolumelarna, ter dolga, ozka in ravna temenska guba, ki je pri tej vrsti usmerjena pravokotno na dno zavoja. Sega do polovice zavoja in razdeli njegovo zgornjo polovico na dva dela, ki sta skoraj enaka, imata približno enako širino kot guba sama. Zaradi nepopolno ohranjene hišice se razmerje med širino in višino lumena lahko izračuna le za en zavoj. To znaša 1 : 1,3. Osnovna oblika življenjskega prostora je, kot vidimo iz indeksov, pokončni štirikotnik. Kolumela je zelo debela, debele so tudi stene zavojev. Iz ohranjenega dela hišice sklepamo, da je bila ta zelo dolga in stolpičasta. Zavoji so konkavni, nekoliko odebeljeni na zgornji in spodnji strani. Dimenzije ohranjenega dela hišice: višina 50 mm, širina 31 mm, apikalni kot 14°. Razširjenost: Edini primerek te vrste sem našla v zgornjemalmskem apnencu v Zavrhu pri Lokvah. Nerinea cf. transylvanica Herbich SI. 9 cf. 1886 Nerinea Transylvanica Herbich, Herbich, 10, Taf. VII, Fig. 1, 2. Opis: Iz ohranjenega dela hišice, na katerem so vidni le štirje zavoji, se lahko sklepa, da je bila visoka in stolpičasta. Kolumela je polna, stene pa zelo debele, predvsem zunanja, ki je ob šivih odebeljena. V lumen zavoja segata dve gubi. Kolumelarna je zaradi svoje velike širine in majhne višine slabo izražena. Temenska guba je v starejših zavojih zelo ozka, v mlajših pa široka in topa. Zaradi majhnega dela hišice je težko ugotoviti, ali je to pravilo, ali le posledica fosilizacije. Primerek najbolj ustreza opisu vrste N. transylvanica, velike podobnosti pa kaže tudi z drugimi vrstami, na primer z vrsto N. csaklyana, N. syndjecavae in N. mikoi, ki se med seboj le malo ločijo1. Razširjenost: Primerek sem našla v zgornjemalmskem apnencu v Zavrhu pri Lokvah. Nerinea cf. crispa Zeuschner SI. 10 cf. 1855 Nerinea crispa Zeuschner, Peters, 359. cf. 1886 Nerinea crispa Zeuschner, Herbich, 13, Taf. V, Fig. 17, 18, Taf. VI, Fig. 15—18, Taf. IX, Fig. 7, 8. cf. 1969 Nerinea cf. crispa Zeuschner, Nikler, 219, tab. II, si. 8. Opis: Ohranjeni del majhne polžje hišice meri le 15 mm in ima štiri zavoje. Manjka ji vrh in spodnji del. Stene zavojev in kolumela so debele. 13 — Geologija 17 V lumen zavoja segata dve gubi, kolumelarna in temenska, ki sta majhni, slabo izraženi, predvsem temenska. Razširjenost: Primerek sem našla v zgornjemalmskem apnencu pri Plavah. Nerinea jeanjeani Roman SI. lla, b 1898 Nerinea Jeanjeani Roman, Cossmann, 53, Pl. XIII, fig. 10, 17. 1965 Nerinea jeanjeani Roman, Veselinovič, 246, Tab. II, fig. 1, 4. 1965a Nerinea jeanjeani Roman, Veselino vič, 95, tab. III. si. 3. 1969 Nerinea jeanjeani Roman, Nikler, 219, tab. III, si. 1, 6. Opis: Hišice so- visoke in stolpičaste. Zavoji enakomerno- naraščajo. So nekoliko konkavni in imajo na spodnjem in zgornjem robu niz vozlov. Tako tvorita spodnja stran starejšega in zgornja stran mlajšega zavoja greben, sredi katerega poteka sutura. Hišice nimajo' popka. Kolumela je polna in široka, stene zavojev so- debele. V notranjosti zavojev so- izoblikovane tri gube, in sicer kolumelarna, temenska in stranska. Vse tri so si podobne med seboj. So sorazmerno majhne, a dobro vidne. Ko-lumelarna je ravna, kratka in ozka. Temenska je ozka in zavita proti zunanji strani zavoja, stranska pa je nekoliko a b SI. 8 — Fig. 8 Nerinea mikoi Herbich a) Ustna odprtina s temensko in kolumelarno gubo — Aperture with parietal and columellar fold SI. 9 — Fig. 9 Nerinea cf. transylvanica Herbich Kolumelarni presek primerka iz Za- vrha pri Lokvah (1,8 X) Columellar section of the specimen from Zavrh near Lokve (1,8 X) SI. 10 - ■ Fig. 10 Nerinea cf. crispa Zeuschner Kolumelarni presek primerka iz Plav (2,8 X) Columellar section of the specimen from Plave (2,8 X) SI. 11 — Fig. 11 Nerinea jeanjeani Roman a) Ustna odprtina s temensko, kolumelarno in stransko gubo — Aperture with pa- rietal, columellar and lateral fold širša. Razmerje med širino in višino notranjosti zavoja se nekoliko spreminja. Višina se proti zadnjemu zavoju hitreje veča kot širina. Ta vrsta je podobna vrstam N. voltzi, N. salinensis in N. hoheneggeri. Razlike med njimi so v glavnem v različnem razmerju med širino- in višino1 lumena zavoja, so pa seveda zelo majhne. Dimenzije: višina 62 do 85 mm, širina 29 do 30 mm, apikalni kot 20° do 23°. Razširjenost: Vse primerke te vrste sem našla v zgornjemalmskem apnencu pri Plavah. Nerinea hoheneggeri Peters Sl. 12a, b 1855 Nerinea Hoheneggeri Peters, Peters, 357, Taf. III, Fig. 1, 2. 1886 Nerinea Hoheneggeri Peters, Herbich, 21, Taf. VIII, Fig. 19, 20. 1898 Nerinea cf. Hoheneggeri Peters, Cossmann, 53, Pl. XIII, fig. 16. a b Sl. 12 — Fig. 12 Nerinea hoheneggeri Peters a) Ustna odprtina s temensko, kolumelarno in stransko gubo — Aperture with pa- rietal, columellar and lateral fold 1959 Nerinea hoheneggeri Peters, Sučič, 171, Tab. V, si. 6. 1965 Nerinea hoheneggeri Peters, Veselinovič, 247, Tab. IV, fig. 6, 8. 1965a Nerinea hoheneggeri Peters, Veselinovič, 94, tab. III, si. 1. 1971 Nerinea hoheneggeri Peters, Charvet & Termier, 188, Pl. XXX, fig. 1—5. Opis: Hišice so konične, dolge do 10 cm. Njihov apikalni kot je 18°. Zavoji so konkavni. Imajo- zelo močno ornamentacijo. Vzporedno s suturo potekajo večji in manjši vozli. Stene zavojev so debele, kolumela je polna, torej so- hišice brez popka. Na vseh primerkih je lepo vidna notranja oblika zavojev. Karakte- SI. 13 — Fig. 13 Nerinea cf. vogti de Mortillet a) Ustna odprtina s temensko, kolumelarno in stransko gubo — Aperture with pa- rietal, columellar and lateral fold rizirajo jo tri gube, ki so približno- enako dolge. Najširša je stranska guba, ki je topa. Kolumelarna je nameščena niže od prve, je nekoliko- krajša in se bolj ostro konča. Tudi temenska guba je ostra, zavita pa je proti zunanji strani zavoja. Osnovna oblika življenjskega prostora je rombična. Razširjenost: Na Trnovskem gozdu sem našla primerke te vrste le v haute-rivijskem apnencu na Krnici. Nerinea cf. vogti de Mortillet SI. 13a, b cf. 1939 Nerinea vogii de Mortillet, Pet kovic, 71, tekstsl. 6—8, tab. I, si. 6, tab. IV, si. 4, tab. V, si. 1—4. cf. 1953 Nerinea vogdti (de Mortillet), Mongin&Trouve, 230, Pl. III, fig. 2. cf. 1954 Nerinea vogti de Mortillet, And j el kovic, 58, Tab. I, si. 3. Opis: Višina enega primerka je bila po rekonstrukciji najmanj 230 mm. Širina v spodnjem delu primerka je 28 mm, apikalni kot meri 8°. Hišica se torej močno razlikuje od oblik drugih vrst iz rodu Nerinea, saj je zelo1 dolga, oziroma visoka. Stene hišice so' zelo močne in debele. Zavoji so- konkavni. Ustna odprtina je podobna kot pri nekaterih vrstah rodu Itieria, vendar je zunanja oblika hišice močno različna. Življenjski prostor je razpotegnjen, vanj pa segajo tri plitve gube, po ena na kolumelarni strani, ena na stropu zavoja in ena na zunanji ustni. Najniže v spodnjem delu zavoja je kolumelarna guba, ki je zelo-široka, plitva in topa. Nekoliko više je stranska guba, ki jo< Pet kovic imenuje tudi kolumelarna, zasledila pa sem celo ime parietokolumelarna guba. To ime dobro nakaže mesto njenega izraščanja. Širina lumena zavoja je proti višini pri tej vrsti zelo majhna. Razširjenost: Primerke te vrste sem našla nad cesto, ki vodi iz Krnice proti Rijavcem, v spodnjekrednem apnencu. Nerinea sp. — vzorec št. 93 SI. 14a, b Opis: Presek hišice kaže njeno zunanjo obliko in notranjost zavojev. Ni pa videti vrha in mlajših zavojev, zato se ne da izmeriti njenih dimenzij. Apikalni kot je okoli 20°. Zavoji so- rahlo konkavni, stene zavojev so> debele, kolumela je votla. Tudi notranjost zavojev je lepo vidna, kljub temu pa vrste nisem mogla določiti. V literaturi ji nisem našla ustreznega opisa. Na prvi pogled je ustna odprtina podobna ustju vrste N. hoheneggeri, pa tudi nekaterim kred-nim vrstam. Nobena cd omenjenih vrst pa nima točno tako oblikovanih in razporejenih gub. Zelo- očitna je na primerku podobnost med stransko in kolumelarno gubo. Obe sta iste velikosti in oblike, le da sta obrnjeni in dajeta videz po diagonali razpolovi j enega pravokotnika. Diagonalo predstavlja raven srednji del lumena zavoja. Gubi sta široki in topi. Temenska guba je od njiju precej manjša, zelo ozka ter zavita proti zunanji steni zavoja. Razširjenost: Primerek sem našla na Krnici v apnencu, ki je po mikrofosilih spodnjekredne starosti. Rod Ptygmatis Sharpe 1849 gub, ki ga zožujejo- v ozko- špranjo. Žival je imela v hišici zelo- malo- prostora. Hišice so- zgrajene iz številnih zavojev, ki so- na zunanji strani navadno- ravni. Ko-lumela je povečini votla, stene zavojev niso- zelo- debele. Najdebelejša je stena na ko-lumelarni strani. Popek sega navadno- zelo visoko-. Presek hišice kaže torej v vseh zavojih štiri ali pet gub in sicer primarno in sekundarno kolumelarno- gubo-, od katerih je navadno- primarna večja. Na zunanji steni zavoja sta ena ali dve- gubi — primarna in sekundarna stranska guba. Enako- kot na ko-lumelarni strani, je tudi tu primarna guba večja od sekundarne. Vedno je lepo- vidna tudi temenska guba. Razlike med vrstami rodu Ptygmatis so na prvi pogled zelo majhne, skoraj neopazne. Razlikujejo- se le po obliki in velikosti gub. Na mikroskopskih preparatih se opazi, da gube nimajo- ravne površine, kot se to vidi na po-liranih primerkih. Pri nekaterih vrstah imajo- zelo- o-zke žlebo-ve in trnaste izrastke. Število vrst tega ro-du je kot pri rodu Nerinea zelo veliko. Njihova stratigrafska razširjenost je v glavnem malm, segajo- pa v valanginij. Nekaj primerkov sem našla celo v mlajših plasteh, kot je omenjeno v literaturi. Ker je starost vseh plasti, v katerih sem pobirala material, dokazana z mikrofo-sili, menim, da je tudi stratigrafska razširjenost d-oločenih vrst večja kot je bilo do sedaj znano-. SI. 14 — Fig. 14 Nerinea sp. a) Ustna odprtina s temensko, kolumelarno in stransko gubo — Aperture with pa- rietal, columellar and lateral fold a b Ptygmatis calypso (d'Orbigny) SI. 15a, b 1850 Nerinea Calypso d'Orbigny, d'Orbigny, 136, Pl. 274, fig. 4—6. 1886 Nerinea Calypso d'Orbigny, Herbich, 29, Taf. X, Fig. 12—15. Opis: Le ena hišica kaže celotni kolumelarni presek. Ostali primerki niso celi, ali pa niso v točnih presekih po kolumeli in se njihovih dimenzij ne da izmeriti. Kljub temu so lepo vidne notranjosti zavojev. Zavoji so- na zunanji strani rahlo konkavni in dajejo stopničast videz stolpičaste hišice. Kolumela je močna in polna. Stene zavojev so- debele. Ustje je rombično, v njem pa so izoblikovane štiri gube. Stranska je najdebelejša, kratka in topa. Dve kolu- M 3:1 a b SI. 15 — Fig. 15 Ptygmatis calypso (d'Orbigny) a) Ustna odprtina s temensko, dvema kolumelarnima in stransko gubo — Aperture with parietal, two columellar and one lateral fold melarni gubi sta si vzporedni, nekoliko daljši od stranske in ozki. Tudi temenska guba je ozka. Zavita je proti zunanji steni zavoja. Opisano- vrsto- H e r b i c h uvršča med nerineje s štirimi gubami, v rod Nerinea. V novejši literaturi (Y i n, 1962, Veselino-vič, 1965a) se pojavlja za hišice s štirimi gubami že ime- Plygmatis. Zaradi tega sem tudi jaz uvrstila d'Orbignyjevo- vrsto- Nerinea Calypso v rod Ptygmatis. Dimenzije-: višina 50 mm, širina 16 mm, apikalni kot 15° do 16°. Razširjenost: Primerke te vrste sem našla le v Zavrhu pri Lokvah v zgornje-malmskem apnencu. Ptygmatis minuta Yin SI. 16a, b 1962 Ptygmatis minuta sp. no-v., Yin, 527, te-xt fig. 5a, 5b, Pl. II, fig. 6—9. Opis: Hišice vrste Ptygmatis minuta so konične. Zavoji so- ravni, njihova zunanja stena je skoraj vzporedna ko-lumeli. Vsak mlajši zavoj je nekoliko širši in hišica je zaradi tega. stopničasta. Kolumela je polna, a ozka. Življenjski prostor ima obliko- pokončnega romboedra. Vanj segajo štiri gube, dve kolu-melarni ter po ena temenska in stranska guba. Vse- so dobro- vidne. Zelo- slabo-izražena pa je sekundarna stranska guba; to je le rahla, zelo nizka izbo-klinica v zgornji polovici zunanje stene zavoja. Primarna stranska guba je kratka in topa. Kolumelarni gubi sta si podobni, sta ožji od stranske- in nekoliko- daljši. Temenska guba je usmerjena navzven in na koncu malo- razširjena. Dimenzije: višina 32 do- 44 mm, širina 10 do 13 mm, apikalni kot 12° do- 14°. Razširjenost: Vsi primerki so iz zgornjemalmske-ga apnenca iz Zavrha pri Lokvah. Ptygmatis carpathica (Zeuschner) SI. 17a, b 1855 Nerinea Carpathica Zeuschner, P eter s, 347, Taf. I, Fig. 4—6. 1886 Ptygmatis carpathica Zeuschner, Herbich, 39, Taf. III, Fig. 6—11, 18, 19. 1898 Ptygmatis carpathica Zeuschner, C os s m a n n , 78, Pl. VI, fig. 37, Pl. VII, fig. 1—3. 1953 Nerinea carpathica Zeuschner, Sučič-Protič, 117, Tab. V, si. 1—3. 1965 Ptygmatis carpathica (Zeuschner), Veselino-vič, 252, Tab. III, si. 5, 6, Tab. V, si. 8. 1965a Ptygmatis carpathica (Zeuschner), Veselinovič, 96, tab. I, si. 2, 3, tab. III, si. 6. 1969 Ptygmatis carpathica (Zeuschner), Nikler, 219, tab. IV, si. 8, 9, tab. V, si. 3, 4. Opis: Podolžni preseki majhnih polžjih hišic kažejo po svoji notranji obliki največ podobnosti z opisi vrste Ptygmatis carpathica. Razlike pa se kažejo v merah. Vsi v literaturi omenjeni primerki so- nekoliko- večji od primerkov s Trnovskega gozda. Le primerek, ki ga omenja Herbich (1886, Taf. III, Fig. 18, 19), je- zelo- majhen; v to vrsto- sem uvrstila tudi svo>je primerke. Hišice so- sto-lpičaste in imajo- številne zavoje-. Stene zavojev so; zelo- debele, predvsem notranja, ki je skoraj p-olkro-žna in daje ko-lumeli značilno stopničasto- obliko. Ustna odprtina je ozka, značilna za rod Ptygmatis. Ima pet gub, od katerih je temenska kolenasta. Je dolga in upognjena proti zunanji strani zavoja. Primarni gubi — kolumelarna in stranska — sta si vzporedni, ležita v isti ravnini. Stranska je nekoliko širša in krajša od kolumelarne, ki je na začetku zelo ozka, nato pa se močno razširi v lumen zavoja. Nad njo sledi ozka in ravna sekundarna kolumelarna guba, ki je krajša od primarne. Sekundarna stranska guba je najmanjša od vseh. Osnovna oblika ustne odprtine je rombična. Širina zavoja je večja od višine. Ta vrsta je po obliki notranjosti zavoja zelo podobna vrsti Ptygmatis brun-trutana in ju je težko ločiti. Od omenjene vrste se vrsta P. carpathica razlikuje SI. 16 — Fig. 16 Ptygmatis minuta Yin a) Ustna odprtina s temensko, dvema kolumelarnima in dvema stranskima gubama — Aperture with parietal, two columellar and two lateral folds le po nekoliko daljši in ožji temenski gubi in močnejši spodnji kolumelarni gubi, ki se končuje v dveh smereh. Dimenzije: višina 20 do 22 mm, širina 9 do 11 mm, apikalni kot 21° do 23°. Razširjenost: Vrsta Ptygmatis carpathica se pojavlja v malmu in spodnji kredi. Razširjenost te vrste v Evropi je zelo' velika v geografskem in strati-grafskem smislu. Enako je tudi pri nas. Na Trnovskem gozdu sem jo našla v svetlem zgornjemalmskem apnencu v Zavrhu pri Lokvah, Krnici in Čepo-vanskem dolu. Ptvgmatis bruntrutana (Thurmann) SI. 18a, b, c 1850 Nerinea Bruntrutana Thurmann, d'Orbigny, 154, Pl. 283, fig. 4—5. 1855 Nerinea Bruntrutana Thurmann, Peter s, 344, Taf. I, Fig. 1—3. 1898 Ptygmatis bruntrutana Thurmann, Cossmann, 73, Pl. VI, fig. 13—17, 20, 21. 1965 Ptygmatis bruntrutana (Thurmann), Veselinovič, 250. 1965a Ptygmatis bruntrutana (Thurmann), Veselinovič, 97, tab. III, si. 5. 1969 Ptygmatis bruntrutana (Thurmann), Nikler, 219, tab. IV, si. 1—4. a b SI. 17 — Fig. 17 Ptygmatis carpathica (Zeuschner) a) Ustna odprtina s temensko, dvema kolumelarnima in dvema stranskima gubama — Aperture with parietal, two columellar and two lateral folds Sl. 18 — Fig. 18 Ptygmatis bruntrutana (Thurmann) a) Ustna odprtina s temensko, dvema kolumelarnima in dvema stranskima gubama —■ Aperture with parietal, two columellar and two lateral folds b) Kolumelarni presek primerka iz Krnice — Columellar section of the specimen from Krnica; 1,7 X Opis: Ohranjeni deli hišic kažejo različne velikosti, od majhnih do- precej velikih. Hišice so stolpičaste, stene zavojev so- debele, najbolj na kolume-lami strani. Kolumela je votla. Oblika življenjskega prostora je rombična, vanjo sega pet gub. Kot pri vrsti P. carpathica je tudi tu spodnja kolumelarna guba razcepljena, vendar precej ožja. Ima obliko- široke črke Y, z izrastkom na sredini, kar se vidi v mikroskopskem preparatu (si. 18). Druga — sekundarna kolumelarna guba je vzporedna zgornjemu delu prve in ima tudi drobne izrastke. Temenska guba je ozka, razcepljena v dva kraka, od katerih je krajši obrnjen navznoter, daljši pa je usmerjen najprej navzdo-l, nato pa zavije navzven. Primarna stranska guba je široka in kratka, sekundarna pa ravna in tudi kratka. Podrobnosti no-tranjosti zavojev so vidne le v zbruskih, v o-brusih pa se drobnih izrastko-v na gubah, ali poglobitev vanje ne vidi. Razločimo le obliko Y primarne kolumelarne gube, ožjo- in ravno zgornjo kolumelarno- gubo, široko- in kratko primarno- stransko gubo-, zelo- majhno sekundarno- stransko-gubo ter do-lgo-, ozko in navzven obrnjeno- temensko gubo. Dimenzije: višina 40 do 90 mm, širina 19 do 35 mm, apikalni kot 20°. Razširjenost: Pri nas sem -to vrsto našla v Zavrhu pri Lokvah, Cepo-vanskem dolu in Plavah v zgornjemalmskem apnencu in na Krnici v plasteh, ki so po-mikro-favni spo-dnjekredne. Torej je ta vrsta živela tudi še v kredi in ne samo v juri, kot je omenjeno v literaturi. Ptygmatis pseudobruntrutana (Gemmellaro) SI. 19a, b, c 1886 Ptygmatis pseudo-Bruntrutana Gemmellaro-, Herbich, 40, Taf. V, Fig. 6—8. 1898 Ptygmatis pseudobruntrutana Gemmellaro-, Co-ssmann, 75, Pl. VI, fig. 22—26. 1953 Nerinea pseudobruntrutana Gemmellaro-, Sučič-Protič, 117, Tab. V, si. 4. 1965 Ptygmatis pseudobruntrutana (Gemmellaro), Veselino-vič, 250, Tab. III, fig. 2, 7, Tab. V, fig. 6, 7, 10. 1969 Ptygmatis pseudobruntrutana (Gemmellaro), Nikler, 219, tab. V, si. 2. Opis: Od velikega števila najdenih primerkov sta le dva ohranjena cela z vrhom in najmlajšimi zavoji. Hišice so- srednje velike, stolpičaste in imajo številne ravne zavoje. Rahlo- je poudarjen le njihov spodnji rob. Kolumela je do- vrha hišice votla. Stene zavojev so predvsem na ko-lumelarni strani zelo-debele in v spodnjem delu zavoja močno izbočene. Osnovna oblika ustne odprtine- je rombična, vanjo- pa sega pet gub, na prvi pogled enakih kot pri vrstah P. carpathica in P. bruntrutana. Vse so- široke in močne, zato- je življenjski prostor živali zelo- ozek —■ špranjast in močno- razvejan. Glavna značilnost vrste P. pseudobruntrutana je primarna stranska guba, ki je zelo- široka, kratka in nameščena med obe ko-lumelarni gubi. Sekundarna stranska guba je od vseh najmanjša. Je kratka, ozka in topa. Najdaljša je temenska guba. Sprva je zelo široka, nato- pa ožji del sega precej proti zunanji strani zavoja. Konča se topo, skoraj pravokotno na zunanjo- steno- zavoja. Tudi ko-lumelarni gubi sta široki. Primarna ima zažetek na spodnji strani, nato- pa se razširi. Je nekoliko daljša od sekundarne kolumelarne gube, ki je tudi na bazi najožja, proti sredini zavoja se razširi in ravno ko-nča. c SI. 19 — Fig. 19 Ptygmatis pseudobruntrutana (Gemmellaro) a) Ustna odprtina s temensko, dvema kolumelarnima in dvema stranskima gubama — Aperture with parietal, two columellar and two lateral folds b) Kolumelarni presek primerka iz Zavrha pri Lokvah — Columellar section of the specimen from Zavrh near Lokve; 2,4 X Dimenzije: višina 16 do 43 mm, širina 15 do 21 mm, apikalni kot 18° do- 20°. Razširjenost: Na Trnovskem gozdu sem to vrsto našla v Zavrhu pri Lokvah, Krnici in Plavah, in sicer v zgornjemalmskih in valanginijskih plasteh. Ptygmatis cf. bosantica (Charvet & Termier) Sl. 20a, b, c cf. 1971 Nerinea (Ptygmatis) bosantica nov. sp., Charvet & Termier, 188, Pl. XXXII. fig. 1. Opis: Edini primerek, izlužen iz sedimenta, verjetno pripada vrsti Ptygmatis bosantica. Hišica je majhna in ima slabo- ohranjeno notranjost zavojev. Zato- je primerjava z drugimi podobnimi vrstami težka. Viden presek zavoja je najbolj podoben sliki omenjene vrste, ki pa je opisana brez natančnih podatkov. Poudarjene so le razlike med to in drugimi vrstami, ki jih lahko- zasledim tudi na mojih primerkih. Temenska guba je enotna, upognjena v ostrem kolenu proti zunanji strani zavoja in ni razdeljena na dva neenaka dela kot pri vrsti P. bruntrutana. Pri vrsti P. pseudobruntrutana pa je temenska guba daljša in debelejša. Notranje stene zavojev, ki mejijo- na ko-lumelo-, so- bolj poševne kot pri vrsti P. carpathica. Ustna odprtina ima torej pet gub. Primarna in sekundarna kolumelarna guba sta si vzporedni in usmerjeni pro-ti zunanjemu spodnjemu kotu zavoja. Primarna stranska guba je najširša od vseh, kratka in se ravno konča. Sekundama stranska guba je majhna, ozka in kratka. Temenska guba je najdaljša. Je ozka, najprej vzporedna ko-lumelarnima gubama, nato- pa se v ostrem kotu obrne navzven, skoraj vzporedno suturi. Na izoliranem p-rimerku je poleg notranjosti zavojev vidna tudi zunanja oblika hišice. Po-vršje zavojev je gladko- in rahlo- konkavno v spodnjem delu zavoja. Sutura je dobro- vidna. Hišica je ozka, majhna in stolpičasta. Dimenzije: višina ohranjenega dela hišice 15 mm, širina 13 mm, apikalni kot 23°. Razširjenost: Novo- opisana vrsta je bila najdena v Bjelišu, severno- od Sarajeva, v družbi s številnimi vrstami iz družine Nerineidae, ki se pojavljajo v zgornjem titoniju, prisotnost spodnjekredne mikrofavne pa kaže na mlajšo- starost. Naši primerki so iz Zavrha pri Lo-kvah, kjer je še dokazan zgornji malm. Zato sklepam, da je ta vrsta preživela mejno- dobo- med juro-in kredo-. Rod Phaneroptyxis Cossmann 1896 V notranjosti zavojev je vidnih pet gub, vendar se ta rod močno- razlikuje od rodu Ptygmatis. Hišice so- jajčaste in zelo široke. Apikalni kot je zelo- velik. Zavoji se močno prekrivajo. Po zunanji obliki so- hišice podobne hišicam rodu Sl. 20 — Fig. 20 Ptygmatis cf. bosantica (Charvet & Termier) a) Ustna odprtina s temensko, dvema kolumelarnima in dvema stranskima gubama -— Aperture with parietal, two columellar and two lateral folds b) Zunanja oblika primerka iz Zavrha pri Lokvah — External form of the specimen from Za vrh near Lokve; 5,0 X Itieria, a so- precej manjše. Življenjski prostor živali je razpotegnjen po- zavoju. Stene hišice so debele, kolumela je navadno- votla. Popek je sorazmerno o-zek. Tudi pri tem rodu gube nimajo gladkega površja, ampak imajo- razne zaže-tke, kar se lepo vidi na zbruskih. Med nabranim materialom sem lahko določila le dve vrsti, ki se med seboj ločita v glavnem po širini hišice. Stratigrafska razširjenost vrst tega rodu je zgornji malm in valanginij. Phaneroptyxis austriaca (Zittel) SI. 21a, b 1886 Itieria Austriaca Zittel, H e r b i c h , 36, Taf. II, Fig. 15—20. 1965 Phaneroptyxis austriaca (Zittel), Veselinovič, 254, Tab. V, fig. 13. Opis: Primerki so' ohranjeni od najstarejših do najmlajših zavojev. Hišice so jajčaste in zeloi široke. Premer hišice se od vrha proti ustju naglo- veča. Zavoji se m-očno prekrivajo in so- v preseku srpasti. Vsak mlajši zavoj prekriva vsaj dve tretjini prejšnjega. Najmlajši zavoj sega do polovice hišice. Stene hišice so močne, predvsem na kolumelarni strani. Kolumela je votla. Ustna odprtina je razpo-tegnjena po ozkem zavoju. Vanjo- sega pet gub, ki življenjski prostor še zmanjšujejo, tako- da ima obliko ozke razvejane špranje. Najmočnejša je temenska guba, ki ima najprej rahel zažetek, je brez drobnih izrastkov in žlebov, na koncu pa je nekoliko- valo-vita. Manjše zažetke imajo- tudi ostale gube, predvsem kolumelarni dve. Primarna kolumelarna guba je zelo široka in precej večja od sekundarne. Stranski gubi sta po velikosti skoraj enaki. Sta majhni in kratki. Primarna je nekoliko bolj robata od sekundarne. Dimenzije: višina 19 do 30 mm, širina 14 do 23 mm, apikalni kot 50° do 62°. Razširjenost: To vrsto sem našla v Čepo-vanskem dolu, južno- od Kala in pri Plavah v plasteh, ki pripadajo spodnji kredi-valanginiju. Phaneroptyxis staszycii (Zeuschner) SI. 22a, b 1855 Nerinea Staszycii Zeuschner, Peters, 350, Taf. II, Fig. 6—9. 1886 Itieria Staszycii Zeuschner, Herbich, 34, Taf. II, Fig. 3—10. 1938 Phaneroptyxis staszycii, Gočanin, 60. 1965 Phaneroptyxis staszycii (Zeuschner), Veselinovič, 254, Tab. III, fig. 4, Tab. V, fig. 9, 12, 15. 1965a Phaneroptyxis staszycii (Zeuschner), Veselinovič, 98. 1969 Phaneroptyxis staszycii (Zeuschner), Nikler, 219, tab. V, fig. 10. Opis: Hišice so jajčaste, vendar ožje kakor pri vrsti Phaneroptyxis austriaca. To je za ločitev vrst zelo pomembno, ker sta si vrsti po notranji obliki zelo podobni. Tudi vrsta P. staszycii ima zelo- debele stene zavojev. Najdebelejša je na kolumelarni strani. Kolumela je ozka in votla. Na enem primerku se vidi del zunanjosti zavoja, iz česar se da sklepati, da potekajo vzdolž zavojev močna rebra. Zavoji se nekoliko manj prekrivajo- kot pri vrsti P. austriaca. Ustna odprtina je razpo-tegnjena po ozkem zavoju. Ima pet gub. Na zbrusku hišice te vrste se lepo- vidi, da gube niso gladke, ampak nekako- stopničaste. Primarna kolumelarna guba ima ob steni najprej ozek vrat, nato pa se močno razširi. Sekundarna kolumelarna guba je pravokotna na ko-lumelo. Temenska guba je kratka in zavita navzven. Primarna stranska guba je kratka, z zaže-t-ko-ma na bazi. Najmanjša med vsemi je sekundarna stranska guba. Dimenzije: višina 31 mm, širina 19 mm, apikalni kot 41°. Razširjenost: To* vrsto sem našla v zgornjemalmskem apnencu pri Plavah, južno od Kala in v Čepovanskem dolu ter v hauterivijskem apnencu na Krnici. Rod Itieria Matheron 1842 Življenjski prostor živali karakterizirajo> tri gube, enako- kot pri nekaterih vrstah rodu Nerinea. Podobna je tudi njegova oblika, saj je zelo- razpotegnjen. Zelo- različne pa so- zunanje oblike hišic in zavojev. Za rod Itieria je značilna jajčasta hišica. Zavoji so ko-nveksni in se močno-prekrivajo. Vsak naslednji skoraj v celoti prekriva prejšnjega. Zato- je ustna odprtina podolgovata. Apikalni kot je navadnoi velik. Stene hišice- so- debele, kolumela je zapolnjena, gube pa so- široke in tope. Primerki tega rodu so- precej veliki, prek 15 cm, ali pa zelo- majhni, veliki le en do dva cm. Določila sem le vrsto Itieria moreana, ki je zgo-rnjemalmske- starosti. Podatki iz literature kažejo-, da je živela v tito-niju, jaz pa sem jo- našla v valanginijskem apnencu. a b SI. 21 — Fig. 21 Phaneroptyxis austriaca (Zittel) a) Kolumelarni presek primerka iz Plav — Columellar section of the speeimen from Plave; 1,8 X hieria moreana (d'Orbigny) SI. 23a, b 1850 Nerinea Moreana d'Orbigny, d'Orbigny, 100, Pl. 257, fig. 1, 2. 1855 Nerinea Moreana d'Orbigny, P eter s, 351, Taf. III, Fig. 5—7. 1898 Phaneroptyxis Moreana d'Orbigny, Cossmann, 14, Pl. II, fig. 1—2. 1965 Itieria moreana (d'Orbigny), Veselinovič, 256, Tab. III, fig. 1—3. 1965a Itieria moreana (d'Orbigny), Veselinovič, 100, tab. I, si. 4. 1969 Itieria moreana (d'Orbigny), Nikler, 219, tab. V, si. 8, 9. Opis: Med materialom sem določila dva primerka te vrste, ki pa nista cela. Manjšemu manjka ustje, večjemu, katerega višina je bila okoli 150 mm, pa vrh in ustje. Na obeh primerkih se vidi stožčasta ali jajčasta oblika hišice. Zavoji so konveksni in se močno prekrivajo'. Vsak naslednji prekriva dve tretjini prejšnjega. Stene zavojev so debele. Življenjski prostor živali je razpotegnjen po ozkem zavoju poševno- na os hišice. Vanj segajo tri gube, od katerih je stranska najmočnejša. Nameščena je na sredini lumena zavoja. Je debela, kratka, topa in ima ravno površje. Nasproti njej sta dve manjši gubi. V spodnji polovici zavoja je kolumelarna, ki je kratka, ozka in topa, nekoliko večja od SI. 22 — Fig. 22 Phaneroptyxis staszycii (Zeuschner) a) Kolumelarni presek primerka iz Plav — Columellar section of the specimen from Plave; 2,7 X temenske, ki sega v zgornjo- polovico zavoja. Ta je kratka, ozka in koničasta, ter vzporedna kolumelarni. Večkrat je zelo slabo- vidna. Dimenzije: višina 60 mm, širina 29 mm, apikalni kot 32°. Razširjenost: Po en primerek te vrste sem našla na Krnici in v Zavrhu pri Lokvah, in sicer v mejnih plasteh med juro- in kredo in v valanginijskem apnencu. Vzorec št. 49 SI. 24 Gre za ostanek majhne hišice polža, ki mu manjka vrh. Verjetno je odpadel še predno- je hišico- prekril sediment, saj je ostali del hišice nepoškodovan. Zavoji se močno- prekrivajo; vsak mlajši skoraj v celoti prerašča starejšega. Hišica je zaradi tega jajčasta. Kolumela je do- po-lo-vice hišice votla. V preseku vidimo-, da se lumen zavoja vleče kot tanka zverižena črta od vrha zavoja proti kolumeli. V spodnjem delu se dvakrat razcepi. Spodnja polovica notranjosti zavo-ja je nekoliko podobna notranjosti zavoja pri vrstah rodu Phaneroptyxis. a b SI. 23 — Fig. 23 Itieria moreana (d'Orbigny) a) Ustna odprtina s temensko, kolumelarno in stransko gubo — Aperture with pa- rietal, columellar and lateral fold Pri tem primerku je težko govoriti o- več gubah. Razločni sta le dve na kolu-melarni strani, ki sta si po velikosti in obliki podobni. Hišice s podobnim, zelo razpotegnjenim in ozkim lumenom zavoja sem zasledila tudi v literaturi, opisane kot rod Itieria, vendar so razlike prevelike, da bi lahko1 primerek s Trnovskega gozda uvrstila v ta rod. SI. 24 — Fig. 24 Vzorec št. 49 Sample No. 49 Kolumelarni presek primerka s Kanalskega vrha (3,4 X) Columellar section of the specimen from Kanalski vrh (3,4 X) Stratigrafska razširjenost vrst Slika 25 kaže, da se stratigrafska razširjenost posameznih vrst s Trnovskega gozda in Banjške planote po mojih določitvah v glavnem ujema s podatki v literaturi. V nekaj primerih pa je prišlo do razlik. To je verjetno- posledica mišljenja starih avtorjev, katerih literaturo sem uporabljala. Ti so uvrščali večino nerinej v juro. V novejši literaturi so nekatere vrste omenjene tudi iz spodnjekrednih plasti. Stratigrafska razširjenost vrst Nerinea hoheneggeri, Ptygmatis bruntrutana, Phaneroptyxis austriaca, Phaneroptyxis staszycii in' Itieria moreana je zanesljivo večja od njihove stratigrafske razširjenosti, omenjene v literaturi. Starost plasti, v katerih sem primerke omenjenih vrst našla, je točno določena z mikrofosili. Večja je tudi stratigrafska razširjenost vrste Nerinea vogti, toda ne v mlajše, ampak v starejše plasti. Iz slike se razločno vidi, da je največje število nerinej na področju Trnovskega gozda in Banjške planote živelo v zgornjem delu malma. Nekatere se pojavljajo izključno v portlandiju, oziroma titoniju, in so- vodilne za to-starost. Stratigrafska razporeditev vrst v posameznih nahajališčih Na slikah 26 do 28 sem podala stratigrafsko razširjenost vrst in število primerkov posamezne vrste v določenem nahajališču in v določeni golici. Stratigrafske meje so na podlagi že izdelane geološke karte SFRJ, list Gorica 1: 100 000. Krnica — slika 26. V starejših plasteh so primerki zelo redki. Le tu in tam sem našla posamezne ostanke hišic nerinej in tu sem označila golico. Zaradi tega je v razpredelnici v posameznih golicah le po en primerek. Material do golice št. 10 je zelo slabo ohranjen. Odlomki hišic so majhni in močno prekristaljeni, zato sem le redke lahko določila. Izredno lep pa je primerek velike hišice iz golice št. 4, ki pripada vrsti Cryptoplocus picteti. Ohranjen je v celoti. V zbruskih iz iste golice in iz golice št. 3 sem našla tudi nekaj primerkov alge Clypeina jurassica. Velike tintinine so najbolj pogoste v zbruskih iz golic št. 8 in 9. Veliko bolj bogati z nerinejami sta golici št. 11 in 12. Tu je zastopanih v posamezni golici več različnih vrst z več primerki. V tem materialu nisem več našla velikih tintinin. Iz teh golic sem določila tudi vrsti Nerinea hoheneggeri in Phaneroptyxis staszycii, ki sta bili do sedaj znani le kot portlandijski in valanginijski vrsti. Tudi na geološki karti SFRJ — list Gorica je na tem kraju označen hauterivij. Torej sta omenjeni vrsti še mlajši, kot je bilo do sedaj znano-. Zavrh — slika 27. Slika že na prvi pogled pove, da je to najbogatejše nahajališče nerinej. V posameznih golicah sem našla veliko različnih vrst; nekatere so zastopane z izredno velikim številom primerkov. Največ jih pripada vrstam Ptygmatis calypso, Ptygmatis minuta in Nerinea syndjecavae. Vse so iz golice št. 1 in vse so značilne za po-rtlandij. V go-lici št. 3 sem našla dva primerka vrste Cryptoplocus consobrinus, ki je tudi značilen za zgornji del malma. Z manjšim številom primerkov so zastopane vrste Nerinea mikoi, Nerinea transylvanica in Nerinea jeanjeani, ki so prav tako pomembne zgornje-malmske vrste. V golici št. 6 sem našla med drugimi vrstami tudi vrsti Ptygma-tis bruntrutana in Itieria moreana, ki sta bili znani do sedaj le iz malmskih plasti. Od značilnih mikrofosilov sem tu našla številne velike tintinine, ki dokazujejo spodnjekredno starost plasti. Plave — slika 28. Najdišče nasproti hidroelektrarne Plave je po starih geoloških kartah spodnjekredne starosti. S. Buser pa mi je povedal, da je leta 1970 našel v njem algo Clypeina jurassica Favre in ga zato uvrstil v zgornjo jura Tudi sama sem našla v zbruskih iz golice št. 7 v useku v spodnjem delu cestnega ovinka algo Clypeina jurassica in velike tintinine. V Plavah sem dobila le majhno število primerkov nerinej, deloma tudi zato, ker se primeren kos zelo težko dobi iz apnenca. Najbolj pomembna med določenimi vrstami je vrsta Nerinea jeanjeani, značilna za zgornji malm. V zgornjem delu ovinka so plasti spodnjekredne starosti. V njih sem našla poleg vlrste Ptygmatis pseudobruntrutana tudi vrsto Phaneroptyxis austriaca, ki je bila do sedaj znana le iz zgornjemalmskih plasti. Pod Kalom — slika 28. Južno od Kala sem našla v zgornjemalmskem apnencu le dva primerka; eden pripada vrsti Phaneroptyxis austriaca, drugi pa vrsti Phaneroptyxis staszycii. Čepovanski dol — slika 28. Tu gre za nadaljevanje plasti, ki se pojavljajo pri Zavrhu. V njih sem našla le štiri slabo ohranjene primerke; med njimi je predstavnik zgornjemalmske vrste Cryptoplocus consobrinus. Sklep Avtorica podaja rezultate prvih raziskav nerineid v Sloveniji. Določila je pet rodov in osemnajst različnih vrst; nekatere so po> njenih ugotovitvah značilne za zgornji del malma in predvsem za ločitev meje med jurskim in krednim sistemom. Med te sodita obe vrsti rodu Cryptoplocus (C. consobrinus, C. picteti), in številne vrste rodu Nerinea (N. syndjecavae, N. mikoi, JV. transylvanica, JV. crispa, JV. jeanjeani). Za vse te vrste je značilna preprosta notranja oblika zavoja. To so nerineje z dvema in tremi gubami. Naštete vrste na koncu jure izumre. Dve vrsti rodu Nerinea (N. hoheneggeri in JV. vogti) pa se pojavljata le v spodnji kredi. Med vrstami rodu Ptygmatis sta samo dve vrsti pomembni za stratigrafijo. To sta P. calypso s štirimi gubami in P. minuta s petimi gubami. Živeli sta izključno v zgornjem malmu. Ostale vrste tega rodu se s številnimi primerki pojavljajo- tako v zgornjejurskih, kot tudi v spodnjekrednih plasteh na Trnovskem gozdu in Banjški planoti. Rod Phaneroptyxis se pojavi šele v zgornjem malmu, predstavnike tega rodu pa vsebujejo- tudi spodnjekredne plasti. Od rodu Itieria je avtorica določila le dva primerka vrste Itieria mo-reana. Zato stratigrafska razširjenost te vrste še ni zanesljiva. Našla jo- je v mlajših plasteh, kot jih navajajo- v literaturi, kar kaže, da je vrsta preživela mejo- med juro in kredo-. Poleg teh vrst je našla še nekaj lepo- ohranjenih primerkov rodu Nerinea. Morda gre za novo- vrsto-, ali pa jih zaradi pomanjkanja literature ni uspela določiti. Med nabranim materialom je tudi primerek, ki ne sodi v nobenega izmed naštetih rodo-v. Vzorec je našla na Kanalskem vrhu, kjer je dokazana kredna starost plasti. Tudi tega. primerka ni mogla določiti. Trnovski gozd in Banjška planota je prvo o-bdelano nahajališče nerinej v Sloveniji. Za študij njihovega razvoja in stratigrafske razširjenosti bo treba raziskati še druga nahajališča in to- vzporedno- z detajlnimi kartiranji ter mikro-paleontološkimi raziskavami. Le tako- namreč lahko dobimo zanesljive rezultate glede starosti posameznih vrst. Vzorci nabrani na slepo- nam rabijo le za paleontološko obdelavo. Nerešeno je ostalo vprašanje razvoja vrst v okviru družine Nerineidae. Njeni zastopniki se pojavljajo že v spo-dnji juri, material, ki ga je avtodica o-bdelala, pa je malmske in spodnjekredne starosti. Zato ni mogla podati zaključkov glede razvo-ja nerinej. V ta namen bo- treba obdelati vse jurske in kredne vrste ter preučiti njihov filogenetski razvoj. S tem bomo- izvedeli še kaj več o- tej zanimivi skupini fosilnih mehkužcev. SI. 25. Stratigrafska razširjenost nerineid na Trnovskem gozdu Fig. 25. Stratigraphic distribution of Nerineidae in Trnovski gozd Ja1 oxfordij — Oxfordian Ki1 valanginij — Valanginian J32 kimmeridgij — Kimmeridgian Ki2 hauterivij — Hauterivian J33 portlandij — Portlandian Ki3 barremij — Barremian + po literaturi — According to references Species A J 3 K; K? K! Cryptoplocus consobrinus 4 o ♦ Cryptoplocus picteti ♦ o ♦ Nerinea syndjecavae o ♦ Nerinea mikoi o •f Nerinea tr ansytvanica o <* Nerinea crispa O ♦ o ♦ Nerinea jeanjeani O ■f o Nerinea hoheneggeri ♦ ♦ o Nerinea vogti o Ptygmatis calypso o ♦ Ptygmatis minuta 0 ♦ Ptygmatis carpathica * o ♦ o ♦ o ♦ Ptygmatis bruntrutana ♦ o ♦ o ♦ o o Ptygmatis pseudobruntrutana ♦ o ♦ o ♦ o Ptygmatis bosantica 0 ♦ ♦ Phaneroptyxis austriaca o ♦ o Phaneroptyxis staszycii o ♦ ♦ o Iti tri a moreana ♦ o ♦ o Sta rost Age Golica Exposure Species ¥ St. primerkov Nb.of specimens 12 Ptygma-(is bruntrutana • • • 12 Phaneroptyxis staszycii • 12 Phaneroptyxis sp- • k; Nerinea cf. vogti • • n Nerinea hoheneggeri u Nerinea sp . • 11 Ptygmatis sp- • n Itieria sp- • 10 Nerinea sp. • Ptygmatis cf. carpathica • k! 9 Ptygmatis sp. • 8 Ptygmatis pseudobruntr ut ana • • Itieria more ana • 6 Nerinea sp- • 6 Ptygmatis sp. • 5 Nerinea sp. • 4 Cryptoplocus picteti • 3 Ptygmatis cf. carpathica • 3 Ptygm a tis sp- • Staros t Age Golica Exposure S pecies Št. primerkov Nb.of specimens 6 Itieria moreana • 6 Ptygmatis carpathica • K! 6 Ptygmatis cf. bruntrutana • 5 Pty gmatis psiudobruntrufana • • 5 Ptygmatis sp. • • 4 Ptygmatis calypso • 3 Cryptoplocus consobrinus • • 3 Ptygmatis pseudo bruntrutana • • 3 P1ygmatis cf. carpathica • 2 Ptygmatis pseudobruntrutana • 1 Nerinea syndjecavae 1 Nerinea mikoi • j3j 1 Nerinea transylvanica • 7 Nerinea jeanjeani • • / P ty gmatis calypso 7 Ptygmat/s minuta • • 7 Ptygmatis bruntrutana • • • r Ptygmatis pseudobruntrutana • • • 1 Pty gmatis bosantica • • Nerinea sp. • i T ur rite Ha tithonica • PLAVE Starost Age Golica Exposure Species St. primerkov Nb. of specimens 1 Ptygrr)a1is pseudobruntruta n a • k; i Phaneroptyxi$ austriaca • 2 Ptygmatis pseudobruntrutana • 3 Ptygmatis pseudobruntrutana • 4 Ptygmatis pseudobruntrutana • • Pty gmati* bruntrutana • , 2 + 3 J 3 6 Nerinea /eanjeani • 7 Ptygmatis pseudobruntrutana • • Nerinea cf. crispa • Phaneroptyxis cf. austriaca • Phaneroptyxis staszycii • • POD KALOM j! i Phaneroptyxis staszycii • i Phaneroptyxis austriaca • ČEPOVANSKI DOL Cryptoplocus consobrinut • j5° Ptygmatis cf. carpathica • Ptygmatis cf. bruntrutana • Phaneroptyxis cf. staszycii • SI. 28. Stratigrafska razširjenost nerineid v nahajališču Plave, pod Kalom in Cepo- vanskem dolu Nerineidae of Trnovski Gozd and Banjška Planota Katarina Krivic Geološki zavod, Ljubljana, Parmova 33 Numerous localities of fossil snails of the Nerineidae family are found in Trnovski Gozd and Banjška Planota. The author has studied samples from Upper Jurassic and Lower Cretaceous limestones. The genera Crypto-plocus, Nerinea, Ptygmatis, Phaneroptyxis, and Itieria with eighteen species have been determined. A common characteristic of the Nerineidae is their interior orna-mentation displayed in the form of folds extending from the whorl sides across the chamber. The genera differ in the number of folds, while the species differ in the shape and dimensions of the folds. In some genera, the shape of the shell is important as well. The stratigraphic significance of the Nerineidae is considered, too. A few of the determined species occur only in Upper Jurassic and are not found any more in Cretaceous beds. This is the čase in the simpler Nerineidae forms. Other species have lived in Upper Jurassic and Lower Cretaceous; some of them are characteristical for Lower Cretaceous only. General remarks The Nerineidae represent a family of extinct snails, that have lived in Jurassic and Cretaceous. They occur in different regions of Slovenia. The best preserved specimens have been met with in different localities of the Trnovski Gozd (Trnovo Forest), along the boundary of the Jurassic and Cretaceous limestones. More rarely they occur in Banjška Planota (the Banjščice Plateau) (Fig. 1). The individual shells hardly could be released from the higly compacted calcareous host ročk. One specimen only, from more than hundred determined was projected in bold relief, so that the shape of the shell could be considered, too*. For the determination it is important to obtain a cross-section exactly across the middle part of the columella. The Nerineidae family has been first described by Zittel in 1873. He included in it ali genera with similar characteristics that have been living in Jurassic and Cretaceous. They were most abundant in Upper Jurassic and Lower Cretaceous, as proved by numerous remnants of their shells just on the boundary between both systems. Nerineidae have lived in reefs or in their vicinity; they are usually found together with typical reef forming organisms. The most important characteristic of the Nerineidae family are their folds extending across the chamber. Regarding the side to which they belong, they are called: columellar at the oolumella, parietal on the upper side or on the ceiling of the whorl, lateral or labial when situated on the external side of the whorl or on the outer lip respectively. Some species show a process on the low. To- further reduce the formerly wide range of the genus Nerinea, for the more complicated forms the genus Ptygmatis was introduced, but unfortunately the respective numbers of folds have not been exactly determined. Therefore the genus Nerinea stili includes species with twoi, three or four folds, and the genus Ptygmatis species with four or five folds. In recent literature also the criteria of different authors are not identical. In the determination from the Trnovski Gozd and Banjška Planota specimens the principle has been followed, that the species with two or three folds belcng to genus Nerinea, and those with four or five folds to genus Ptygmatis. Anyhow stili new genera have to be introduced, where each genus would be defined by its specific number of folds. The same number of folds could have only those genera, that greatly differ in form of the shell. Older authors have already distinguished between genera Itieria and Nerinea, although some of their species have the same number of folds, but differ highly in the form. It is the same čase as in genus Pha-neroptyxis, that has the same number of folds as some species of genus Ptygmatis. The species description Genus: Cryptoplocus Pictet et Campiche 1861 Cryptoplocus consobrinus Zittel Fig. 5a, b, c Dimensions: height 60—80 mm, maximum diameter 40—78 mm, apical angle 42°. Localities: Zavrh near Lokve and Čepovanski dol; Portlandian. Cryptoplocus picteti Gemmellaro Fig. 6a, b, c Description: The shell is tali, conical. Columella is much more narrow than at C. consobrinus. In older whorls the internal form is round, passing over squure to rectangular form in younger whorls. Dimensions: height 93 mm, maximum diameter 50 mm, apical angle 27°. Locality: Krnica; Portlandian. Genus: Nerinea Defrance 1825 Nerinea syndjecavae Herbich Fig. 7a, b Description: The shell is cyrtoconoid with solid columella. The whorls are concave. The aperture is rhomboid with two- folds, parietal and columellar one. Dimensions: height 68—75 mm, maximum diameter 25 mm, apical angle 25°. Locality: Zavrh near Lokve; Portlandian. Nerinea mikoi Herbich Fig. 8a, b Description: The shell and aperture is almost the same as at N. syndjecavae and N. transylvanica. Columellar fold is very wide and short. Parietal fold is long, narrcw and flat. Dimensions: height 50 mm, maximum diameter 31 mm, apical angle 14°. Locality: Zavrh near Lokve; Portlandian. Nerinea cf. transylvanica Herbich Fig. 9 Description: Cyrtoconoid shell with solid columella and tvro folds. Parietal one is more expressive. Locality: Zavrh near Lokve; Portlandian. Nerinea cf. crispa Zeuschner Fig. 10 Description: Very small cyrtoconoid shell with two unexpressive folds. Loeality: Plave; Kimmeridgian and Portlandian. Nerinea jeanjeani Roman Fig. lla, b Description: The shell is turriculate with solid columella and three folds: columellar, parietal and lateral one. angle 20—30°. Dimensions: height 62—85 mm, maximum diameter 29—30 mm, apical Locality: Plave; Kimmeridgian and Portlandian. Nerinea hoheneggeri Peters Fig. 12 a, b Description: Turriculate shell with solid columella. The aperture is rhom-boid with three folds almost of the same length. Dimensions: height 50 mm, maximum diameter 19 mm, apical angle 18°. Locality: Krnica; Hauterivian. Nerinea cf. vogti de Mortillet Fig. 13a, b Description: Very slender, tuiTiculate shell with concave whorls. The aperture is similar as at some species of Itieria, with three shalkm folds. Dimensions: height (reconstructed) 230 mm, maximum diameter 28 mm, apical angle 8°. Loeality: Krnica; Hauterivian. Genus: Ptygmatis Sharpe 1849 Ptygmatis calypso (d'Orbigny) Fig. 15a, b Description: The shell is turriculate with solid columella. In aperture there are four folds, one on the parietal, two on the columellar and one on the lateral side. Dimensions: height 25—50 mm, maximum diameter 10—16 mm, apical angle 15—16°. Loeality: Zavrh near Lokve; Portlandian. Ptygmatis minuta Yin Fig. 16a, b Description: The shell is turriculate. Four folds are always well seen: two columellar, one parietal and one lateral fold. The secondary lateral fold is poorly developed. Dimensions: height 25—44 mm, maximum diameter 10—13 mm, apical angle 12—14°. Locality: Zavrh near Lokve; Portlandian. Ptygmatis carpathica (Zeuschner) Fig. 17a, b Description: The shell is cyrtoconoid. The aperture is strait, with five folds. Parietal fold is long, curved towards external side. Primary columellar and primary lateral fold are parallel. The secondary lateral fold is the smallest. Dimensions: height 20—22 mm, maximum diameter 9—11 mm, apical angle 21—23°. Localities: Zavrh near Lokve, Krnica and Čepovanski dol; Kimmeridgian, Portlandian and Valanginian. Ptygmatis bruntrutana (Thurmann) Fig. 18a, b, c Description: The shell is cyrtoconoid with hollow columella. The primary columellar fold is divided into form of Y. Dimensions: height 40—90 mm, maximum diameter 19—35 mm, apical angle 20°. Localities: Zavrh near Lokve, Čepovanski dol, Plave and Krnica; Kimme-ridgian, Portlandian, Valanginian and Hauterivian. Ptygmatis pseudobruntrutana (Gemmellaro) Fig. 19a, b, c Description: The shell is turriculate composed of numerous flat whorls. In aperture there are five folds. Primary lateral fold is very wide. Secondary lateral fold is short and strait. Parietal fold is the longest. Columellar folds are wide. Dimensions: height 16—43 mm, maximum diameter 15—21 mm, apical angle 18—20°. Localities: Zavrh near Lokve, Krnica, Plave; Kimmeridgian, Portlandian and Valanginian. Ptygmatis cf. bosantica (Charvet et Termier) Fig. 20a, b, c Description: The shell is turriculate. In whorls cross-section five folds are seen. Primary lateral fold is the widest. Secondary lateral fold is strait and short. Parietal fold is the longest. It is strait, at first parallel to columellar folds and later turned outwards. Dimensions: height 15 mm, maximum diameter 13 mm, apical angle 23°. Locality: Zavrh near Lokve; Portlandian. Genus: Phaneroptyxis Cossmann 1896 Phaneroptyxis austriaca (Zittel) Fig. 21a, b Description: The shell is oval. Each younger whorl envelops two thirds of the preceding one. In aperture there are five folds. Dimensions: height 19—30 mm, maximum diameter 14—23 mm, apical angle 50—62°. Localities: Čepovanski dol, south from Kal and Plave; Portlandian and Valanginian. Phaneroptyxis staszycii (Zeuschner) Fig. 22a, b Description: The shell is oval, but more elevated as at P. austriaca, while the whorls interior is very similar. The whorls envelopes each other less than at P. austriaca. The columella is hollow. Dimensions: height 31 mm, maximum diameter 19 mm, apical angle 41°. Localities: Plave, south from Kal and Krnica; Portlandian and Hauterivian. 15 — Geologija 17 Genus Itieria Matheron 1842 Itieria moreana (d'Orbigny) Fig. 23a, b Description: The shell is cyrtoconoid with three folds in aperture. Columella is solid. Dimensions: height 60 mm, maximum diameter 29 mm, apical angle 32°. Localities: Krnica and Zavrh near Lokve; Portlandian and Valanginian. Literatura Andjelkovič, Z. 1954, Urgon i golt u krednom pojasu Topola-Drača (Šuma-dija). Geol. anal. Balk. poluost. 22, 27—80, 8 tab., Beograd. B r o o n , H. G. 1836, Ubersicht und Abbildungen der bis jetzt bekannten Nerinea-Arten. N. Jb. Min., Geol., Geogr., Petref., 544—566, Taf. 6, Stuttgart. Charvet, J. & Termier, G. 1971, Les Nerineaces des la limite Jurassique-Cretace de Bjeliš (Nord de Sarajevo, Yougoslavie). Ann. Soc. Geol. Nord, 91, 187—191, Pl. 29—32, Lille. Cossmann, M. 1891, Gasteropodes, —. L'Annuaire Geologique universel, Tome 6 (1889), 855—896, Pariš. Cossmann, M. 1898, Contribution a la paleontologie frangaise des terrains jurassiques, Gasteropodes Nerinees. Mem. Soc. Geol. 19, Vol. 8, fase. 1—2, 11—165. Pl. 13, Pariš. Dietrich, W. O. 1925, Gastropoda mesozoica: Fam. Nerineidae. Fossilium Ca-talogus, 1 Animalia, Pars 31, Berlin. d' O r b i g n y , A. 1850, Paleontologie frangaise, Terrains jurassiques, Tome 2, Gasteropodes, 1—621, Chez Victor Masson, Pariš. d'Orb i g n y , A. 1850—1860, Paleontologie frangaise, Terrains jurassiques, Tome 2, Gasteropodes, Atlas, Pl. 235—431, Chez Victor Masson, Pariš. Geološki zavod Ljubljana, 1968, Osnovna geološka karta SFRJ, list Gorica, M 1:100 000. Zvezni geološki zavod, Beograd. G 1 a c o n , G. & J. 1953, Etude de quelque Nerinees et Milioles du Cretace in-ferieur des monts du Honda. Buli. Soc. Geol. Fr., Serie 16, Tome 13, 23—34, Pariš. Gočanin, M. 1938, tJber die fossilfuhrenden Schichten Kimmeridgien, Tithon, Valanginien und Hauterive aus der Umgebung von Beograd. Vesn. geol. instit. Kraljev. Jugoslav., Tom 6, 35—71, Beograd. Herbich, F. 1886, Palaont. Studien iiber die Siebenbiirgischen Erzgebirge. Mitt. Jahrb. Kong. Ungar. Geol. Anstalt, Bd. 8, Heft 1, Budapest. Kochansky-Devide, V. 1964, Paleozoologija, XII + 452, Školska knjiga, Zagreb. Kossmat, F. 1905, Erlauterungen zur geologisehen Karte der Osterr-ungar. Monarchie, SW Gruppe. Nr. 98, Haidenschaft u. Adelsberg, Wien. M o n g i n , D. 1953, Etude paleontologique des Mollusques. Buli. Soc. Geol. Fr., 227—239, 1 Pl., textfig. 2—4, Pariš. M u 11 e r , A. K. 1960, Lehrbuch der Palaozoologie, Bd. 2, Invertebraten, Teil 2, Gust. Fisch. Veri., Jena. Nikler, L. 1969, Nerineje titona Velike Kapele. Geološki vjesnik, 22 (1968), 219—228, 2 tekstsl., 1 teksttabel., 5 tab., Zagreb. P e t e r s , K. F. 1855, Die Nerineen des oberen Jura in Osterreich. Sitz. k. Akad. Wiss. Math. Phys., Cl. 16, Bd. 2, 336—364, Taf. 1—4, Wien. Petkovič, K. V. 1939, Nekoliko nerinejskih vrsta iz urgonske donje krede Košutnjaka (Okolina Beograda). Geol. anal. Balk. poluost., 16, 65—76, Beograd. Piveteau, J. 1952, Traitč de paleontologie, Tome 2, Masson et Cie, Pariš. S u č i č , Z. 1953, Prilog za poznavanje geološkog sastava planine Ozrena i Device (istočna Srbija). Geol. anal. Balk. poluost. 21, 77—132, 6 tab., 1 geol. kart. 1 tabel, Beograd. S u č i č, Z. 1959, Jurske tvorevine u okolini rudnika »Jerme«. Geol. anal. Balk. poluost. 26, 163—175, tab. 1—5, Beograd. Sučič-Protič, Z. 1961, Stratigrafija i tektonika Golubovačkih planina. Geol. anal. Balk. poluost. 28, 26—142, tab. 9, 2 prilog., Beograd. S t a c h e, O. 1889, Die Liburnische Stufe und deren Grenz-Horizonte. Abh. d geol. R. A. 13, 1—170, Wien. S t u r, D. 1858, Das Isonzo-Thal von Flitsch abwarts bis Gorz, die Umgebung von Wippach, Adelsberg, Planina und Wochein. Jahrb. d. k. k. geol. R. A., 324—366, Wien. Treatise on Invertebrate Paleontology, Part J. Mollusca 1, XXIII + 351, Kansas Press, Kansas, 1964. Turnšek, D., Buser, S. 1966, Razvoj spodnjekrednih skladov ter meja med juro in kredo v zahodnem delu Trnovskega gozda. Geologija 9, 527—542, Ljubljana. Veselinovič, D. 1962, Značaj gastropoda za stratigrafsko razčlanjevanje gornje jure Srbije. Referati 5. savetovanja, 1 — Geologija, Beograd. Veselinovič, D. 1965, Titonski gastropodi Karpato-Balkana i jednog dela unutrašnjih Dinarida. Acta Geologica 5, 239—268, 1 tabel., 6 tab., Zagreb. Veselinovič, D. 1965a, Gastropodi gornje jure Dinarida (Črna Gora). Geološki glasnik, 89—112, Titograd. Vogel, K. 1968, Zur Lebensweise des Gastropoden Nerinea. N. Jb. Geol. Palaont. Mh. 3, 181—184, 2 Textabb., Stuttgart. V o 11 z , 1836, t)ber die fossile Genus Nerinea. N. Jb. Min., Geol., Geogr., Petref., 538—543 ,Stuttgart. W e n z, W. 1961, Gastropoda, Handbuch der Palaozoologie, Bd. 6, Teil 1, (1938), Veri. Gebrud. Borntr., Berlin-Nikolassee. Y i n, J. X. 1962, On the occurrence of Nerinea in northern Tibet. Acta pa-leontologica Sinica, Vol. 10, No. 4, 524—536, 2 Pl., Science press. Zittel, K. A. 1924, Palaontologie, Abt. 1, Invertebrata, VIII + 733, Veri. R. Oldenb., Miinchen-Berlin. Zlebnik, L. 1952, Zgornja kreda pri Domžalah. Diplomsko delo, Ljubljana. UDK 551.734/736(497.11) Paleozoik severozapadne Srbije Ivan Filipovič Zavod za geološka i geofizička istraživanja, Beograd, Karadordeva 48 Ispitivanjem su obuhvačeni devonski, karbonski i permski sedimenti severozapadne Srbije. Devonski sedimenti su, na osnovu nalaza kono-dontske faune, detaljno biostratigrafski raščlanjeni. Največe rasprostra-njenje imaju karbonski sedimenti, koji sadrže bogatu faunu konodonata, foraminitera i brahiopoda. Suprotno ranijim shvatanjima, utvrdeno je da su karbonski sedimenti razvijeni po istočnoevropskom tipu. U permu su izdvojene tri litološke jedinice: fuzulinidski krečnjaci donjeg perma, klastične naslage srednjeg perma i fosilonosni krečnjaci gornjeg perma sa interkalacijama peskovitih škriljaca. Gornji perm je najmarkantniji stratigrafski član paleozoika severozapadne Srbije. UVOD Rad na proučavanju paleozojskih tvorevina severozapadne Srbije obavljen je največim delom u sklopu izrade osnovne geološke karte za listove Vladi-mirci, Valjevo i Zvornik. Ova ispitivanja upotpunjena su prilikom izrade spe-cijalnih geoloških karata u pojedinim rudonosnim područjima, a dopunjena su i izvesnim tematskim radovima. Autor ove študije izvršio je detaljno biostrati-grafskO' i facijalno raščlanjavanje devonskih, karbonskih i permskih tvorevina. Prikupljeni paleontološki materijal obradili su sledeči stručnjaci: V. Pajič (konodontsku faunu i mikrofaunu karbona), S. S t o j a n o v i č (brahiopodsku i konodontsku faunu), S. Pantič (mikrofaunu perma), V. Pantič (polen analize) i H. Spasov iz Sofije (konodontsku faunu). Petrološka ispitivanja izvršila je V. Avramovič, a sedimentološka L j. Rudolf (klastične stene) i D. Stefanovski (karbonatne stene). Koralsku faunu obradila je V. K ost i č. Doktorsku disertaciju pod naslovom »Paleozoik severozapadne Srbije« pri-javio sam 19. 11. 1968. godine Fakultetu za naravoslovje in tehnologijo univerze v Ljubljani. Istu je 12. 4. 1969. godine prihvatio Pedagoško znanstveni svet fakultete. Uvaženom profesoru Dr. A. Ramovšu kao mentoru izražavam posebnu zahvalnost za niz dragocenih saveta, primedbi i uputstava datih u toku izrade ove študije. GEOGRAFSKI POLOŽAJ Oblast obuhvačena ovom studijom ograničena je na sliv reke Jadra, po-brdje Vlašiča, Pocerinu i na gornje tokove Obnige, Uba i Tamnave (si. 1). Ona se skoro u celosti podudara sa onim delom severozapadne Srbije, gde je po Simiču (1938) razvijen jadarski tip paleozoika. U njenim okvirima ističu se sledeči morfološki oblici: u severnem delu planinski masiv Cera, u cen-tralnom pobrdje Vlašiča a u jugozapadnom venac Podrinjsko-valjevskih planina. STRATIGRAFIJA Jadarska paleozojska oblast, koja je predmet ove študije, pripada u geo-tektonskom pogledu unutrašnjem dinarskom pojasu. U tom prostoru, za vreme paleozoika, taložili su se uglavnom marinski sedimenti, koji vremenski odgo-varaju starijem i mladem paleozoiku. Stariji paleozoik je predstavljen fosilo-nosnim naslagama srednjeg i gornjeg devona i više stotina metara močnim Litologija Lithology KONODONTSKA 1 DRUGA F A U N A F A U N A L AS SEMBLAGES 1 I Angulodus gravis, Bryantodus biculminatus, Icriodus symmetricus, Ozarkodina congesta, O. lata, Polygnathus angustipennata, P. linguiformis linguiformis, P. webbi, P. cf. xyla, Prioniodina prona, ortocerasi, goniatiti, novakie, itilioline i ostrakodi. - Ortoceras, goniatites, nowakies, styliolines and ostracods. 1 • 1 1 • i i 1 i 1 1 1 / ; 1 \ ■ • 1 • H 1 T 1 T Styliolina sp. | | | -V kVw | wVw| | -» 1 wvVW» j | ^ ] »*vw» ] | j ] HT[ j | MM | ^ | »Mv» «VWv | -Av*- | ^ W| | ] W [^VSM. | Bryantodus cf. biculminatus, Icriodus symmetricus, Ozarkodina lata, Polygnathus linguiformis linguiformis, P. webbi, Prioniodina prona, krinoidske drške i fragmenti trilobita. -Crinoids and trilobites. w | | J*- li l 1 1 1 1 1 1 1 1 Angulodus vvalrathi, Icriodus nodosus, Hindeodella austiensis, Ozarkodina congesta, O. lata, Polygnathus angustipennata, P. linguiformis linguiformis, P. vvebbi, Roundya triangularis [ [ 1 I 2 3 4 I j_L I | I I * I - -1 - I - i Sl. 2. Litostratigrafski stub srednjeg devona Leontijevca 1 argilofiliti, 2 tamnosivi glinoviti krečnjaci sa proslojcima argilofilita, 3 tamnosivi bankoviti krečnjaci, 4 glinoviti krečnjaci, 5 kvrgavi i žiličasti krečnjaci Fig. 2. Lithostratigraphic column of the Leontijevac Middle Devonian 1 argillophylite, 2 dark grey argillaceous llmestone with argillophylite intercalations, 3 dark grey thick layered limestone, 4 argillaceous limestone, 5 nodular and veiny limestone peščarskoškriljastim kompleksom. Mladi paleozoik je zastupljen pretežno fo-silonosnim i prilično detaljno* raščlanjenim tvorevinama karbona i perma (tabla 1). Devon Fosilonosne devonske tvorevine otkrivene su u severozapadnoj Srbiji tek 1955. godine. Konstatovao ih je Stevanovič (1957, 1957a, 1960, 1967) u slivu reke Uba kod Družetiča. Po ovorn autoru »otkriče devona u prvi mah je usledilo samo na osnovu tentakulita, a zatim i na osnovu drugih devonskih organizama, ostrakoda, gonijatita, nautilida, korala, brahiopoda, školjaka i trilobita.« Na osnovu odredene faune Stevanovič je zaključio da preovla-duje gornji devon, što je dokumentovano i nalazima konodontske faune u potoku Pločnik (S pasov & Stevanovič, 1962, 55). U srednji devon uvrščeni su stiliolinski krečnjaci u koritu reke Uba. Pored Družetiča, Stevanovič je konstatovao fosilonosni devon u Brankovim kod Valjeva. Za brankovinski devon Stevanovič (1963, 43—47) je istakao da je »za sada prerano govoriti, pre nego što se stilioline bliže odrede, da li je to' srednji ili gornji devon«. Filipovič (1963a, 1966), Spasov & Filipovič (1967) i S pasov i koautori (1967, 1968) utvrdili su da devonski sedimenti zauzimaju znatno prostranstvo u severozapadnoj Srbiji. Izdvojeni su fosilonosni sedimenti sred-njeg i gornjeg devona i peščarsko-škriljaste tvorevine bez fosilonosnih ostataka. Fosilonosne tvorevine srednjeg i gornjeg devona konstatovane su u večem delu jadarske oblasti. Predstavljene su raznolikim krečnjacima sa konodon-tima, stiliolinama, novakiama, cefalopodima ili rede tentakulitskim i stilio-linskim glinenim škriljcima. Hronostratigrafska raščlanjavanja devona izvršena su na osnovu konodontskih asocijacija. Srednji devon. Nalazima konodontske faune utvrdene su srednjodevonske naslage u Družetiču i Vragočanici. Ove tvorevine ranije nisu bile pouzdano pa-leontološki dokumentovane u severozapadnoj Srbiji. Ajfelski kat srednjeg devona za sada je dokumentovan samo* u potoku Leontijevac, desnoj pritoci Pločnika, u ataru sela Družetiča. U litološkom pogledu može se podeliti na tri dela: donji — izgraden od slojevitih i bankovitih glinovitih krečnjaka sa interkalacijama argilofilita, srednji — predstavljen bankovitim glinovitim krečnjacima i gornji — reprezentovan kvrgavim i žili-častim krečnjacima (si. 2). U ovim sedimentima nadena je konodontska fauna karakteristična za ajfelski kat: Bryantodus biculminatus Bischoff & Ziegler, Ozarkodina congesta Stauffer, Polygnathus angustipennata Bischoff & Ziegler, SI. 3. Shematski litostratigrafski stub gornjeg devona severozapadne Srbije sa izdvo- jenim konodontskim zonama 1 jedri kristalasti krečnjaci, 2 žiličasto-sačasti krečnjaci, 3 kvrgavi krečnjaci, 4 argilošisti, 5 konodonte, 6 cefalopodi, 7 novakie i stilioline, 8 ostrakode, 9 krinoid, 10 foraminifere Fig. 3. General lithostratigraphic column and conodont zones of the Upper Devonian of Northwestern Serbia 1 dense granular limestone, 2 veiny honeycomb limestone, 3 nodular limestone, 4 argillaceous schist, 5 conodonts, 6 cephalopods, 7 nowakias and styliolinas, 8 ostnacods, 9 crynoids, 10 foraminiiers —-*- Konodontske zone po Ziegler-u Conodont zones CZiegler 1962) Debljina Thicknesf Litološki sastav Lithology Fosili Fossils K 0 N 0 D 0 N T S K A F A U N A conodonts LOKALNOSTI localities 'l II fe. Palmatolepis gonioclymeniae, Polygnathus nodomarginata, Pseudopolygnathus trigonica, Spathognathodus costatus costatus, S.aculeatus, S. inoratus, S. strigosus, S. stabilis Zuralino brdo Costatus 20 ±r!: i: ■ Plavanjski potok i i i q 3 Družetič I I I ^ T I ; I j I j L-j Palmatolepis gracilis gracilis, P. perlobata schindewolfi, Medvedak Sarampov 15 Styriaca i ■ : » a T 9 Pseudopolygnathus brevipenata, Spathognathodus bohleanus -t-ri' ■; & o Palmatolepis helmsi, P.minuta, P.rugosa trachytera, Polygna- 1f> I i i - Družetič Velifera i i i © thus diversa, P.glabra bilobata, Scaphignathus velifera ■ i i i- Družetič (S. Palmatolepis glabra, P.glabra elongata, P.glabra pectinata, P.distorta, P.quadrantinodosa marginifera, Polygnathus Quadranti-nodosa T ' T ' T 1 7j Bastav V 5 Plavanjski p. 1 1 ' 1 ' 1 ' 3 diversa, Spathognathodus strigosus 1 1 ' 1 ' 1 ' Dočki potok Rhomboidea 10 Palmatolepis glabra glabra, P.minuta minuta, P.rhomboidea, Družetič Parlog . 1 . 1 • I . CJ Icriodus cornutus 1 i i "'■ i t 1 Icriodus cornutus, Palmatolepis glabra glabra, P.glabra Družetič Crepida crepida 20 ® $ pectinata, P.gracilis gracilis, P.minuta minuta, P.termini, -> T Polygnathus brevilamina P.triangularis 8 i i 1 i i it Ancyrognathus sinelamina, Ancyrodella ioides, P.triangularis Družetič i 1 1 -■ i ? = s® Pašnjnlc Rhenana 10 Frtrtrtg Ancyrognathus asymmetrica, Ancyrodella buckyensis, A. curvata, Palmatolepis gigas Družetič Brankovi na 1 1 T A.triangularis Ancyrodella ioides, Ancyrognathus triangularis, Palmatolepis Tudinska r. T subrecta 5 <9 6 T 7 © 8 © 9 10 P. linguiformis linguiformis Hinde i dr. Pored konodonata, u višem delu profila česte su stilioline, novakie, ostrakode, zatim preseči goniatita i ortocerasa, a u glinovitim krečnjacima naden je i jedan fragment trilobita. Debljina fosilonosnih ajfelskih sedimenata iznosi oko 60 metara. U njihovoj podini leže argilofiliti, koji su postupnim prelazima vezani za donji fosilonosni deo ajfelskog kata. Odnos sa mladim sedimentima je tektonski. Živetskom katu pripadaju kvrgavi krečnjaci sa stiliolinama i novakiama, otkriveni na malom prostranstvu na levoj obali reke Vragočanice, nedaleko od njenog ušča u Obnicu. U ovim krečnjacima nadene su konodontske vrste Polygnathus varca Stauffer, Hindeodella austinensis Stauffer i Ozarkodina con-gesta, koje ukazuju na razviče živetskog kata srednjeg devona. Iz ovih kreč-njaka Pribyl & Spasov (1970) navode sledeeu ostrakodsku faunu: Healdia serbiensis Pfibyl i Pseudobythocypris sp. Pribyl. Ovom vremenskom odeljku najverovatnije pripadaju i sačasti stiliolinski krečnjaci u profilu Damnjano-viča i Stefanoviča sa konodontskim vrstama Polygnathus varca i P. webbi Stauffer. Prva pomenuta vrsta karakteristična je za najniži živet, varca zonu. Gornji devon. Fosilonosne tvorevine gornjega devona bile su ranije poznate samo u Družetiču i Brankovim. Našim ispitivanjima paleontološki su doku-mentovane na više mesta u okolini Osečine i Pecke i Stava, Suvodanja, Šlji-vove, Krasave i Gornje Sipulje. U večini pomenutih nalazišta prisustvo fosilo-nosnog devona najpre je konstatovano na osnovu novakia i stiliolina, a kasniie je potvrdeno i konodontskom faunom. Fosilonosni gornji devon je predstavljen žiličasto-sačastim laporovitim krečnjacima, jedrim kristalastim krečnjacima i laporovitim stiliolinskim škriljcima. Krečnjački sedimenti gornjeg devona najčešče se javljaju kao sočiva ili inter-kalacije u peščarsko-škriljastim sedimentima, rede kao veče krečnjačke partije (Družetič, Lopušanjska reka). Litološki sastav i biostratigrafski sadržaj gornjeg devona po utrvdenim konodontskim zonama dati su u sintetskom stubu fosilo-nosnog gornjeg devona (si. 3). Na osnovu konodontske faune utvrdeno je prisustvo franskog i famenskog kata. Nalazišta famenskog kata su brojnija. Franski kat je utvrden u Družetiču (Pločnik), Brankovini (Kamenitovac), u Tudinskoj reci i u lokalnosti Pašnjak kod Osečme. U ovim lokalnostima nadena je sledeča fauna: Ancyrognathus triangularis Youngquist, A. asymmetrica (Ulrich & Bassler), Ancyrodella ioides Ziegler, Palmatolepis gigas Bischoff i dr. Famenski kat konstatovan je na više mesta u Družetiču (Pločnik, Bodnjik, Spasovina, Milivojeviči, Medvedjak), zatim u okolini Osečine (Sarampov, ZuraUno. brdo, Plavanj ski potok) Pecke (leva obala Pecke, Mrčanica), u Šljivovi (Petre), Carini, Suvodanju i Krasavi Iz ovih lokalnosti naj karakteristični je su vrste Palmatolepis glabra glabra Ulrich & Bassler, P. glabra elongata Holmes, P. glabra peetinata Ziegler, P quadranti-nodosa marginifera Ziegler i veči broj vrsta iz rodova Polygnathus, Pseudo-polygnathus i Spathognathodus. Analiza prikupljenih podataka pokazuje da je rasprostranjenje fosilonosnih karbonatnih sedimenata franskog kata ograničeno samo na prostor Družetič-Brankovma-Osečina, dok je rasprostranjenje karbonatnih tvorevina famenskog kata, a naročito njegovog najvišeg dela dokumentovano u večem delu iadarske oblasti. Konodontske zone Conodont zones KONODONTSKA F A U N A CONODONTS LOKALNOSTI LOC ALlTI ES Costatus Palmatolepis genioclymeniae, P.gracilis sigmoidalis, Spathognathodus costatus spinulocostatus, S. costatus costatus, S. aculeatus, S. inocnatus, S. strigosus Spasovina 17 Styriaca Nije konstatovana - not identified Velifera Palmatolepis gracilis gracilis, P. helmsi, P. minuta minuta, P. perlobata schindewolfi, P.rugosa trachytera, Polygnathus diversa, P. glabra bilobata, Scaphignathus velifera, Spathognathodus inornafus Pločnik* 7, 12 i 13 Quadranti-donosa Palmatolepis glabra glabra, P. glabra elongata, P.glabra pectinata, P.gracilis gracilis, P.minuta minuta, P. perlobata schindewolfi, P. quadrantinodosa marginifera, Polygnathus diversa, P. glabra bilobata, Spathognathodus strigosus Pl očnik 1, 10 i 11 Bodnjik Milivojeviči Medvedjak Spasovina 16 Rhomboidea Palmatolepis rhomboidea, P. glabra glabra, P. minuta minuta, P. quadrantinodosa quadrantinodosa, P. quadranti-nodosa inflexoidea, icriodjs cornutus, Polygnathus glabra glabra Pločnik 6 i 14 Crepida crepida Icriodus cornutus, Palmatolepis glabra glabra, P. glabra pectinata, P. gracilis gracilis, P. minuta minuta, P. termini, Polygnathus brevilamina, P. glabra glabra Pločnik 4 i 5 P. trian-gu laris Ancyrognathus sinelamina, Ancyrodella ioides, Falcodus gunthari, Palmatolepis delicatula delicatula, P. cf. gigas, P. delicatula clarki, P. triangularis, Polygnat-hus brevilamina, P. subrecta Pločnik 3 i 9 Rhena na Ancyrognathus asymmetrica, Ancyrodella buckyensis, A. curvata, Palmatolepis gigas, P. subrecta Pločnik 2 A. trian-gularis Nije konstatovana - not identified Dubia Nije konstatovana - not identified SI. 4. Konodonti gornjeg devona Družetiča Fig. 4. Conodonts from the Upper Devonian of Družetic * Pod nazivom »Pločnik« obuhvačene su probe iz potoka Pločnik (1—7) i majdana Damnjano- viča i Stefanoviča (9—14) * The name "Pločnik" oovers samples from the brook Pločnik (1—7) and from the guarries Damnjanovič and Stefanovič (9—14) Gornji devon je najpotpunije razvijen i najbolje proučen u ataru sela Dru-žetiča. Predstavljen je žiličasto-sačastim laporovitim krečnjacima, zatim kvr-gavim i kristalastim krečnjacima i laporovitim stiliolinskim škriljcima. U ovim sedimentima nadena je veoraa bogata i raznovrsna fauna. Najčešči su kono-donti i stilioline, cesto se javljaju gonijatiti, novakie i ostrakodi, a sasvim retko ortocerasi i školjke. Na osnovu konodontske faune, koju je determinisao S p a -sov, u gornjedevonskim sedimentima Družetiča (profili Pločnik-majdani Damnjanoviča i Stefanoviča-Spasovina) utvrdeno je 9 od 10 poznatih kono-dontskih zona (si. 4). Peščarsko-škriljaste tvorevine Prve detaljnije podatke o starosti peščarsko-škriljastih naslaga dao je S i m i č (1932, 1933, 1938, 1940, 1957), koji je ove sedimente uglavnom tretirao kao neraščlanjen permo-karbcn. Nove podatke o starosti ovih klastičnih sedi-menata izneli su Veselinovič i koautori (1963, 17) i Markovič i ko-autori (1963, 34), koji su ih uvrstili u karbon. Novi reperi za odredivanje stratigrafskog položaja peščarsko-škriljastih tvorevina dobijeni su otkričem novih nalazišta fosilonosnog devona. Koristeči se ovim reperima, Filipovič (1963a, 137) je prvi zaključio »da jedan deo peščarsko-škriljaste serije nesumnjivo pripada devonu«. U prilog ovakvog zaključka govore sledeče činjenice: 1. U obimu velikog Vlašičko-blizanskog antiklinorijuma peščarsko-škriljaste tvorevine, koje se karakterišu potpunim otsustvom karbonatnih stena, leže u njegovom jezgru, dok se na obodu javljaju fosilonosne tvorevine gornjeg devona, karbona i perma. Prema tome, centralno i najdublje mesto koje u gradi ovog krupnog makro-oblika zauzimaju peščarsko-škriljaste tvorevine, ukazuje da su one največim delom starije od fosilonosnog gornjeg devona. 2. Analiza odnosa repernih horizonata fosilonosnog devona i peščarsko--škriljastih naslaga pokazuje da, u normalnom superpozicionom nizu, podinu fosilonosnom devonu uvek čine peščarsko-škriljaste naslage. Najinstruktivniji profili za promatranje ovakvih odnosa otkriveni su u ataru sela Družetiča (Leon-tijevac, Rankoviča strana, Bodnjik) i u okolini Osečine (Sarampov, Zuralino brdo). 3. U okolini Pecke i Šljivove fosilc-nosni devonski krečnjaci se javljaju kao manja sočiva ili interkalacije u peščarsko-škriljastim tvorevinama. 4. U največem broju devonskih lokalnosti (Družetič, Brankovina, Šarampov, Petre i dr.) neposrednu povlatu fosilonosnim devonskim krečnjacima čine transgresivni sredn j ©karbonski sedimenti, izgradeni uglavnom od devonskih, donjokarbonskih i rede baškirskih krečnjaka. Ako- bi se prihvatila ranija shva-tanja O1 isključivo mladopaleozojskoj starosti peščarsko-škriljastih tvorevina, onda bi ove klastične sedimente trebalo očekivati u povlati fosilonosnog devona. Na osnovu iznetih podataka može se zaključiti da su najstarije peščarsko-škriljaste tvorevine u severozapadnoj Srbiji otkrivene u jezgru Vlašičko-bli-zanskog antiklinorijuma. One su svakako največim delom starije od gornjeg devona, na šta upučuje nalazak fosilonosnih devonskih krečnjaka u obodnim delovima antiklinorijuma. Starost klastičnih sedimenata u jezgru Vlašičko-blizanskog antiklinorijuma nije paleontološki dokumentovana. Konstatovana su samo dva nalazišta mi- krospora u peščarsko-škriljastim sedimentima na obodu antiklinorijuma — Goloj Glavi, nedaleko od Družetiča. Odreden je rod Cyclogranisporites, koji je poznat iz gomjeg devona Engleske. Do skora nije bilo nikakvih podataka o donjoj starosnoj granici ovih sedi-menata. Nedavni naš nalazak silurskog olistolita u intraserijskim konglome-ratima Lozničke reke pokazuje da klastični sedimenti u krajnjem istočnom delu jadarske oblasti nisu stariji od gornjeg silura. Ko-nodontska fauna karakteristična za sagita zonu (gornji venlok — donji ladlo) nadena je u belim krista-lastim krečnjacima. Odredeni su Spathognathodus sagita sagita Waliser i Pan-derodus unicostatus Branson & Mehi. Peščarsko^škriljaste tvorevine izvan antiklinorijuma pripadaju uglavnom gornjem devonu i donjem karbonu, o čemu svedoei njihov stratigrafski položaj i nalazi krečnjačkih sočiva i interkalacija sa gornjodevonskom i donjokarbon-skom faunom. Osnovna karakteristika ovog više stotina metara debelog klastičnog kompleksa je smenjivanje peščarskih i škriljastih stena. Vertikalna smena je jače izražena od lateralne. Petrografskim ispitivanjima odredeni su filiti, argilošisti, metamorfisani pe-litski sedimenti, metamorfisani peščari, peščari i kvarcne breče i konglomerati. Peščari su najzastupljeniji. Preovladjuju peščari tipa grauvaka i subgrauvaka. U okviru ovog klastičnog kompleksa zapažene su i izvesne karakteristike, kojima se odlikuju flišni sedimenti. To su dobro izražena horizontalna lamina-cija, cesti uklopci razorenih glino vitih stena u peščarima i konglomeratima, prisustvo biogenih hijeroglifa i odsustvo fosilonosnih ostataka i preovladivanje grauvaka i subgrauvaka. Mada navedene karakteristike i znatna sličnost sa devonskim flišom jugo-istočne Srbije (M. Dimitrijevič i koautori, 1969) upučuju na zaključak o flišnom karakteru ovih sedimenata, ipak se one, bez detaljnijih sedimento-loških ispitivanja, ne mogu uvrstiti u fliš. Karbon Sedimentne tvorevine karbona široko su ras prostran j ene skoro na čitavoj teritoriji jadarskog paleozoika. Največe rasprostranjenje imaju u široj okolini Krupnja i Zajače, zatim na Vlašiču, u Pocerini i na severnom podgorju Jagod-nje, Sokolske planine i Medvednika. Najvažnije grupe za raščlanjavanja karbona čine konodonti, foraminiferi i brahiopodi. Na osnovu konodontskih asocijacija izvršeno je izdvajanje svih katova donjeg karbona, a na osnovu brahiopodske i foraminiferske faune raščla-njavanje srednjeg karbona. Kako je karbon u severozapadnoj Srbiji razvijen po istočnoevropskom tipu, primenjivana je trojna podela karbona na donji, srednji i gornji. Donji karbon. Prve podatke o prisustvu donjeg karbona u severozapadnoj Srbiji izneli su 1932. godine Simič i Heritsch. Do ovakvog zaključka Simič (1932, 19—22) je došao odredivši loše očuvanu brahiopodsku faunu sa Ivovika kod Krupnja kao vizesku, a Heritsch (1932, 226) na osnovu odredbe samo jedne koralske vrste. U literaturi su izneta mišljenja o donjokarbonskoj starosti argilošista Pa-giča Mahale sa Dictyodora-ma (Veselinovič, 1958, 95), zatim breeoidnih škriljavih krečnjaka sa fuzulinidama u Brankovim (Stevanovič, 1963, 44), cefalopodskih krečnjaka Šarampova (Veselinovič i koautori, 1963, 17) i škriljaca sa Phycosiphon-ima u lokalnosti Jelina Breza (Boiuček & Miha j lovič, 1966,379—380). Našim ispitivanjima nisu potvrdeni svi navedeni podaci. Utvrdeno je da je ivovička fauna mlada od donjeg karbona (Filipovič, 1963, 118), zatim da sedimenti Brankovine odgovaraju srednjem permu (Filipovič i koautori, 1967, 42), a krečnjaci Šarampova gornjem devonu (Filipovič, 1963b, 137). Donjem karbonu pripadaju i namirski cefalopodski krečnjaci Milivojeviča (Stevanovič &Kullmann, 1962). U donjem karbonu jadarske oblasti izdvojena su dva superpoziciona člana: stariji, predstavljen peščarsko-škriljastim tvorevinama i mladi, izgraden od krečnjačko-škriljavih slojeva, Posebno su prikazani namirski cefalopodski krečnjaci, koji se u literaturi navode kao jedino namirsko nalazište ovakve vrste na Balkanskem poluostrvu. Peščarsko-škriljaste tvorevine donjeg karbona zauzimaju največe raspro-stranjenje u zapadnom delu jadarske oblasti, gde leže u podini krečnjačko-škriljavih slojeva mladeg donjeg karbona, koje dalje pokrivaju baškirski krečnjaci (si. 5). Donjokarbonska starost peščarsko-škriljastih tvorevina odredena je super-pozicionim putem i na osnovu retkih nalaza konodontskih asocijacija karakterističnih za turneski i vizeski kat. Pored toga, u prilog donjokarbonske starosti ovih sedimenata govore i nalazi Dictyodora i Phycosiphon-a, koji ukazuju na kulmski razvoj donjeg karbona. Turneska starost dokumentovana je nedavnim otkričem konodontske asoci-jacije karakteristične za najdonji deo turneskog kata: Gnathodus kockeli Bischoff, Polygnathus pura pura Voges, Hindeodella ibergensis Bischoff i dr. Ova konodontska asocijacija nadena je u gornjem toku Uba, u kvrgavim krečnjacima koji se kao* sočivo javljaju u peščarsko-škriljastim tvorevinama, a koji su ranije bili uvrščeni u devon (Veselinovič i koautori, 1963). Vizeska starost peščarsko škriljastih tvorevina dokumentovana je južno od Tekeriša, na levoj obali Cernice, uzvodno1 od sastava sa Sipuljom. Tu su ot-kriveni peščarsko-škriljasti sedimenti sa tankim interkalacijama svetlosivih kristalastih krečnjaka udruženih sa liditima. U ovim krečnjacima nadena je konodontska fauna vizeske starosti, koja odgovora zoni sa Scaliognathus ancho-ralis. Odredeni su: Gnathodus bilineatus (Roundy), G. delicatus Branson & Mehi, G. girtyi Hass, Scaliognathus anchoralis Branson & Mehi i dr. Pored pomenutih nalazišta turneske i vizeske faune, donjokarbonska starost peščarsko-škriljastih tvorevina dokumentovana je i nalazima konodontskih asocijacija vizeske i vizesko-donjonamirske starosti u sledečim lokalnostima: Stara Bašča (Krupanj), Tudinska reka (Osečina), zatim zaseok Petre i Vučak potok (Šljivova) i na više mesta u okolini Pecke. Geološka starost Age Kat Srage LITO LOŠKI S A S T A V LITHOLOGICAL COMPOSITION FAUNISTICKI SADRZAJ F A U N A L ASSEMBLAGES o a o a -d ,-+ f11 <, 1 m -i LU •N U - z * t (/> - s s * s ■U) » « m j-tl ? t-1 + i. h Mii FuzulinidsUi krečnjaci Fusulinid limestone Krečnjačko-škriijavi slojevi Limestone - schist beds Rugosofusulina, Quasifusulina, Triticites Schubertella M Konglomeratično škriljave tvorevine Conglomerate-\ sehist sediments Terigeni sedimenti sa brahiopodskom faunom Terrigenous sediments ivith brachiopods Foraminiferski krečnjaci Foraminiferal limestone Fusulinella ex gr. bocki, F. ex gr. pseudobocki, Profusulinella ex gr. praecursor Pseudostaffella spheroidea cuboides, Ozawainella mo5quensis/ Fusiella typica, Choristites priscus, -.Ch. priscus fisclrrl_ Profusulinella, Fusulinella Meekella eximia, ?Reticulatia ivanovi, Choristites teshevi, Ch. gr. inferus Chonetes cf. carbonifera, Cancrinel undata, Linoproductus ex gr. cora Choristites pseudobisulcatus, Ch. medovensis convexa Profusulinella staffel laeformis Pseudostaffella uralica Pseudostaffella antiqua, P. antiqua grandis, Asteroarchaediscus baschkirikus, A. subbaschkirikus, A. postrugosus, Eostaffella acuta, E. exilis, Bradyina cribrostomata, B. nana, B. lepida, Millerella mar-blensis, Neoarchaediscus gregorii, Plectogyra bradyi, Pseudoendothyra ex gr. struvei, Tuberitina, Tetrataxis C/J O s O ffl s fcj * h, < s -S e « z „ Krečn jačko - škri Ijavi slojevi Limestone - schist beds * £ c/> ^ Ui hj N correspond largely to the Lower Paleozoic, and not only to the Upper, as it has been considered (Simič, 1932, 1933, 1938, 1957). The Carboniferous. We have found by prospecting a large distribution of Carboniferous sediments in Northwestern Serbia and, unlike earlier believed (Simič, 1938), the distribution was of east European type. The sediments were divided into the Lower, Middle and Upper Carboniferous. Rich and diverse paleontological material made possible a detailed investiga-tion and division of Carboniferous formations. The following significant results were accomplished: 1. The uppermost part of the sandstone^schist complex is determined to be of the Lower Carboniferous. Conodont fauna typical of the lowermost Tourn-aisian stage and conodont fauna corresponding to' the Visean stage, i.e. to the zone with Scaliognathus anchoralis, are found in limestone lenses and inter-calations (Fig. 5). 2. In most of Northwestern Serbia, limestone-slate beds are recognized which correspond by their superposition and the identified conodont fauna to the uppermost part of the Lower Carboniferous. 3. Within the Middle Carboniferous range, foraminiferal limestone of the Bashkirian stage are recognized, terrigeneous deposits with brachiopod fauna of the Upper Bashkirian and the Lower Moscovian stages, the conglomerate--slate sediments transgressively overlaying the older sediments (most probably of the Middle Moscovian stage) and fusulinid limestone which correspo-nds in range to the uppermost Moscovian, Upper Carboniferous and Lower Permian. 4. A marked discordance between the transgressive conglomerate-slate sediments of the Middle Moscovian and the underlying Devonian and Lower Carboniferous formations suggested that the strongest diastrophism in Northwestern Serbia was the Asturian orogeny. 5. Complicated paleogeographic relation during the Carboniferous are re-constructed (Fig. 6). The Permian. The faunal findings and the superposition of formations indicate in the Permian of Northwestern Serbia three lithostratigraphic units. These are fusulinid limestoines of the Lower Permian, clastic sediments of the Middle Permian, and fossiliferous carbonate rocks of Upper Permian which are the best marked member of the Paleozoic in Northwestern Serbia from aspects of lithology and fauna. Our investigation resulted in collecting of new data about the transgressive position and facial composition of clastic sediments of the Middle Permian, and also in confirming the results of investigation in the Upper Permian, carried out by Simič (1933). Literatura — Bibliographie Bouček, B., Mihajlovič M. 1966, Pojava interesantne inhofacije (Dictyo-dora, Phycosiphon) tzv. silura paleozoika Sane (Bosna). Referati VI savetovanja, Ohrid. Dimitrijevič i koautori 1969, Devonski fliš jugoistočne Srbije. Zapisnici SGD za 1964, 1965, 1966 i 1967. godinu. Zbor 27. 3. 1961, Beograd. F i 1 i p o v i č , I. 1963, Prilog stratigrafiji karbona severozapadne Srbije. Zapis-nici SGD za 1960 i 1961. godinu. Zbor 27. 3. 1961, Beograd. F i 1 i p o v i č , I. 1963a, Predhodno saopštenje o novim nalazištima devona u severo-zapadnoj Srbiji. Zapisnici SGD za 1960. i 1961. godinu. Zbor 24. 11. 1961, Beograd. F i 1 i p o v i č , I. 1966, Rezultati ispitivanja paleozojskih naslaga severozapadne Srbije. Zapisnici SGD za 1963. godinu. Zbor 29. 4. 1963, Beograd. H e r i t s c h , F. 1932, Chaetetes und Caninia aus dem Karbon von Ivovik bei Krupanj in West-Serbien. Vesnik Geol. inst. Kralj. Jug. knj. I, sv. 2, Beograd. Heritsch, F. 1934, Korallen aus dem oberen Perm von Likodra im Westlichen Serbien. Vesnik Geol. inst. Kralj. Jug. 3/2, Beograd. Kochansky-Devide, V. 1960, Prilog poznavanju fuzulinida zapadne Srbije. JAZU, Acta geologica 2, 103—110, Zagreb. K o c h ansky-Devide, V., H e r a k , IVI. 1960. On the Carboniferous and Per-mian Dasycladaceae of Yugoslavia. Geološki vjesnik 13, Zagreb. Kochansky-Devide, V. 1964, Die Fusuliniden und Kalkalgen des jugosla-wischen Karbons. Cinquieme congres international de stratigraphie et de geologie du carbonifere, Pariš, 1963. K o s t i č, V. 1960, Rod Amplexus iz karbona Zapadne Srbije. Geol. anali Balk. pol., XXVII, Beograd. Kostič-Podgorska, V. 1964, Rasprostranjenje i stratigrafski značaj karbonskih koralnih fauna u Jugoslaviji. Geol. anali Balk. pol., XXXI, Beograd. Kostič-Podgorska, V. 1967, Tabulatni koral Multithecopora Yoh iz srednjeg karbona zapadne Srbije (Banjevac). Geol. glasnik Črne Gore 5, Titograd. K o s t i č , V., P a j i č , A. 1972, Mikrofauna i korali baškirskog kata srednjeg karbona zapadne Srbije. Geol. anali Balk. pol., XXXVII, Beograd. Markovič, B. i koautori 1963, Prikaz geološke karte Valjevo 51. Zapisnici SGD za 1960 i 1961, Beograd. P a j i č , V. 1963, Mikrofauna srednjeg karbona zapadne Srbije. Vesnik Zavoda za geol. i geof. istraž. NRS, XXI, Beograd. Pajič, V., Filipovič, I. 1966, Novi podaci o srednjem karbonu jadarskog pojasa (SZ Srbija). Zapisnici SGD za 1962. Zbor 28. 5. 1962, Beograd. Pantič, S., Veselinovič, M. 1961, Prvi nalazak marinske faune u terigenim sedimentima srednjeg perma (gredenskim slojevima) zapadne Srbije. Zapisnici SGD za 1960 i 1961. Zbor 27. 3. 1961, Beograd. Pantič, S. 1969, Litostratigrafske i mikropaleontološke karakteristike srednjeg i gornjeg perma zapadne Srbije. Vesnik Zavoda za geol. i geof. istraž., knj. XXVII, ser. A, Beograd. Petronijevič-Kuzenko, S. 1957, Gornjekarbonska brahiopodska fauna Vlaške Reke u Pocerini. Zbornik radova Geol. inst. »Jovan Zujovič«, IX, Beograd. P r i b y 1, A., S p a s o v, H. 1970, Zur Ostracodenfauna des bulgarischen und ju-goslawischen Silurs und Devons. Izvestija na geologičeskija institut — Serija paleontologija, knj. XIX, Sofia. Ramovš, A. 1958, Razvoj zgornjega perma v Loških in Polhograjskih hribih — Razprave Slov. akad. znan. in umetn., razr. za prir. vede 4, Ljubljana. Ramovš, A. 1962, Nekateri problemi pri raziskovanju perma v Jugoslaviji. Referati V savetovanja geologa F. N. R. Jugoslavije, Beograd. Ramovš, A. 1966, Razvoj srednjega perma v Jugoslaviji v luči novih raziskovanj. Referati VI savetovanja, deo I, Ohrid. R a j č e v i č , D. 1969, Tragovi kretanja črva u peščarsko-škriljastoj seriji starijeg paleozoika u severozapadnoj Srbiji. Zapisnici SGD za 1965, Beograd. S i m i č, V. 1932, Prilog geologiji Zapadne Srbije. Vesnik Geol. inst. Kralj. Jug., I, 2, Beograd. S i m i č , V. 1933, Gornji perm u Zapadnoj Srbiji. Rasprave Geol. inst. Kralj. Jug., I, Beograd. Simič, V. 1934, Prilog poznavanju gornjokarbonskih i gornjopermskih fauna u Zapadnoj Srbiji. Geol. anali Balk. pol., XXIX, Beograd. Simič, V. 1935, Nekoliko fosila iz gornjeg perma Zapadne Srbije. Vesnik Geol. inst. Kralj. Jug., IV, Beograd. Simič, V. 1938, O facijama mladeg paleozoika u Zapadnoj Srbiji. Vesnik Geol. inst. Kralj. Jug., VI, Beograd. Simič, V. 1940, Izveštaj o geološkom snimanju na listu »Valjevo«. Godišnjak Geol. inst. Kralj. Jug. za 1939, Beograd. S i m i č , V. 1957, Prilog geološkom poznavanju donjeg Podrinja. Vesnik Zavoda za geol. i geof. istraž. NRS, XIII, Beograd. Spasov, H., Stevanovič, P. 1962, Konodonti iz gornjeg devona Družetiča u Zapadnoj Srbiji. Geol. anali Balk, pol., XXIX, Beograd. Spasov, H. i koautori 1967, Les conodontes paleozoi'ques de la Serbie occiden-tale. Association geologique Carpato-Balkanique. VUI^me congres, Belgrade. Spasov, H., Filipovič, I. 1967, Devonska i karbonska konodontna fauna ot severozapadna Srbija (Jugoslavija). Izvestija na Geologičeskija institut, kn. XVI, Sofia. Spasov, H. i koautori 1968, Novi rezultati istraživanja paleozojskih konodonata severozapadne Srbije. Vesnik Zavoda za geol. i geof. istraž., XXVI, Beograd. Spasov, H. 1972, Stratigrafija i korelacija na devona v Blgarija i susednite strani. Geologičeski institut, Sofia. Stevanovič, P. 1953, Mladi paleozoik u gornjem toku Uba i Kladnice (Valjev-ska Podgorina). Glasnik SAN, V, 2, Beograd. Stevanovič, P. 1957, Prikaz geološke karte lista Valjevo I (1:50 000). Za-pisnici SGD za 1955, Beograd. Stevanovič, P. 1957a, Osvrt na nalazak devona kod Družetiča u dolini Uba i mogučnost nalaska u drugim krajevima Zapadne Srbije i Istočne Bosne. Zapisnici SGD za 1955, Beograd. Stevanovič, P. 1960, Das Devon in westlichen Serbien und seine Beziehungen zu den anderen devonischen Fundstellen in Jugoslawien. Prager Arbeitstagung iiber die Stratigraphie d. Silurs und d. Devons, 1958, Praha. Stevanovič, P., Kullmann, J. 1962, Namirski kat Družetiča i njegova gonijatitska fauna. Glasnik Prir. muzeja u Beogradu, A, XVI-XVII, Beograd. Stevanovič, P. 1963, Devon Brankovine kod Valjeva. Zapisnici SGD za 1960 i 1961. Zbor 10. 10. 1960, Beograd. Stojanovič-Kuzenko, S. 1963, Gornjopermski brahiopodi Crikvenica — za-padna Srbija. Vesnik Zavoda za geol. i geof. istraž., XXI, A, Beograd. Stojanovič-Kuzenko, S. 1966/67, Biostratigrafija srednjeg karbona zapadne Srbije i paralelizacija sa severozapadnom Bosnom, jednim delom Velebita i Stani-šičima u Crnoj Gori. Vesnik Zavoda za geol. i geof. istraž. XXIV/XXV, A, Beograd. Veselinovič, M. 1955, Rezultati geoloških promatranja u oblasti Gornjeg Crniljeva i Šabačke Kamenice. Zbornik radova Geol. inst. »Jovan Žujovič«, knj. VIII, Beograd. Veselinovič, M. 1958, Nov nalazak Dictyodora libeana (Weiss) u karbonskim škriljcima Zapadne Srbije. Zbornik radova Geol. inst. »Jovan Žujovič«, X, Beograd. Veselinovič, M. i koautori 1963, Prikaz geološke karte Vladimirci 53. Zapisnici SGD za 1960 i 1961. Zbor 12. 4. 1960, Beograd. UDK 552.541:563.125.5:551.781.5 Oligocenski numulitni apnenec na Gorjuši pri Ljubljani Rajko Pavlovec in Anton Ramovš Katedra za geologijo in paleontologijo univerze v Ljubljani, Aškerčeva 12 Na Gorjuši pri Domžalah je bil najden kos oligocenskega apnenca z numuliti, koralami in drugimi fosili. V njem je bila prvič v Jugoslaviji določena vrsta Nummulites germanicus. Pri raziskavah zgornjekrednih in jurskih kamenin vzhodno od Domžal, predvsem v okolici Gorjuše, je našel Ramoivš (1972) tudi večji kos temno sivega gostega apnenca, ki ga je bilo takoj mogoče razlikovati od drugih kosov in žive skale. Že na oko je bilo* možno v njem ločiti numulite in zelo* pogostne Coralli-naceae, verjetno litotamnije. Najdišče je bilo na robu gozda okoli 15 m severno od ceste Dob—Gorjuša—Veselka—Krtina, prav blizu nekdanje Smoletove lesene hiše, ki jo je sedanji Smole podrl pred dobrimi desetimi leti, je pa vrisana na specialkah, oziroma severnovzhodno od zidane Smoletove domačije (Gorjuša 5). Kos je bil dolg okoli 40 cm in blizu 30 cm širok in ni bil zaobljen. V okolici najdišča moli na površje močno kraško razjedena živa skala svetlo sivega in temno sivega, povečini drobnozrnatega apnenca. Poleg tega najdemo tam tudi gost apnenec in organogen detritusni apnenec s številnimi ostanki iglokožcev. Razen žive skale so po površju tudi kosi enakih apnencev. V nobenem apnencu ni bilo mogoče najti makrofosilov. Sestava in položaj najdenega kosa z numuliti in številnimi ostanki korali-nacej kažeta, da predstavlja apnenec skoraj gotovo ostanek nekdaj večje krpe oligocenskega apnenca v okolici Gorjuše. Danes so med Domžalami, Ihanom in gradom Krumperk od oligocenskih kamenin na površju razširjeni samo konglomerat, breča in peščenjak. Pri pregledu klastitov tam ni bilo mogoče ugotoviti v njihovem sestavu apnenčevih prodnikov z numuliti in koralinaceami. Konglomerat, breča in peščenjak sestoje samo iz ostankov različnih jurskih in krednih kamenin (Ramovš, 1972) in tvorijo bazalni del oligocena; potemtakem so starejši od apnenca z numuliti. Prav tako ni verjetno, da bi bil človek pripeljal kos od kjerkoli iz bližine. Možno pa je, da bi pri natančnem pregledu celotnega okolišnega ozemlja našli še kje drugje kak ostanek enakega apnenca z numuliti in rdečimi algami. Zanimivo je, da takšnega temno sivega organogenega oligocenskega apnenca z numuliti in rdečimi algami ne poznamo1 nikjer v bližnji in daljnji okolici Ljubljane. Najdba predstavlja vsekakor novo in zanimivo oligocensko kamenino, sestoj ečo* v veliki meri iz koralinacej; le-te so bile kamenotvorne. Na algini trati so živeli tudi numuliti, miliolide, tekstulariide, posamične korale, hidrozoji in briozoji, poleg tega še nekateri drugi mikroorganizmi. Danes še ni znano, kakšni oligocenski skladi so se odlagali v istem času v neposredni okolici algine trate; najdba vrste Nummulites germanicus v dolini Kamniške Bistrice nakazuje verjetnost, da so tamkajšnje kamenine nastajale istočasno. Usedline vsebujejo precej terigenega materiala, kar kaže na sedimentacijo v bližini kopnega. V oligocenskih kameninah na Gorjuši so bili v zbruskih določeni mikro-fosili, ki jih kaže tabela 1. Tabela 1 — Table 1 Mikrofosili v oligocenskem apnencu na Gorjuši Microfossils from the Oligocene limestone of Gorjuša G 21 G 22 G 23 G 24 G 25 Nummulites ex gr. intermedius X X Nummulites germanicus X Nummulites sp. indet. X X X Operculina in Heterostegina X X X X Sphaerogypsina X X X X Globorotalia X ? X X Globigerina X rotaliine na splošno XX X X ? Asterigerina X X ? Orbitolinidae X Triloculina X Quinqueloculina X X X Pyrgo X 1 miliolide na splošno XX XX XX XX Textulariidae X X X X = redko XX = pogosto rare occurring often Mnogi mikrofosili so preslabo ohranjeni ali pa njihovi preseki v zbruskih ne zadostujejo za zanesljivo določitev rodu ali celo vrste. Poleg navedenih mikrofosilov so v vseh vzorcih zelo pogoste Corallinaceae (Tabla 1), večidel litotam-nije, redki so hidrozoji in briozoji. Zbrusek G 23 vsebuje koralo, ki jo ovija alga iz skupine Corallineae (Tabla 2). V vzorcih z Gorjuše je bilo mogoče dobiti izolirane hišice numulitov, ki pripadajo vrsti Nummulites germanicus (Bornemann). Ta vrsta ima med najdenimi mikrofosili največji stratigrafski pomen. Nummulites germanicus (Bornemann) (Tabla 3 in slika 1) V apnencu z Gorjuše najdemo tudi numulitne hišice. Določiti je bilo' mogoče vrsto Nummulites germanicus. Poleg nje nastopa še druga vrsta, ki spo- Tabla 1 — Plate 1 Organogeni apnenec z Gorjuše s koralinacejami, numuliti, miliolidami in tekstularii- dami. 8,5 X povečano. Fotogr. Marjan Grm. Organogenic limestone from Gorjuša including Corallinaceae, Nummulites, miliolids and textulariids. 8.5 X enlarged. Photograph by Marjan Grm. Tabla 2 — Plate 2 Organogeni apnenec z Gorjuše. Alga iz skupine koralinacej obdaja čašo korale. V zbrusku so poleg koralinacej vidni numuliti, miliolide in fragmenti makrofavne. 8,5 X povečano. Fotogr. Marjan Grm. Organogenic limestone from Gorjuša. Alga from the group of Corallinaceae embracing a cup coral. In thin section miliolids and fragments of macrofossils are shown as-sociated with Corallineae. 8,5 X enlarged. Photograph by Marjan Grm. Tabla 3 — Plate 3 Nummulites germanicus (Bornemann), oblika A — A form 1 ekvatorialni prerez; Gorjuša — equatorial section; Gorjuša 2 ekvatorialni prerez; Gorjuša — equatorial section; Gorjuša 3 del površine hišice; Gorjuša — part of the test surface; Gorjuša 4 ekvatorialni prerez; Predaselj v Kamniški Bistrici — equatorial section; Predaselj in Kamniška Bistrica Valley 20 X povečano — 20 X enlarged 17 — Geologija 17 min j a po- značilnostih v ekvatorialnem prerezu na obliko Nummulites vascus — incrassatus De la Harpe, vendar so najdene hišice za zanesljivo določitev pre--slabo ohranjene. Nummulites germanicus ima na površju hišice precej redke, toda izrazite ostre radialne grebene, ki so- le malo- upognjeni, edino ob robu hišice so- močneje zaviti. Protokonh in devterokonh sta precej velika. Po tem znaku so numuliti z Gorjuše bolj podobni primerkom iz Bassevelde v Belgiji kot tistim iz Vahren-kampa. v Zahodni Nemčiji (Drooger, M a r k s inPapp, 1971, tab. 4, sl. 1 do 5. in 5. do> 8). V notranjih dveh zavojih so septa močno nazaj zapognjena. V ostalih zavojih so- septa sicer prav tako močno- ukrivljena in zavihana nazaj, vendar najdemo- prehode od izrazito srpastih do takšnih, ki so v spodnjem delu nagnjena in skoraj ravna ter se šele v zgornjem delu močno- zapognejo-. Zavoji se hitro- višajo-. V po-lo-vici zavojev je naslednje število- sept: S„ = 8, S3 = 9 in S4 = 11. Pri numulitih iz severnozahodne- Evrope pa je na po-lo-vico tretjega zavoja 9 do- 12 sept (D r o-o-ger, Marks in Papp, 1971,39). Go-rjuša je prvo nahajališče vrste Nummulites germanicus v Jugoslaviji. Ob študiju gorjuških numulitov je bil pregledan še material iz Predaslja v Kamniški Bistrici. Tudi tam je bila najdena vrsta Nummulites germanicus, ki se razločuje od numulitov z Gorjuše po nekoliko hitreje se dvigajočih zavojih. Po- tem znaku so numuliti iz Predaslja bliže primerkom iz Bassevelde in Vahren-kampa ko-t numulito-m z Gorjuše. Vendar posamezni elementi hišice pri vrsti Nummulites germanicus nekoliko- variirajo-. Na splošno imajo- numuliti iz Va-hrenkampa nekoliko- daljše- kamrice kot primerki iz Bassevelde, razločujejo pa se tudi po- velikosti protoko-nha in višini zavojev (cf. Dr o-o-ge-r, Marks in Papp, 1971, tab. 4). Vrsti Nummulites germanicus sta zelo podobna Nummulites orbignyi (Galeotti) in N. prestvoichianus Jo-nes (cf. Blondeau, 1969; Papp, 1969; Drooger, Marks in Papp, 1971). Vendar so- pri vrsti Nummulites orbignyi septa v spo-dnjem delu bolj ravna, proti zavo-jnemu robu pa močno-po-tegnjena nazaj. Po tem se N. orbignyi približuje vrsti N. tournoueri De la Harpe. Od vrste N. prestvoichianus se primerki z Gorjuše ločijo po daljših kamricah in po večinoma bolj upognjenih ter nazaj potegnjenih septah. Nummulites germanicus je bil prvič opisan iz spodnjeoligocenskih plasti v Westeregelnu pri Magdeburgu. Čeprav nekateri oporekajo tej starosti nahajališča holo-tipa (cf. Blondeau, 1969, 130), ga imajo Dro-o-ger, Marks in Papp (1971, 104) še vedno za spodnjeo-ligocensko obliko-. Vrsto Nummulites germanicus so našli v Sredozemlju, v Nemčiji in v Karpatih; v angleško-fran-cosko-belgijskem terciarnem bazenu še ni bila najdena (Blo-ndeau, 1969, 134). • Predaselj o Vahrenkamp ^ Bassevelde o Gorjuša SI. 1. Diagrami zavojev pri vrsti Nummulites germanicus (Bornemann) oblika A. Primerki iz nahajališča Bassevelde v Belgiji in Vahrenkamp v Nemčiji so merjeni po sliki (Drooger, Marks in Papp, 1971, tab. 4, si. 2 in 8). Fig. 1. Diagrams of the whorls' course of the species Nummulites germanicus (Bornemann) A-form. The specimens from the localities Bassevelde in Belgium, and Vahrenkamp in Germany have been measured after the figure (Drooger, Marks and Papp, 1971, plate 4, Figs. 2 and 8). The Oligocene Limestone with Nummulites at Gorjuša near Ljubljana Rajko Pavlovec and Anton Ramovš Katedra za geologijo in paleontologijo univerze v Ljubljani, Aškerčeva 12 At Gorjuša not far from Ljubljana a piece of Oligocene limestone containing Nummulites associated with Corallineae and other fossil remains has been found. From this limestone the Nummulites germanicus was determined, for the first time in Yugoslavia. At the village Gorjuša, to the east of Ljubljana, a piece (40 X 30 cm) of dark grey compact organogenic limestone with Nummulites, numerous Corallinaceae, Miliolidae, Textulariidae and single Hydrozoa and Bryozoa has been found. On the surface of Nummulites germanicus (Bornemann) from the Oligocene limestone at Gorjuša there are sharp and a little curved radial ripples. Protoconch and deuteroconch are big. The septa are considerably recurved backward, but it is possible to find passages from the sicle-shaped to those, which are in the lower part nearly flat, but in the upper part very much recurved. Subsequently the species Nummulites germanicus was also found at Pre-daselj in Kamniška Bistrica Valley. The specimens from Predaselj differ from those of Gorjuša by the quickly increasing whorls. Literatura Blondeau, A. 1969, Remarques sur Nummulites germanicus Bernemann. Nachricht. Akad. Wiss. Gottingen, II. Math.-phys-Kl., 14, 129—135, pl 1. Gottingen. Drooger, C. W., Marks, P. in Papp, A. 1971, Smaller radiate nummulites of northwestern Europe. Utrecht Micropaleontol. Buli., 5, 1—137, pl. 1—5. Utrecht. Papp, A. 1969, Nummuliten aus dem Ober-Eozan und Unter-Oligozan Nord-westdeutschlands. Ber. Naturhist. Ges., 113, 39—68. Hannover. Ramovš, A. 1972, Geološke razmere na ozemlju vzhodno od Domžal, posebno tamkajšnje zgornjekredne plasti. Naše jame 13, 17—26, Ljubljana. UDK 551.243 244:551.761 Triadni skladi v zgradbi osrednjega dela Posavskih gub Uroš Premru Geološki zavod, Ljubljana, Parmova 33 Avtor razlikuje v osrednjem delu Posavskih gub avtohtoni in alohtoni del ter litološko in biostratigrafsko razčlenjuje posamezne tektonske enote. Avtohtone enote sestoje v glavnem iz paleozojskega jedra, na krilih antiklinal pa so ohranjene še najstarejše mezozojske plasti. V alohtonih enotah odločno prevladujejo triadni skladi. Najbolj pestro je razvita skitska in karnijska stopnja ter fasansko-langobardska podstopnja. Najmlajše plasti, udeležene v narivni zgradbi, so sarmatske. Avtor skuša podati zaporedje tektonskih dogajanj, ki so privedla do današnje zgradbe in končno postavi glavni del narivanja v rodansko fazo. Prvotno enostavne gube so polegle in se narinile na avtohtono podlago. Pri tem se je celotna zgradba stisnila za dve tretjini. Uvod V letih 1969 do 1972 je skupina geologov v sestavi L. Prah, J. Volk. B. Sto-janovič, B. Ogocelec in U. Premru kartirala osrednji del Posavskih gub (si. 1.). Pregledala je 836 km2 ozemlja, kar je malo več kot 50% celotne površine lista Ljubljana. V prvi fazi raziskovanj je avtor izdelal tektonsko karto. Pri tem se je pokazalo, da sestoje alohtone tektonske enote povečini iz mezozojskih skladov, v katerih prevladujejo triadne kamenine. Na podlagi zaporedja triadnih plasti v posameznih tektonskih enotah je poskušal v drugi fazi pojasniti paleogeo-grafski razvoj in sedimentacijsko okolje v triadi. Mikrofosile je določila Lj. Šribar, rastlinske ostanke S. Pantič in konodonte J. Pohar. A. Hinterlechner-Ravnik in M. Dimič sta vzorce kamenin analizirali petrološko, M. Silvester in S. Orehek pa sedimentološko. Tektonske enote Meje med posameznimi tektonskimi enotami so povečini narivni robovi. Ponekod so kontinuirane, drugod pa zaradi radialne tektonike prekinjene, ker je narivni rob dvignjen, pogreznjen ali horizontalno premaknjen. Na tektonski karti (Tabla 1) smo zaradi manjšega merila meje ponekod poenostavili. Na ta način je postal položaj posameznih enot preglednejši. Od radialne tektonike smo prikazali samo tiste prelome, ki so bistveno premaknili narivne meje. V teh primerih predstavljajo radialni prelomi meje površinskih tektonskih enot, čeprav so bili aktivni le kot neotektonski prelomi. V nekaterih tektonskih enotah smo prikazali tudi luskasto zgradbo-, ki je nastala bodisi zaradi premikanja nekaterih plasti znotraj tektonske enote, bodisi zaradi postnarivnega stiskanja. Luskasta zgradba znotraj posameznih tektonskih enot je omejena na manjše površine. Od juga proti severu si slede naslednje tektonske enote: Dolski nariv leži med Molnikom, Volavljami in Trebeljevim. Na jug sega čez rob lista Ljubljana na list Ribnica. Po K os s matu (1905) je prehod med litijsko antiklinalo in Dolenjskim Krasom, kot je on imenoval dolski nariv, delno normalen, delno pa je ob laniškem prelomu litijska antiklinala narinjena proti vzhodu na Dolenjski Kras. Enako je razlagal zgradbo tudi Rakovec (1955). Po Buserju se je Dolenjski Kras narinil od juga proti severu na litijsko antiklinalo. Grad je imenoval vzhodni del dolskega nariva dolska plošča, ki naj bi bila narinjena proti zahodu na litijski antiklinorij, medtem ko je Dolenjski Kras narinjen na litijski antiklinorij z juga. Ponekod se javlja luskasta zgradba. Na podlagi facialnih značilnosti lahko trdimo, da sta nariv Dolenjskega Krasa in dolska plošča ista tektonska enota, ki jo bomo imenovali dolski nariv. Posebno pomemben je položaj dolskega nariva glede na litijsko antiklinalo in litijski nariv. Dolski nariv se razprostira od Molnika prek Šmartna in Zagorja proti vzhodu na list Celje. Sestoji v glavnem iz mezozojskih kamenin. Zanj je zna- Sl. 1. Položaj obravnavanega ozemlja Abb. 1. Lageskizze des Gebietes čilna komplicirana luskasta zgradba v spodnjem delu nariva. Luskasta zgradba sestoji iz permokarbonskih skladov litijske antiklinale in triadnih plasti dolskega nariva. Posamezne luske so debele nekaj deset do- sto* metrov. Južni rob dolskega nariva je pri Lanišču na listu Ribnica. Tod se po- vsej verjetnosti glede na paleozojske kamenine nadaljuje proti vzhodu prek Police in Poljan nad Grosupljem ter Debeč in Moravč v dolini Mirne na list Novo mesto', kjer zasledimo narivni rob severno- od Mokronoga in vzhodno od Krmelja. Dolski nariv je narinjen na litijsko antiklinalo. Med Litijo- in Ljubljano je povečini erodiran. Proti vzhodu, kamor vpada os litijske antiklinale, pa je večidel ohranjen. Med Vačami in Zagorjem je ohranjen tudi severni del dolskega nariva, ki ga od južnega dela južno- od Zagorja loči le ozek pas permokarbonskih kamenin litijske antiklinale. Na listu Celje pa je zaradi vpada struktur proti vzhodu vidna celotna zgradba južnega in severnega dela nariva. Litijska antiklinala je danes vidna severno in južno- od Save med Ljubljano, Litijo in Ostrežem južno od Zagorja. Naziv so- uporabljali že K o- s s m a t (1909), Winkler (1923) in Rakovec (1956), medtem ko je Grad pisal o- litijskem antiklinoriju. Med Ljubljano-, Rašico in Kresniškimi poljanami sestoji litijska antiklinala samo iz klastičnih permokarbonskih kamenin. Plasti vpadajo proti severu, le v bližini narivnega robu dolskega nariva imajo drugačen vpad, kar so povzročile deformacije permokarbonskih kamenin zaradi bližine mezo-zojskega nariva, na kar je opozoril že Grad. Na širšem območju Litije navaja Grad sinkli-nalo in antiklinalo-, ki si sledita od juga proti severu z generalno- smerjo W-E. Antiklinala naj bi bila polegla proti jugu zaradi pritiskov s severa in naj bi predstavljala teme antiklinorija. Pri ponovnem preučavanju zgradbe smo- našli tod dve brahiantiklinali in vmesno- brahisinklinalo z osmi W-E. Po definiciji antiklinorija (M o- r a w s k i, 1968—71) je prečni profil permokarbonskih plasti litijske antiklinale prekratek, da bi bilo- prostora za antiklino-rij. Po drugi strani pa tudi ne ustreza definiciji glede velikosti gub, ki se morajo- na obe strani antiklino-rij skeg a temena zniževati po- ploskvi gub. Zato je ime litijska antiklinala primerno za to- tektonsko enoto. Litijski nariv sledimo od Rašice nad Ljubljano proti vzhodu do Zagorja. V letih 1969 do 1972 smo pregledali narivni rob litijskega nariva od Rašice do Velike vasi nad Kresniškimi Poljanami. Njegovo- nadaljevanje proti vzhodu do Zagorja smo- iskali fotoge-ološko. Pri tem smo upoštevali Gradove podatke geološkega kartiranja iz let 1959—60. Narivni rob je lepo viden v reliefu od Velike vasi do Vač, ker so- bila poznejša tektonska dogajanja bolj šibka in je narivni rob ostal tektonsko- skoraj nedotaknjen. Od Vač do- Zagorja pa je narivni rob raztrgan zaradi radialnih tektonskih premikanj. Na tem odseku je lepo viden tektonski odnos med više ležečim litijskim narivom in niže ležečim dolskim narivo-m. Litijski nariv so opisali že W i n k 1 e r (1923), Rakovec (1956) in Grad. Njegova narivna plo-skev vpada položno- proti severu, sestoji pa iz triadnih, jurskih in krednih skladov. Terciarne plasti smo- prišteli k drugi tekto-nski enoti. Na Rašici se je ohranilo še prvotno čelo nariva, ki je bilo- drugod že ero-dirano. Nad vasjo Rašica imamo- v dolžini 2 km jurski apnenec, ki leži v inverzni legi pod zgornjetriadnim apnencem. Inverzna lega kaže na poleglo gubo. Čelo nariva je luskasto in vsebuje kredne plasti. V polegli gubi pa so prišli skupaj z jurskim apnencem v inverzni položaj. Pri narivanju so- kot najnižje plasti, ki so bile v najožji narivni coni, prišle v luskasto zgradbo delno pred čelo, delno pa pod čelo litijskega nariva. Laška sinklinala leži na litijskem narivu. Sestoji samo iz terciarnih sedi-mentov. Pri kartiranju v letih 1969—72 smo našli strnjene terciarne sedi-me-nte, ki leže erozijsko diskordantno na mezozojski podlagi le okoli Moravč. Manjši erozijski ostanki so še na Murovici in Ciclju severno od Dolskega. Naj-zahodnejši ostanek laške sinklinale je pri Domžalah, kjer ima obliko- neotek-to-nskega jarka. Med Moravčami in Zagorjem je laška sinklinala močno stisnjena in komplicirano nagubana (Kuščer, 1967). Pri Zagorju so- se zaradi povečanih bočnih pritiskov triadne kamenine narinile na sever zaradi mehkih terciarnih sedimento-v. Vzhodno od Moravč je zgradbo laške sinklinale nadrobno podal Kuščer (1967). Na podlagi definicij ruskih (Lazj ko, 1962) in francoskih avtorjev (G i g n o- u x , 1950) jo je imenoval laški sinklinorij. Po- novejši definiciji (Mo-rawski, 1968—1971) ta nagubana zgradba ne zadosti definiciji sinklinorija. Zahodno od Moravč, kjer leže terciarne plasti normalno- na mezozojski podlagi, je eno-tna sinklinalna zgradba. Vzhodno od Moravč pa je najbolj naguban severni del, na katerega so se narinile trde mezozojske kamenine trojanskega nariva. Pri Zagorju, kjer je laška sinklinala bočno stisnjena, pa sta nagubanost in naluskanost še močnejši. Trojansko antiklinalo sledimo kontinuirano od Lukovice prek Trojan proti vzhodu na list Celje. Sestoji iz permokarbonskih in srednjepermskih klastičnih kamenin ter zgornjepermskih, skitskih in anizičnih karbonatnih sedimentov. Zgradbo trojanske antiklinale so opisali že Kossmat (1913), W i n k 1 e r (1923) in Rakovec (1956). Na podlagi terenskih opazovanj in statistične obdelave vpadov plasti lahko rečemo, da leži med Lukovico in Trojanami antiklinala z osjo v smeri W-E, ki vpada generalno proti vzhodu. Med Lukovico in Krašnjo vpada osna ravnina po-d kotom 84° proti severu, pri Blago-vici pa je vpadni ko-t 78°. Nagnjenost osne ravnine jasno kaže na pritiske s severa. Med Trojanami in Kožico se antiklinala nadaljuje proti vzhodu. Pri Trojanah pa je južno od nje formirana brahisinklinala, nato- pa zopet brahiantiklinala, ki se nadaljuje proti vzhodu prek Kotredeščice in še dalje na področje lista Celje. Trojanska antiklinala je analogno nagubana kot litijska antiklinala. Značilno za obe je, da se sestavljena nagubana zgradba kaže šele v njunih vzhodnih delih. Rakitovška sinklinala. To ime smo dali enoti, ki leži severno od trojanske antiklinale. Sesto-ji iz spodnjetriadnih in srednjetriadnih kamenin. Zahodno- od vasi Rakitovec (severno- od Blagovice), po kateri smo- tektonsko enoto- imenovali, trojanska antiklinala normalno prehaja v rakitovško sinklinalo. Vzhodno od tod pa predstavlja mejo fleksura spodnjetriadnih kamenin, ki so tektonsko močno- porušene in stanjšane skoraj na tretjino- svo-je normalne debeline. Na površju je vidno- samo južno- krilo sinklinale z najmlajšimi fassansko-langobardskimi kameninami. Jedro sinklinale prekriva višja tektonska enota — trojanski nariv. Vpad plasti v južnem sinklinalnem krilu je strm in dokaj konstanten proti severu. Os sinklinale ima torej smer W-E. Kamniška luskasta zgradba. Vzhodni podaljšek rakitovške sinklinale in severnega dela trojanske antiklinale je kamniška luskasta zgradba. Posamezne luske vpadajo položno proti severu. Debele so okoli 80 do 300 m. Sestoje iz permokarbonskih, permskih, skitskih, anizičnih in fassansko-langobardskih plasti. Plasti vpadajo proti severu ali proti jugu. Domnevamo1, da je bila kamniška luskasta zgradba v prvi fazi tektonskih deformacij močno* nagubana. Smer osi gub je potekala W-E. V poznejših fazah so gube polegle in se narinile proti jugu v obliki lusk. Pri tem imamo v mislih gube znatno manjšega obsega kot sta rakitovška sinklinala in trojanska antiklinala. Trojanski nariv se vleče v smeri W-E skoraj prek celotnega lista Ljubljane. Na zahodni strani najdemo posamezne majhne erozijske ostanke na južni strani Tunjiškega gričevja. Kontinuirano pa ga sledimo od Kamnika do Kožice na vzhodnem robu lista, od koder se nadaljuje še na list Celje. Ime smo izbrali po vasi Trojane, ki leži približno na sredini prvotne razprostranjenosti trojanskega nariva. Prvotno je trojanski nariv prekrival kamniško1 luskasto zgradbo, rakitovško sinklinalo in trojansko antiklinalo. Erozija je srednji del trojanskega nariva odstranila, tako da je danes na površju vidna trojanska antiklinala. Najbolj erodirani del je prav na temenu obeh brahiantiklinal trojanske antiklinale. To dejstvo kaže, da se je trojanska antiklinala gubala še po narivanju. Danes je trojanski nariv zaradi erozije razdeljen na dva dela. Severni del sklenjeno sledimo od Kamnika do Kožice, južni pa je ohranjen le v večjih krpah. Pri Luko-vici so kamenine ohranjene v večjem neotektonskem jarku, na Rebri, Veliki planini in na Ržišču pa kot erozijski ostanki na grebenih trojanske antiklinale. Istovetnost severnega in južnega dela nariva dokazujejo1 facialne značilnosti kamenin trojanskega nariva. Vzhodno od Kamnika, kjer sestoji trojanski nariv iz fasansko-langobardskih in kordevolsko-zgornjetriadnih kamenin, je tektonska enota nižjega reda, ki smo jo imenovali kamniška plošča. Pri narivanju trojanskega nariva od severa proti jugu so se sorazmerno trde neplastovite kordevolsko-zgcrnjetriadne karbonatne kamenine dislocirale v obliki plošče, ki je drsela po plastičnih fassansko-langobardskih kameninah. Prvotni normalni kontakt se je spremenil v narivnega. Vzhodno1 od tod, na Jasovniku in Kožici, kjer imamo enake stra-tigrafske razmere, pa kontakt med fassansko-langobardskimi in kordevolsko-zgornjetriadnimi kameninami tektonsko1 ni prizadet. Tuhinjska sinklinala leži večidel normalno1 na trojanskem narivu. Njena južna meja predstavlja erozijsko-diskordantno mejo med mezozojskimi kameninami trojanskega nariva in terciarnimi plastmi. Le v srednjem delu, pri Jastroblju v Tuhinjski dolini, je južna meja narivna. Nastala je zaradi bočnega stiskanja tuhinjske sinklinale. Pri tem so prišle mezozojske plasti iz podlage v narivno luskasto zgradbo-. Luske so- debele 20 do 200 m. Enako je nastal zaradi bočnega stiskanja tudi nariv pri Ojstrici na vzhodnem robu karte. Severno mejo predstavlja tuhinjski nariv, na nekaterih manjših odsekih pa tudi više ležeči savinjski nariv. Tektonsko zgradbo tuhinjske sinklinale so opisovali že K os s mat (1913), W i n k 1 e r (1923) in Rakovec (1956). Kiihnel (1933) je opozoril na inverzno lego severnega krila tuhinjske sinklinale. Os tuhinjske sinklinale vpada od vzhoda proti zahodu. V Tunjiškem gričevju, ki predstavlja zahodni del sinklinale, vpada osna ravnina približno pod kotom 50° proti severu, v osrednjem delu, pri Šmartnem v Tuhinjski dolini pod kotom 35° proti severu, pri Motniku pa se zravna v vertikalno lego. Ponekod smo lahko merili vpad narivne ploskve. Poprečno znaša 10 do- 32°. Vpad ravnine kaže močne pritiske s severa, ki so bili najmočnejši prav v osrednjem delu tuhinjske sinklinale, kjer je osna ravnina najbolj položna. Proti vzhodu se tuhinjska sinklinala nadaljuje na listu Celje, kjer pogledajo na dan terciarne plasti (Ojstrica, Zahom-Zabukovica-Liboje, Zagrad južno od Celja). Tuhinjski nariv. Na tuhinjsko* sinklinalo* je narinjen tuhinjski nariv. Imenovali smo ga po Tuhinju, kjer poteka njegova južna meja. Sledimo* ga od zahodnega roba karte, od koder se nadaljuje na list Kranj, prek Pšate, Stahovice, Hruševke v Tuhinju, Zg. Tuhinja, Špitaliča in Vranskega ter preko vzhodnega roba lista Ljubljana na list Celje. Med Pšato in Zg. Hribom v Tuhinju pride na površje tuhinjski nariv v ozkem pasu izpod više ležečega savinjskega nariva. Njegova debelina je tod reducirana na 20 do* 100 m. Nekoliko večjo površino ima med Zg. Hribom in planino Slevc zaradi erozije savinjskega nariva. Pod Slevcem in pri Zg. Tuhinju ima tuhinjski nariv luskasto zgradbo. Luske sestoje iz terciarnih kamenin tuhinjske sinklinale in ladinskih kamenin tuhinjskega nariva. Debele so 10 do 50 m in vpadajo proti severu pod istim kotom kot narivni rob vzhodno in zahodno od tod. Na manjšem odseku pri Zg. Tuhinju savinjski nariv celo prekriva tuhinjski nariv. Vzhodno* od tod je ohranjen na površju veliko- širši pas tuhinjskega nariva. Pri Vranskem, kjer meji na spodaj ležečo vransko* sinklinalo*, je severni del nariva močno stanjšan. Debel je le 20 do 50 m, medtem ko cenimo- njegovo- debelino- v južnem delu na nekaj 100 m. Stanjšanje si razlagamo z delovanjem savinjskega nariva. Karbonatne kamenine tega nariva so-pri drsenju proti jugu ero-dirale mehkejše plasti zgornjega dela tuhinjskega nariva. Večji del tuhinjskega nariva sesto-ji iz fassansko-langobardskih psevdo-zilj-skih kamenin. Le ponekod je zastopan tudi najmlajši člen, ko-rdevolski dolomit ali kordevolsko-zgornjetriadni apnenec ali dolomit. Belška antiklinala. Severno- od Mo-tnika pogledajo izpod tuhinjskega nariva grodenske in skitske kamenine. Podlaga je prišla na dan zaradi dviga dveh neotekto-nskih blokov in zaradi erozije. Antiklinalna zgradba ni izrazita zaradi majhne površine izdanko-v in zaradi neo-tektonskih deformacij. Lahko pa jo rekonstruiramo na podlagi zaporedja antiklinal in sinklinal pod narivno zgradbo-. Belška antiklinala sledi proti severu trojanski antiklinali in rakito-vški sinklinali. Belško antiklinalo smo imenovali po vasi Bela v Tuhinjski dolini severozahodno od Motnika. Vranska sinklinala leži pod tuhinjskim narivom pri Vranskem. Sestoji iz oligocenskih sedimentov. Zaradi pomanjkanja plastovito-sti ne moremo podati osne ravnine. Glede na položaj posameznih lito-lo-ških členov lahko samo sklepamo*, da tone os sinklinale proti vzhodu. Podlage oligocenskih sedimentov ne vidimo* nikjer na površju. Vidna je le zgornja narivna meja s tuhinjskim narivom. Menimo*, da pripada vranska sinklinala avtohtoni podlagi kot trojanska in belška antiklinala ter rakitovška sinklinala in da sledi kot logično* severna nadaljevanje belške antiklinal e. Savinjski nariv je znan v literaturi kot nariv Savinjskih Alp na Posavske gube (K os s m a t 1913, Winkler 1923, Rakovec 1955, 1956). Sledimo ga od vasi Pšata na zahodnem robu lista Ljubljana, prek hriba Vovar, planine Slevc, Menine planine in Dobroveljske planote. Južna meja je narivni rob, ki poteka severno nad Tunjiškim gričevjem, po severnih pobočjih Tuhinjske doline ter po južnem podnožju Menine planine in Dobroveljske planote. Južni del nariva je debel okoli 1300 m. Sestoji povečini iz slabo plastovitega dolomita in apnencai kordevolske podstopnje in zgornje triade. Zaradi svoje masivnosti predstavlja trdno ploščo, ki se je narinila s severa proti jugu in močno nagubala narivno zgradbo* Posavskih gub. Smrekovška sinklinala leži v normalni legi na savinjskem narivu. Večidel sestoji iz oligocenskih sedimentov, v katerih prevladuje tufska in tufitna se-dimentacija. Po* tem se smrekovška sinklinala močno razlikuje od južneje ležečih terciarnih sinklinal. Med Bočno in Radmirjem v Zg. Savinjski dolini je v jedru helvetski lapor. Sinklinalna zgradba je zaradi številnih nectektonskih premikanj razkosana na bloke. Ime smo izbrali po Smrekovcu, ki leži v severozahodnem delu sinklinale in je iz literature znan po* svojem terciarnem vulkanizmu. Sklop tektonskih enot K o s s m a t (1913), W i n k 1 e r (1923) in Rakovec (1956) so razlikovali na listu Ljubljana troje večjih tektonskih enot: Dolenjski Kras, Posavske gube in Savinjske ali Kamniške Alpe. Dolenjski Kras je delno narinjen na Posavske gube, delno pa leži normalno na njih. Od severa pa so na Posavske gube na-rinjene Savinjske Alpe. Večina mej med posameznimi tektonskimi enotami je narivnih. Pri tem se izlušči spodnja etaža, ki sestoji povečini iz paleozojskih in delno najstarejših mezozojskih kamenin. Te so enostavno nagubane in tektonsko le malo deformirane ter predstavljajo avtohtono podlago (Tabla 1, si. 2). Avtohton je na površju ohranjen v litijski antiklinali, trojanski antiklinali, rakitovški sinklinali, belški antiklinali in verjetno tudi vranski sinklinali. Naguban avtohton tone proti severu pod Savinjske Alpe. K alohtonu štejemo narive in na njih ležeče terciarne sinklinale: dolski nariv, litijski nariv z laško sinklinalo*, trojanski nariv s tuhinjsko sinklinalo, savinjski nariv s smrekovško sinklinalo ter kamniško luskasto zgradbo*, ki leži med trojansko antiklinalo* in trojanskim narivom. Trojanska antiklinala je avtohtona samo v svojem srednjem in vzhodnem delu. Na zahodnem delu na severni strani osamelca Rašice je narinjena na litijski nariv. Tudi v svojem osrednjem delu pri Krašnji ima zgradbo polegle VRANSKA S1HKLIHALA SI. 2. Shematični profil tektonskih enot osrednjega dela Posavskih gub Abb. 2. Schematisches Profil durch die tektonischen Einheiten der mittleren Save- falten gube. Njena osna ravnina vpada pod kotom 21° proti severu, vendar narivnega kontakta z litijskim narivcm tod nismo našli. Zahodno in vzhodno od Krašnje osna ravnina ponovno preide v subvertikalno' lego. Površinski pritiski na alohtcn so prihajali cd severa, medtem ko so* bili pritiski v globini usmerjeni od juga proti severu. Prvotno enostavno nagubana zgradba je postala bolj komplicirana. Gube so polegle in se narinile bodisi na avtohton ali ena na drugo. Nekateri deli narivov so celo prekrili pod njim ležeče tektonske enote. Tako je pri Zg. Tuhinju savinjski nariv prekril tuhinjskega, pri Zlatem polju pa je tuhinjski nariv prekril vzhodni del kamniške luskaste zgradbe. Istočasno se je zaradi protipritiskov z juga avtohton podvihal pod alohton proti severu. Prvotno1 ozemlje se je pri tem močno stisnilo'. Za površinske pritiske s severa nam govore položaji osnih ravnin, ki vpa-dajo pod različnim kotom proti severu. Na podvihavanje avtohtona proti severu pa kaže tudi vpad plasti avtohtonih enot proti severu. Tudi paleogeografski razvoj in razmestitev eugeosinklinalnih in miogeosin-klinalnih jarkov v mezozoiku nam da jasno' smer geosinklinalne polarizacije N-S, ki je pravokotna na smer gub (A u b ou i n , 1965). Zanimivo je tudi vprašanje evolucije posameznih tektonskih enot. Glede na današnji položaj lahko podamo naslednje zaporedje tektonskih dogajanj: 1. guban je avtohtona in alohtona v obliki normalnih gub, 2. nastanek fleksure med severnim krilom trojanske antiklinale in južnim krilom rakitovške sinklinale, 3. nastanek kamniške luskaste zgradbe na prehodu med trojansko antikli-nalo in rakitovško- sinklinalo, 4. nastanek prevrnjenih in narinjenih gub alohtona in delno tudi avtohtona trojanske antiklinale, nastanek kamniške plošče, 5. peneplenizacija ozemlja, 6. stiskanje nekaterih delov tuhinjske in laške sinklinale, 7. neotektcnski radialni prelomi, ki so razkosali ozemlje v posamezne tektonske bloke in jih med seboj premaknili. Med posameznimi fazami evolucije sta se uveljavljali tudi močna radialna tektonika in erozija. Erozija je delovala tudi v posameznih fazah. Časovno' je posamezne faze težko opredeliti. Najmlajši sedimenti, udeleženi pri narivanju, so sarmatske plasti v Tunjiškem gričevju. Bel teh je danes v inverznem položaju. Ostanki peneplenskih površin v Savinjskih Alpah, na Menini planini, Dobroveljski planoti, med Kamnikom in Zlatim poljem, na Rašici, med Domžalami in Zagorjem in južno od Litije kažejo na enoten pe-neplen, ki je zaradi neotektonskih premikanj danes v različnih nadmorskih višinah, zaradi erozije pa ponekod uničen. Peneplenizacija je sledila po> narivanju večjih poleglih gub. Rakovec (1955) je postavil peneplenizacijo v srednji pliocen, Rijavčeva (1951) in Pleničar (1969) pa v spodnji pliocen. Na podlagi tega lahko rečemo, da se je izvršilo glavno narivanje v času med koncem sarmata in začetkom pliocena — v meotu. Po> T o 11 m a n u (1966) bi ustrezalo atiški ali rodanski fazi. Ce predpostavimo', da je bila za okopnitev sarmatskih bazenov potrebna atiška faza, se je moglo narivanje izvršiti samo v rodanski fazi. Nastanek kamniške luskaste zgradbe lahko- vežemo z nastankom kordiljer med terciarnimi bazeni. Ker postavljamo' formiranje terciarnih bazenov in vmesnih kordiljer v čas med srednjim oligocenom in koncem torto-na, lahko štejemo tudi nastanek kamniške luskaste zgradbe v to obdobje. V spodnjem pliocenu je bil avtohton v celoti pokrit z alohtonom. To vidimo iz nadmorskih višin, v katerih se nahajajo- danes ostanki peneplena, in dejstva, da je peneplen ohranjen samo na premaknjenih tektonskih enotah. Tudi severni deli nekaterih alohtonih tektonskih enot so bili delno- prekriti z više ležečimi enotami. Tako je bila prekrita poleg avtohto-na tudi večina tuhinjske sinklinale in vzhodni del laške sinklinale. Pozneje sta močno- neo-tekto-nsko- gibanje in spremljajoča erozija odkrila nekatere dele avtohtona in terciarne sinklinale alohtona. Šele tedaj so- se mogli posamezni deli tuhinjske in laške sinklinale ponovno- bočno- stisniti. Iz tega obdobja imamo- luskanje in narivanje- bočnih trših triadnih kamenin na mehke terciarne- sedimente. Palinspastična karta tektonskih enot Da bi našli prvotni položaj skladov pred tektonskimi deformacijami, smo statistično- določili širine posameznih tektonskih enot. Pri sestavljanju palinspastične karte je bila odločilna maksimalna vidna širina posamezne tektonske enote in njen položaj glede na sosednje- enote. Pri močno nagubanih eno-tah smo- upoštevali po-vprečen skrček zaradi gubanja za 1/3 (severni del trojanskega nariva in severni del avtohtona), pri poleglih gubah pa štirikratni skrček (srednji del trojanske antiklinale, tuhinjska sinklinala). Pri neotekto-nskih premikanjih so- reverzni prelomi povzročili ponoven skrček ozemlja za 1 10. Vse vredno-sti skrčkov so- določene empirično-. Na palinspastični karti si slede posamezne tektonske enote od severa proti jugu v naslednjem redu. Najbolj južno- je litijska antiklinala. Proti severu ji sledi dolski nariv. Severni del nariva je v določeni širini erodiran. Slede- litijski nariv z laško sinklinalo, trojanska antiklinala, rakito-vška sinklinala in bočni ekvivalent kamniška luskasta zgradba, belška antiklinala, vranska sinklinala in savinjski nariv s smrekovško- sinklinalo (sl. 10). Iz karte vidimo-, da je ozemlje- danes stisnjeno približno v razmerju 1:2,7. Litostratigrafski razvoj triadnih kamenin Skitska stopnja. Njen popoln profil kažeta trojanska antiklinala in rakito-vška sinklinala (sl. 4). V obeh eno-tah se spodaj menjavata meljevec in d-olomit, v rakitovški sinklinali so vmes leče- oolitnega apnenca in oolitnega dolomita. V trojanski antiklinali sledi plastoviti apnenec in rjavi lapor, ki prehajata v rdeči glinasti skrilavec z lečami rožnatega oolitnega apnenca. V rakitovški sinklinali pa leži nad melje-vcem in do-lomitom oolitni apnenec z vložki skrila-vega sljudnega laporja in meljevca. Višji del skitske stopnje- je ponekod enako razvit v obeh enotah v obliki menjavanja meljevca in d-olomita, drugod pa so- v trojanski antiklinali vmes še plasti temno- sivega mikritne-ga apnenca in lapo-rastega dolomita. V rakitovški sinklinali pa se v zgornjem delu skitske stopnje menjavata črni ploščati apnenec s fukoidi in ploščasti lapor, na vrhu pa leži sivi ali zelenkasto sivi laporasti dolomit. S fosili je dokazan le zgornji del skitske stopnje in sicer s konodontom Pachycladina sp. v temno- sivem apnencu trojanske antiklinale ter s polžema Holopella gracilior Schauroth in Natiria costata Miinster in s foraminifero Meandrospira iulia (Premoli Silva) v črnem apnencu rakitovške sinklinale. Debelina tega profila je v trojanski antiklinali ponekod 40 m, drugod doseže 80 m, v rakitovški sinklinali je debelina bolj konstantna 110 m, le v osrednjem delu so- plasti zaradi fleksure močno- stanjšane na 30 m. Rekonstruiran profil kamniške luskaste zgradbe (si. 4) je najbolj podoben razvoju trojanske antiklinale; razlika je v tem, da se med meljevcem in dolomitom v spodnjem delu profila vrine rumen kremenov peščenjak. Od drugih enot je spodnji del skitske stopnje ohranjen v belški antiklinali, kjer leži sljudni peščeni skrilavec disko-rdantno na grodenskih skladih. Peščeni skrilavec se više menjava s ploščastim ali paso-vitim do-lomito-m, vmes so- še vložki meljevca in v višjem delu še plasti oo-litnega dolomita. Nad oo-litnim dolomitom se menjavajo- dolomit, laporasti dolomit in skrilav meljevec. Debelina tega profila je o-kro-g 150 m. Zgornji del skitske stopnje je ohranjen v posameznih krpah južnega dela trojanskega nariva (si. 7). Profil se prične s svetlo rdečim laporastim dolomitom, ki vsebuje leče oolitnega apnenca in oolitnega dolomita. Više sledi sljudni peščeni lapor in črni apnenec s foraminifero- Meandrospira iulia (Premoli Silva). Razvoj je torej enak kot ponekod v rakitovški sinklinali. Del skitske stopnje z dolomitom, laporjem in peščenjakom imamo še v do-l-skem narivu (si. 6), v drugih enotah pa skitske plasti manjkajo. Anizična stopnja je do-lomitno- razvita. Anizični dolomit smo- našli na temenu trojanske antiklinale pri Blagovici, v rakitovški sinklinali in kamniški luskasti zgradbi. Tod leži ko-nko-rdantno med skitskimi in psevdo-ziljskimi kameninami (si. 4). V trojanskem narivu pa ga ne mo-rem-o ločiti od ladinskega dolomita (si. 7). Debelina anizičnega dolomita znaša 50 do 100 m. Fassansko-langobardska podsto-pnja. Razlikujemo- eugeo-sinklinalni psevdo-ziljski razvoj in miogeosinklinalni razvoj. Psevdoziijski razvo-j najdemo v severnem delu alo-htona, in sicer v savinjskem (si. 3), tuhinjskem (si. 5) in trojanskem narivu (si. 7) ter v kamniški luskasti zgradbi (si. 4). Poleg tega je prisoten v severnem delu avtohtona, tj. v trojanski antiklinali in rakitovški sinklinali (si. 4). V južnem delu trojanskega nariva prehaja psevdoziijski razvo-j v dolo-mitni razvoj, ki se nadaljuje v apnenem razvoju litijskega nariva, v dolskem narivu pa je mio-geosinklinalni razvo-j (si. 6). Za psevdoziijski razvoj so- značilne določene asociacije kamenin, ki imajo v različnih profilih različen položaj. Glede na pojav predo-rnin bi mogli razporeditev asociacij prikazati na naslednji način. V središču so v glavnem kisle predornine z različki porfirja, s kerato-firjem, porfiritom in spilitom. Slede ustrezni tufi, ki se v najglobljem delu nekdanjega eugeosinklinalnega jarka menjavajo- z radiolaritom. V naslednji asociaciji se menjavata drobnik in glinasti skrilavec, ponekod pa drobnik in tufski peščenjak. Nato se menjavajo- črni glinasti skrilavec in različki temnega apnenca z roženci; ponekod je razvit SI. 3. Geološki stolpci triadnih skladov v savinjskem narivu Abb. 3. Saulenprofile der Trias-Schichten in der Uberschiebung yon Savinjske Alpe Savinjski nariv Uberschiebung von Savinjske Alpe Stahovica - Slevc Men i na Dobroveljska planota ■ g. g. a. o. p - g. a . o ■ a ■ a - o ■ a ■ o - ~a~~ - a ■ a ■ a ■ a> gflsl ti i r i 't - 4-7 -1.....T-|\ ' .... H -4— rV i ;—r -Li_ 11 • A .\ • A A . A V A. • A -' A A •" -f • A • A> J-A--. A_-_.A .' A.-..A ■ A - A N • A • A_- A ■ A. A V ■ *• ■ A A • ' A. . A. ■ A - A • A • A • /\i • A ' A - ATA • A_- A • A - ^ • A_ A • A "A Trojanska antiklinala Rakitovška sinklinala Kamniška luskasta Trojane - Antiklinale Rakitovec - Synklinale zgradba Kamnik -Schuppen-bau Permokarbon SI. 4. Geološki stolpci triadnih skladov v trojanski antiklinali, rakitovški sinklinali in kamniški luskasti zgradbi Abb. 4. Saulenprofile der Trias-Schichten in der Trojane-Antiklinale, Rakitovec-Synklinale und in den Kamnik-Schuppenbau RADMIRJE Tabla 1 - Tafel 1 TEKTONSKA KARTA OSREDNJEGA DELA POSAVSKIH GUB DIE TEKTONISCHE KARTE DER MITTLEREN SAVEFALTEN 0 BOČUA°. STAHOVICA MM HRIB KAMNIK; / / .^akito; IPUCA' 'l-AVlC^ .ATO' ,TROJAHE; UJK.OVI9 DOMŽALE TRZIH MOfcAVil ZAQORJ DOLSKO • XRESHISKX' 'POLJAHE/ / LJUBLJANA 'VOLAVJK >VOR ji SELO TRi PAHCAn v T \ N woN\ H + 4 + + ^ \\ W\\ V/A '//// '/s/. m /////. ■////.'A Pl iocensko-kvartarne udorine Senkungen des Pl iozan-Ouarttir Smrekovška sinklinala Smrekovec-Synklinale Savinjski nariv Uberschiebung von Savinjske Alpe 1 Tuhinjski nariv Tuhinj-Uberschiebung Tuhinjska sinklinala Tuhinj-Synklinale Trojanski nariv Trojane-Uberschiebung Laška sinklinala Laško-Synkl inale Litijski nariv Litija-Uberschiebung Dolski nariv Dole-Uberschiebung Kamniška luskasta zgradba Kamnik-Schuppenbau Vranska sinklinala Vransko-Synkl inale Belška antiklinala Bela-Antikl inale Rakitovška sinklinala Rakitovec-Synkl inale Trojanska antiklinala Trojane-Antikl inale Litijska antiklinala Litija- Antiklinale Geološka meja Geologische Grenze Prelom Verwerfung Narivna meja U bersch i ebungsgrenze Fleksura Flexur samo črni apnenec ali samo glinasti skrilavec, ki prehaja v laporasti skrilavec. V to asociacijo štejemo tudi svetlejše kamenine, ki jih združujemo pod imenom vranski ploščasti apnenec. Sledi temno* sivi ali črni dolomit, ki ponekod vsebuje roženec. V navedenih asociacijah so vložki breče, konglomerata in pri Šmartnem v Tuhinjski dolini še grebenskega apnenca. Posebno asociacijo predstavlja Tellerjev (1898) dobroveljski skrilavec in peščenjak. V njej se menjavajo laporasti peščenjak, kremenov peščenjak, apnenec z rožencem, me-ljevec, črni glinasti skrilavec, lapor, glinovec, laporasti skrilavec, radiolarit in raznobarvni finozrnati tuf. Pri Rakitovcu smo v spodnjem delu fassansko-langobardske podstopnje našli v glinastem skrilavcu juvenilne oblike daonel. V srednjem delu profila se pojavi Posidonia wengensis Wissmann, vodilna vrsta za langobardsko* podstopnjo. Na jezičastih prehodih plitvomorskih sedimentov v globljemorske so pogostni kono-donti (si. 8). V zgornjem delu profila smo v glinastem skrilavcu zahodno od Kamnika našli pelod in spore, ki kažejo na mezofitsko asociacijo triada-lias: Podocarpus alatus, P. sellavii, P. curta, P. elongata, Gingko simplex, Ginkoidites cristata, Bennettites medius, Caytonia, Cordaites sp. V grebenskem apnencu pri Šmartnem v Tuhinju so* pogostne korale, školjke, alge in briozoji. Najpopolnejši profil psevdoziljskega razvoja najdemo v tuhinjskem narivu; doseže debelino okrog 800 m (si. 5). Miogeosinklinalni razvoj najdemo samo v dolskem narivu (si. 6). Gre za dolomit z vložki laporastega skrilavca, meljevca, pelitskega tufa in mikritskega apnenca. Dolomit je povečini siv, kjer je laporast, postane opekasto* rdeč. Apneni razvoj smo našli v severnem delu litijskega nariva v obliki intra-sparitnega in pelsparitnega masivnega apnenca in smo ga le po položaju uvrstili v zgornji del fassansko-langobardske podstopnje (si. 6). Kordevolska podstopnja je v dolskem in litijskem narivu dolomitno razvita. Kordevolski dolomit je svetlo siv ali bel, redko siv, debelozrnat, kristalast in luknjičav. Večinoma je neplastovit. Le na redkih krajih je slabo izražena plastovitost. Na več krajih smo* našli slabše ohranjene ostanke alge Diplopora annulata Schafhautel. Debelina dolomita znaša 200 do 500 m (si. 6). V tuhinjskem narivu ga ločimo le na odseku Špitalič—Vransko od zgornje-triadnih karbonatnih kamenin. Na ostalih odsekih tuhinjskega nariva ter v savinjskem narivu pa ga ni mogoče ločiti, ker nastopa tako v kordevolu kot v zgornji triadi enak apnenec in dolomit (si. 5). V trojanskem narivu pa se nadaljuje dolomit iz aniza prek fasana in langobarda v kordevol (si. 7). Anizična in ladinska stopnja. V južnem delu trojanskega nariva sta anizična in ladinska stopnja enotno* dolomitno razviti. V talnini dolomita so* skitske plasti, v krovnim pa karnijske. Od severa pa se v srednji del dolomita prstasto vraščajo fassansko-langobardske plasti psevdoziljskega razvoja. Dolomit je bel ali siv, drobnozrnat in srednjezrnat ter neplastovit. Pri Lukovici najdemo* tudi pasoviti dolomit, na severnem pobočju Velike planine pa leži na dolomitu sivi neplastoviti do slabo plastoviti dismikritni apnenec s številnimi ostanki ehino-dermov. Prehod med dolomitom in apnencem je postopen (si. 7). Karnijska stopnja. Kamenine te stopnje ločimo od ostalih le v dolskem in ponekod v litijskem in tuhinjskem narivu. V dolskem narivu leži konkordantno* na kordevolskem dolomitu pisana serija karnijskih sedimentov. Kontakt z dolomitom je večinoma dokaj oster. V karnijski stopnji dolskega nariva se hitro menjavajo različne kamenine v ver- 18 — Geologija 17 Tuhinjski nariv Tuhinj-Uberschiebung Pšata - Slevc Slevc - Špitalič Špitalič - Vransko SI. 5. Geološki stolpci triadnih skladov v tuhinjskem narivu Abb. 5. Saulenprofile der Trias-Schichten in der Tuhinj-Uberschiebung SI. 6. Geološki stolpci triadnih skladov v litijskem in dolskem narivu Abb. 6. Saulenprofile der Trias-Schichten in der Litija- und Dole-Uberschiebung Vronjko - Dol f-r-T-T-T I I I I T i i r i ■ V.1.1. I I T: I I I I IS i 6a3 i i i ___________ 'l T'~l'«aJl ' I >*K LilL.1J~I T7 IJZ^-^fzz I I I »UJ T T~~~~fzi E 8 9, o Litijski nariv Litijo-Uberschiebung Dolski nariv Dole-Oberschiebung IM Trojanski nariv Trojane-Uberschiebung Kamnik - Zlato polje Zlato polje - Šipek Šipek - Krvavica Lukovica -Čemšeniška planina Plastoviti apnenec Geschichteter Kalk O g Breča Brekzien M -1 ■ O O D O o G O O m m? v nng imT > iT" Plastoviti laporni apnenec - Geschichteter Mergelkalk Plastoviti apnenec z rožencem - Geschichteter Hornsteinkalk Neplastoviti apnenec Massiger Kalk Plastoviti dolomitizirani apnenec - Geschich-teter Dolorriitkalk Neplastoviti dolomitiz. apnenec - Massiger Dolomitenkalk Plastoviti dolomit Geschichteter Dolomit Plastoviti laporni dolomit - Geschichteter Mergeldolomit Plastoviti dolomit z rožencem - Geschichteter Homsteindolomit Neplastoviti dolomit Massiger Dolomit Neplastoviti dolomit z rožencem - Massiger Homsteindolomit Plastoviti lapor Geschichteter Mergel Laporni glinasti skrilavec Mergel iger Tonschiefer Glinasti skrilavec, g IT — novec - Tonschiefer, A Tonstein Melievec Aleurolith Ooliti Oolithe Tuf Tuff Drobnik Grauwacke Radiolarit Kisle vulkanske kame nine - Saure Eruptivgesteine Diabaz in spilit Diabas und Spilit Školjke Muscheln Polži Schnecken Korale Koral len Foraminifere Foraminiferen Alge Al gen Konodonti Conodonten Pel od Pol len Peščenjak Sandstein Konglomerat SI. 7. Geološki stolpci triadnih skladov v trojanskem narivu Abb. 7. Saulenprofile der Trias-Schichten in der Trojane-Uberschiebung tikalni in horizontalni smeri. Na bazi je večkrat črni plastoviti ali skladoviti mikritni apnenec in vijoličasti glinasti skrilavec. V vijoličastem skrilavcu so tanjši vložki sivega skrilavca. Vzhodno od Sela pri Pancah najdemo rdeči in sivi boksitno-hematitni silikatni oolit, ki bočno* prehaja v sivi apnenec. Med oolitom so redki vložki umazano zelenega pelitskega tufa in brečastega tufa. Kamenine so drobno nabrane in kažejo fleksurno skrilavost. Starost smo določili po stratigrafski legi in po korelaciji z enakimi kameninami na listih Ribnica in Kranj. Germovšek (1955) je našel vzhodno od našega ozemlja pri Čatežu školjko Myophoria inaequicostata Klippstein, ki dokazuje starost karnijskih sedimentov. Debelina karnijskih plasti v dolskem narivu precej variira. Menimo, da znaša 50 do 100 m (si. 6). V litijskem narivu so kamenine karnijske stopnje na Rašici in pri Prikrnici v Moravški dolini. Na Rašici je zgornja in spodnja meja karnijskih plasti ponekod dokaj ostra, le nekaj deset metrov vstran pa postopna. Plasti so iz črnega do temno sivega plastovitega mikritnega in sparitnega apnenca, ki vsebuje precej konodontov, ostanke pelagičnih školjk, algo Clypeina besici Pantič, foraminifero Permodiscus sp. radiolarije in ostrakode. Apnenec na več krajih bočno prehaja v črni in temno sivi dolomit, ki je slabo plastovit in drob-nozrnat. Ponekod popolnoma nadomesti apnenec. Bočni prehodi med apnencem in dolomitom so dolgi nekaj deset metrov. Pri Trzinu najdemo na majhni površini izdanke zelenkasto sivega glinastega skrilavca, ki je malo naguban. Pri Prikrnici je spodaj črna apnena breča, ki ji sledi ploščasti laminirani drob-nozrnati apneni dolomit, delno brečast. Više je v večji debelini odložen ploščasti mikritni in sparitni apnenec. V posameznih horizontih opazimo valovite, navzkrižne in konvolutne plasti. Avtigeni kremen nastopa v tankih redkih pasovih. Apnenec vsebuje številne konodonte, ostanke ostrakodov, alg, ehinodermov, foraminifer in fragmente pelagičnih mo-luskov. Prevladujejo konodonti in ostra-kodi. Karnijske plasti so najdebelejše (okrog 100 m) vzhodno od Mengša in pri Prikrnici. Severno in južno od Mengša se počasi izklinjajo. V manjši debelini se pojavijo pri Domžalah. Pri Kosezah se zopet izklinjajo in se pojavijo v maksimalni debelini zopet pri Prikrnici. Kjer se karnijske plasti izklinjajo*, najdemo le temno sivi apnenec, ki v debelini enega metra ali pa še manj loči kordevolski dolomit od zgornjetriadno-liasnega apnenega kompleksa. Kjer pa vmesnega temnega apnenca ni, prideta v neposredni stik kordevolski dolomit in zgornje-triadno-liasni apnenec. Lahko* trdimo*, da je v severnem delu litijskega nariva bočni prehod med dvema razvojema kamika (si. 6). Noriška in retska stopnja. Obe stopnji ločimo le v dolskem narivu. Drugod pa nastopata skupaj s kameninami kordevolske podstopnje, karnijske stopnje ali spodnje jure. V dolskem narivu je na karnijskih kameninah konkordantno odložen dolomit. Najdemo ga na manjših površinah med Molnikom in Pogledom. Večinoma je to motni drobnozmati dolomit z vmesnimi debelejšimi skladi debelozrnatega kristalastega dolomita. Na več krajih opazujemo pasoviti stro-matolitni dolomit. Noriški in retski dolomit je ohranjen le v debelini do 200 m. Vrhnjih delov dolomita danes ni več na površju (si. 6). Njegovo starost smo določili po stratigrafski legi na karnijskih plasteh in po značilnih stro-mato-litnih horizontih. Zgornja triada. Na istem področju Dobroveljske planote, kjer smo ločili kordevolski dolomit od ostalega kordevolsko-zgornjetriadnega kompleksa, smo ločili tudi zgornjetriadni apnenec; večidel je svetlo siv ali siv in neplastovit. Petrološke analize so pokazale, da sestoji iz alginega intrasparita, sparita in pelintraoosparita s številnimi odlomki ehinodermov, moluskov in pelagičnih foraminifer. Ponekod je vidna stromatolitna struktura. V zgornjem delu apnenca so vmes 20 m debeli vložki belega ali svetlo- sivega dolomita in dolomitiziranega apnenca. Više pa je v apnencu horizont z velikimi megalodontidami. Debelina apnenca znaša okoli 350 m (si. 3). Kordevolsko-zgornjetriadne- plasti. V trojanskem, tuhinjskem in savinjskem narivu ni mogoče povsod ločiti kordevolske podstopnje od zgornje triade, ker je ves kompleks enako- razvit. V trojanskem narivu so danes ohranjene kordevolsko-zgornjetriadne kamenine le na odsekih Kamnik—Zlato- polje in Sipek—Krvavica. Na odseku Kamnik—Zlato polje je kordevolsko-zgo-rnjetriadni apnenec dislociran od psev-doziljske podlage v obliki kamniške plošče. Apnenec je svetlo siv ali siv in neplastovit. V njem najdemo horizont z velikimi megalodontidami. Na odseku Sipek—Krvavica pa leži kordevolsko-zgornjetriadni apnenec normalno- na psev-do-ziljskih kameninah. V celotnem profilu nastopa bel, svetlo siv ali siv spa-ritni apnenec, le na Kožici in Krvavici je v spodnjem delu tanka plast svetlo sivega dolomita. Apnenec je neplastovit in vsebuje redke primerke fo-raminifere Permodiscus cf. pragsoides (Oberhauser). (si. 7). V tuhinjskem narivu leži med Pšato in Slevcem severno od Potoka v Tuhinju konkordantno- na fassansko-langobardskem dro-bniku ali tufu beli in svetlo sivi neplasto-viti apnenec, ki pa je viden na površju v manjši debelini, ker višje dele apnenca prekriva savinjski nariv (si. 5). V savinjskem narivu med Stahovico in Slevcem ter na Menini planini in Dobroveljski planoti ne moremo ločiti kordevolskega dolomita od zgornje-triadnega apnenca, ker nastopata dolomit in apnenec ali pa dolo-mitiziran apnenec v obliki leč ali debelejših skladov, ki bočno- jezičasto prehajajo drug v drugega. Med Stahovico- in Slevcem najdemo apnenec in dolomit, v zahodnem delu odseka med Stahovico in Selami v Tuhinju pa samo apnenec. Ta je neplastovit bel ali svetlo- siv sparit in mikrit. Med Selami in Slevcem prevladuje dolomit, ki se v dolgih jezikih zajeda v apnenec. Dolomit je bel ali siv, prav tako- neplastovit in drobnokristalast. Na Slevcu se dolomit izklinja in prevladuje zopet apnenec. Tudi na Menini planini prevladuje apnenec, med katerim so- po več sto metrov dolge leče dolomita in dolomitiziranega apnenca. V spodnjem delu smo- našli v leči belega kristalastega dolomita redke ostanke alge Diplopora annulata Schafhautl. V spodnji tretjini profila so fo-raminifere vrste Clypeina cf. besici Pantič in Permodiscus sp. Poleg foraminifer so še odlomki kodiacej in dazikladacej. V srednji tretjini profila prevladuje sparitni apnenec z redkimi tankimi vložki mikritnega apnenca. V takih primerih je vidna slabo izražena plasto-vito-st. V zgornji tretjini je značilen horizont z velikimi megalodontidami, stromatoliti, odlomki brio-zojev, ehinodermov in alg. Ponekod najdemo tudi plasti apnenca z o-nko-idi. Na zahodni strani Menine planine prevladuje nad tem horizontom apnenec, na vzhodni strani pa dolomit (si. 3). FOSILI Fossile SKIT Skyth ANIZ Anii LADIN KARN RET - Rot LIAS | ZAJZER - Seiser KAMPIL - Campil HIDASP - Hydasp PELSON ILIR - lllyr 5 i tn Z. 18 ■ ? S ^ a. KORDEVOL - Cordevol JULIJ - Jul | TUVAL NORIK - Nor SPODNJI - Untere SREDNJI - Mi rti are ZGORNJI - Obere Foraminifere Foraminiferen Meandrospira iulia Permodiscus cf. pragsoides Permodiscus p. oscilens Orbitopsella praecursor Triassina hantkeni Alge Al gen Diplopora annulata Teutloporella cf. herculea Palaeodasycladus mediterraneus Sestrosphaera liosi na Clypeina besici Polža Schnecken Holopella gracllior Natiria costata Školjke Muscheln Posidonia wengensis velike megalodontide Konodonti Conodonten Chirodella polonica Didymodella alternata Enantiognathus ziegleri Hibbardella lautissima Hibbardella magnidentata Hindeodella (Metaprioniodus) spengleri Hindeodella (M.) suevica Ozarkodina tortilis Ozarkodina seginata Ozarkodina ? torta Prionidina excavata Prionidina (Cypridodel la) muelleri Prionidina (C.) venusta Paragondolella navicula Gondolella polygnathiformis Prioniodella prioniodellides Prioniodella ctenoides Pachycladina sp. -e-©- -e- o -ee-—e -e- e 0 0 o ° e— o oo o — -o- -- SI. 8. Stratigrafska razširjenost fosilov Abb. 8. Stratigraphische Verbreitung der Fossile STRATIGRAFSKA RAZŠIRJENOST FOSILOV PO AVTORJIH Stratigraphische Verbreitung der Fossile nach Autoren Kochansky & Panlič (1966) Oberhauser (1964) Oberhauser (1964) Rodoičič (1966) Rodoičifi (1966), Mojzon (1954) Herak (1965) Herak (1965) Rodoičič (1966) Radoiiič (1966) Pantifi (1966) Ogilvie Gordon (1927) Ogilvie Gordon (1927) Legenda Legende Ogilvie Gordon (1927) Buser & Ramovš (1968) Stratigrafski položaj fosilov Stratigraphische Position der Fossile Opazovana razširjenost Beobachtete Verbreitung er (1972) Domnevna razširjenost Vermutliche Verbreitung 1 <*3 N Huckriede (1958) Kozur (1971) Ganev & Štefanov (1967) Huckriede (1958) Staesche (1964) Kordevolsko-zgornjetriadne kamenine presegajo- na Menini planini debelino 1000 m. Na Dobroveljski planoti, kjer je debelina prav takšna, prevladuje enak dismikritni in biosparitni apnenec s številnimi odlomki alg in briozojev. V nekaterih delih so organski ostanki v takih množinah, da so kamenotvorni. V Rovtu nad Šmartnim ob Dreti smo našli takoj nad kontaktom s fassansko-langobardskimi plastmi slabo ohranjene lupine polžev in preseke majhnih pela-gičnih školjk. V srednjem delu profila so v biosparitu v Golih vrtačah alge Teutloporella cf. herculea (Stopp.). V zgornjem delu najdemo v več horizontih velike megalodontide, ki jih spremljajo stromatoliti, tanki vložki sinsedimen-tarne apnene breče in kokarde (solution cavities) (si. 3). Zgornja triada in lias. Večji del kamenin litijskega nariva je zgornjetriadne in liasne starosti. Predstavljajo jih večinoma apnenci, ki zavzemajo noriško in retsko stopnjo zgornje triade in spodnjo juro-. Kjer karnijski skladi niso posebej razviti, obsega apnenec tudi vso karnijsko stopnjo. Na Rašici je svetlo sivi jedrnati in drobnozrnati apnenec. V triadnem delu je mikrit in sparit. Plastovitost je slabo izražena. V apnencu najdemo plasti belega kristalastega dolomita in dolomitiziranega apnenca, debele decimeter do enega metra, takoj nad kontaktom s karnijskimi plastmi pa tudi stromatolite. Plasti dolomita in dolomitiziranega apnenca so po nekaj 100 metrih izklinijo. V zgornjem delu apnenca je 1 do 2 m debel horizont z velikimi megalodonti-dami, ki imajo v premeru tudi do 20 cm. Na Debelem vrhu smo našli celo troje megalodontidnih horizontov. Velikost školjk raste od spodnjega k zgornjemu horizontu. Najvišji del apnenega kompleksa vsebuje leče svetlo sivega oosparitnega in pseudoosparitnega apnenca s foraminifero Orbitopsella praecursor (Giimbel) in z algo Palaeodasycladus mediterraneus Pia. Ta del apnenca je že liasne starosti. Na Rašici cenimo debelino zgornjetriadno-liasnih apnencev na okoli 1000 m. Med Domžalami, Prikrnico in Cicljem se razteza širok pas enakega apnenca kot na Rašici. V spodnjem delu je alga Clypeina besici Pantič in foraminifera Permodiscus sp. Više sledi Permodiscus pragsoides oscilens (Oberhauser). V zgornjem delu najdemo več horizontov z megalodontidami, stromatoliti in sin-sedimentarno brečo. Po nekaj deset metrov debelem vložku sparitnega apnenca sledi temnejši apnenec z majhnimi lečami oolitnega apnenca. Te kamenine vsebujejo alge Triassina hantkeni Majzon, Palaeodasycladus mediterraneus Pia, Sestrosphaera liasina Pia, Pianella sp., kodiaceje, nitaste alge, foraminifero Orbitopsella praecursor (Giimbel), radiolarije in krinoide (si. 6). Problem kronostratigrafskih mej Meje med posameznimi triadnimi enotami so povečini litostratigrafske. Vodilnih fosilov ni, našli smo samo parakronostratigrafske fosile. Na podlagi teh smo poskusili korelirati litostratigrafske enote s kronostratigrafskimi. Pri tem se je pojavil glavni problem kronostratigrafskih meja znotraj posameznih lito-loških enot. Nekaj problemov smo- rešili, več pa jih je ostalo nerešenih. Meja med paleozojskimi in skitskimi kameninami je litološko jasna. Prvi fosili se pojavijo šele v srednjem delu kampilskih plasti. V njih smo našli polža Holopella gracilior (Schauroth) in Natiria costata (Miinster), foraminifero Me- androspira iulia (Premoli Silva) in konodonta Pachycladina sp., ki so vodilni za kampilsko podstopnjo. Vrhnji del kampilskih plasti, ki je večinoma dolo-mitno ali dolomitno-laporno razvit, je brez fosilov. Zato se litološka meja med skitom in anizom le približno sklada s kronostratigrafsko* mejo (si. 8). V anizičnem dolomitu nismo našli nikakršnih fosilnih ostankov. V spodnjem delu psevdoziljskih plasti nismo našli konodontov, pač pa šele više v profilu. Zato je njihova spodnja meja problematična. Najstarejše najdbe v spodnjem delu plasti kažejo' s konodonti Hibbardela lautissima (Huckriede), Ozakordina saginata Huckriede in Prionidina (Cypridodella) venusta (Huckriede) na pričetek psevdoziljske sedimentacije s fassanom, Paragondolella navicula (Huckriede) pa na pričetek sedimentacije v srednjem delu pelsona. Vendar številnejše najdbe fassanskih konodontov kažejo* bolj na pričetek sedimentacije psevdoziljskih plasti v fassanu. Psevdoziljski facies langobardske podstopnje se prične s školjko* Posidonia mengensis Wissmann in konodontom Ozarkodina? torta (Mosher). Zanimive so najdbe nekaterih konodontov, ki jih navajajo posamezni avtorji zunaj območja. Tako smo našli vrsto Chirodella polonica Kozur & Mostler v langobardskih plasteh ter vrsti Prionidina excavata Mosher in Gondolella polygnathiformis Bo-durov & Štefanov v fassan-langobardu. V spodnjem delu kordevolskega apnenca smo našli 20 m nad kontaktom s psevdoziljskimi plastmi foraminifero Permodiscus cf. pragsoides (Oberhauser), v spodnjem in srednjem delu kordevolskega dolomita algo* Diplopora annulata Schafh. in zgornjem delu kordevolskega apnenca algo* Teutloporella cf. herculea (Stoppani). Kronostratigrafska meja med psevdoziljskimi plastmi in kordevol-skim dolomitom se le približno sklada z litostratigrafsko mejo. Po algi Diplopora annulata in foraminiferi Permodiscus cf. pragsoides sklepamo, da pripada spodnji del dolomita še langobardski podstopnji. V karnijskih plasteh litijskega nariva, ki se tudi litološko ločijo od mlajših in starejših plasti, smo našli značilno algo Clypeina besici Pantič in konodonte, ki pa še niso determinirani. Isto vrsto vsebuje tudi neplastoviti apnenec, ki smo ga uvrstili v kordevolsko-zgornje triadne in zgornjetriadno-liasne sklade. Kronostratigrafsko mejo* kordevol-karn določujejo najdbe alg Teutloporella cf. herculea (Stoppani) v zgornjem delu kordevolskega dolomita in najdbe alg Clypeina besici v julijski podstopnji. Pri Domžalah smo našli v vrhnjem delu temnega karnijskega apnenca algo Clypeina besici, takoj nad njim pa v svetlem apnencu foraminifero Permodiscus pragsoides oscilens (Oberhauser), ki označuje pričetek noriške stopnje. Iz slednjega sklepamo, da najdemo algo Clypeina besici samo v karnijski stopnji, noriška stopnja pa se prične s foraminifero Permodiscus pragsoides oscilens (primerjaj Zanki, 1971). V kordevolsko-zgornjetriadnem apnencu je v zgornjem delu horizont z velikimi megalodontidami, ki verjetno* pripada že retski stopnji (Buser & Ramovš, 1968). Smatramo, da je horizont velikih megalodontid več ali manj stalen, ker se po nekaj metrih ali kilometrih izklinja in zopet pojavi. Na prehodu retske stopnje v lias je bila na več krajih v litijskem narivu najdena foraminifera Triassina hantkeni Majzon. V isti tektonski enoti smo našli vodilne mikrofosile šele v srednjem liasu. V spodnjem delu je Sestro-sphaera liasina Pia, v srednjem delu pa Palaedasycladus mediterraneus Pia in Orbitopsella praecursor (Giimbel). Paleogeografski razvoj Začetek triade karakterizira močna transgresija na izravnan relief, ki se je formiral konec paleozoika. Paleozojska podlaga je bila zgrajena iz klastičnih temnih permokarbonskih kamenin, na katerih so se formirale večje in manjše kadunje. V njih se je sedimentiral klastični material srednjega perma kot značilni vijoličasti grodenski facies. Glede na tip sedimentacije domnevamo, da so grodenski sedimenti pretežno kontinentalnega in fluviatilnega faciesa. V zgornjem permu je v nekatere od teh kadunj vdrlo morje. V posameznih bazenih so se sedimentirali karbonatni sedimenti. Zaradi relativne zaprtosti bazenov obstaja tudi možnost, da so- se poleg morskih usedali tudi brakični sedimenti. V času skitske transgresije se je v zgo-rnjepermskih bazenih nadaljevala karbonatna sedimentacija še v skitu, medtem ko drugod leže skitske plasti trans-gresivno in diskordantno na grodenskih ali permokarbonskih kameninah (sl. 4 in 11). V skitu kaže pisani sklop sedimentov, ki se med seboj hitro menjavajo-, na nemirno osciliranje dna v pelagični morski sredini. V anizu se je morsko- dno- umirilo-. Zanj je značilen neritični ne-plasto-viti dolomit, ki je sterilen. Domnevamo, da je bila globina morja večja od maksimalne kritične globine, v kateri še lahko- uspevajo alge, ki so najbolj značilne za sedimentacijo' na grebenih (sl. 11). V fassanu in langobardu so- se formirali prvi geo-sinklinalni jarki in vmesni grebeni, ki imajo smer vzhod—zahod in so si sledili eden za drugim v smeri sever—jug. Na severu se je formiral širok eugeo-sinklinalni jarek, katerega se-dimente najdemo danes v savinjskem in tuhinjskem narivu ter na severni strani trojanskega nariva. V eugeosinklinalnem jarku so se usedali psevdo-ziljski sedimenti (sl. 8 in 11). Na severni strani tuhinjskega nariva je ohranjen aksialni del. Zanj so- značilne plasti radiolarito-v, ki zaradi velike- množine radio-larij karakterizirajo najgloblji del eugeo-sinklinalnega jarka. Poleg radiolarito-v najdemo v aksialnem delu jarka tudi tufe, dro-bnik in najbolj južno- ležeče jezike inicialnih predornin. Za interni del, ki leži severno od aksialnega na področju savinjskega nariva, so značilne- kisle predornine-, ki jih spremljajo plasti tufa in dro-bnika. Interni del se razteza še dalje proti severu na ozemlje, ki leži na listu Ravne. Eksterni del leži danes v tuhinjskem narivu in v srednjem in severnem delu trojanskega nariva; zanj so- značilne hitre- spremembe sedimentacijske-ga okolja. Zato- najdemo tod hitre vertikalne in horizontalne prehode enega sedimenta v drugega in obilje različnih vrst sedimentov. V najglobljem delu eksternega dela prevladujejo plasti drobnika, apnenca z rožencem in plasti ro-ženca. Bočno- prehajajo- na posameznih področjih v pelagični dolomit, ki nam kaže na plitvejše dele eksternega dela v obliki posameznih hrbtov znotraj eugeo-sinklinalnega jarka. Na pregibu med hrbti in globljimi deli so intraformacijski vključki homogene in hetero-gene breče in konglomerata. Ponekod kaže konglomerat s svojo ciklično- sedimentacijo z intervali gradacijske in križne laminacije na podvodno turbo-lentno- plazenje. Breča in konglomerat sta znak močne tektonske aktivnosti v eksternem delu. V širokem prehodu proti grebenu pa najdemo v glavnem pelagični apnenec, ki vsebuje- le malo ro-ženca. V južnem delu trojanskega nariva prehaja eksterni del eugeosinklinalnega jarka v manjši greben, kjer se je sedimentiral neritični apnenec. Zaradi sekundarne dolomitizacije predstavlja danes greben neritični dolomit. Abb. 9. Die palaogeographische Karte der mittleren Savefalten im Fassan-Langobard (a) und im Karn (b) LEGENDA PALEOGEOGRAFSKIH ENOT Legende der palfclogeographischen Einheiten Internal Vulkanski izlivi Vulkanische ErgUsse Aksial Eksternal External 1J J t i s o» o> Vmesni eugeosinklinalni greben (ridge) Eugeosynklinale Zwischenschwelle Miogeosinklinalni greben (ridge) Myogeosynklinale Schwelle Miogeosinklinalni jarek (furrow) s pelagično sedimentacijo Myogeos/nklinaler Trog mit pelagischer Sedimentation Miogeosinklinalni jarek (furrow) s pelagično in kontinentalno sedimentacijo - Myogeosynklinaler Trog mit pelagischer und kontinentaler Sedimen-tation Meja med tektonskimi enotami Grenze der tektonischen Einheiten Meja med paleogeografskimi enotami Grenze der paltiogeographischen Einheiten SI. 10. Palinspastična karta tektonskih enot v osrednjem delu Posavskih gub Abb. 10. Die palinspastische Karte der tektonischen Einheiten in den mittleren Save- falten SMREKOVŠK.A SIHKL-INALA . 0 2 4 6 6 40 Km SAVIHJSK|\\HARIV ^TUHiHJSKrs. WARO T U HIM j S k A ■ • S INKU MALA ;OJAWSKrV HARIV^ KAMNIŠKA luskasta! tr in,, , iAKrroyŠK A-^SIU čfr »TROMHSKA/^AHTIKLIHALA: -litijskiXwariv; LAŠKA SIHKLIMALA* + D0L5KI ^ > .V» W\N\\\N \\ \N\\N>\\»>- ITIJSKA /ANTI KUHAL, V rakitovški sinklinali, ki je ležala v prvotnem položaju precej južneje od trojanskega nariva, najdemo ponovno psevdoziljske sedimente, ki so< značilni za eksterni del eugeosinklinalnega jarka. V njem se menjavata neritični apnenec in drobnik. Omenjeni manjši jarek predstavlja vzporedni jarek glavnemu eugeosinklinalnemu jarku. Vmesni greben se v smeri od zahoda proti vzhodu izklinja, tako da na vzhodni strani preiskanega ozemlja obstaja zveza med glavnim in stranskim eugeosinklinalnim jarkom. V bistvu predstavlja manjši jarek le zaliv, ki ima isto os kot eugeosinklinalni jarek. Ze v eksternem delu glavnega jarka je opaziti tendenco formiranja posameznih vzporednih manjših jarkov. Posebno močna je ta tendenca v spodnjem delu fassan-langobarda. Šele med najmočnejšim pogrezanjem jarka v zgornjem delu langobarda so se prej omenjeni podmorski hrbti spustili v večjo* globino. Dalje proti jugu, v litijskem narivu, je bil formiran miogeosinklinalni greben, ki mu sledi še bolj proti jugu miogeosinklinalni jarek. Miogeosinklinalni greben predstavlja bel pelagični apnenec. Prehod v miogeosinklinalni jarek na tem delu ozemlja danes ni ohranjen. Šele v dolskem narivu so ohranjeni fassansko-longobarski sedimenti miogeosinklinalnega jarka. Tod so odloženi pelagični apnenec in dolomit, tufit in tuf. Ponekod je močneje prisotna laporna komponenta. V dolskem narivu je bil interni del jarka, ki pa mora segati še dalje na jug. V kordevolu je obsegal celotno področje lista Ljubljana obširen greben. V začetku se je odlagal večinoma neritični apnenec, pozneje pa algin apnenec. V dolskem, litijskem in deloma tudi tuhinjskem in savinjskem narivu je bil apnenec dolomitiziran. Algin apnenec kaže na zelo plitvo morsko vodo, neritični apnenec in dolomit pa na nekoliko globlje morje, v katerem niso mogle živeti alge v tako veliki množini. V trojanskem narivu je bilo skozi ves kordevol nekoliko globlje morje, kar sklepamo po neritičnem apnencu (si. 11). V karniku so se ponovno* formirali v smeri vzhod—zahod miogeosinklinalni jarki z vmesnimi grebeni (si. 11). Na območju savinjskega, tuhinjskega in trojanskega nariva se je ohranil greben še iz kordevola. Razlika je le v tem, da se menjavata biogenetski in neritični apnenec. Nekateri deli apnenca so* dolomitizirani. V južnem delu trojanskega nariva prehajajo grebenski sedimenti v manjši miogeosinklinalni jarek, kjer se je sedimentiral pelagični apnenec. Južneje ležeči manjši miogeosinklinalni greben je danes ohranjen v litijskem narivu. Sestavljata ga biogeni in neritični apnenec, ki sta se sedimentirala izmenoma drug na drugega. Tip sedimentacije je isti kot v sevemeje ležečem grebenu. V litijskem narivu je viden jezičast prehod med južneje ležečim grebenom in miogeosinklinalni m jarkom, ki se razprostira še dalje na jug na list Ribnica. Litijski nariv, ki predstavlja severni del miogeosinklinalnega jarka, sestoji iz neritičnega apnenca in dolomita z vmesnimi plastmi homogene breče. V dolskem narivu je danes ohranjena pisana serija sedimentov različnega tipa. Tod najdemo lapor, tuf, tufit in pelagični apnenec. Prevladujejo kamenine pelagičnega faciesa, vendar je močno* prisoten terigeni facies in kontinentalni facies v obliki boksitno-hematitnih silikatnih oolitov. Kontinentalni facies kaže na bližino kopna, ki je moralo* obstajati južno od miogeosinklinalnega jarka. Paleozojska podlaga PaltJozoische Grundlage ^ ^ Skytfi Anis Fasan - langobard Fassan - Langobard Norik, ret Nor, Rat Paleozojska podlaga Palaozoische Grundlage NeritiČni facies Neritische Fazies Pelagični facies Pelagische Fazies Zgornjepermski karbonatni sedimenti Karbonatsedimente des Oberperm 0 | o | o 1 f 1 p 1 O I o I O Neritični apnenec Neritischer Kalk mam M Radiolarit Srednjepermski klastiti Klastife des Mittelperm A / o / o Neritični dolomit Neritischer Dolomit ~rn~ Pelagični apnenec Pelagischer Kalk Ijljijijijijill il'1'i'l'i'l1 Permokarbonski klastiti Klastite des Permokarbon 6 I 6 I 41 Biogeni apnenec Biogener Kalk Apnenec z rožencem Hornstelnkalk Vulkansko-sedimentni facies Vulkanogen-sedimentOre Fazies V/fi/A / i / i Biogeni dolomitizirani apnenec in dolomit Biogener Dolomitkalk und Dolomit /, / / / / / Pelagični dolomit Pelagischer Dolomit Vulkaniti inicialnega vulkanizma Vulkanite des Initialvulkanismus Terigeni facies Terrigene Fazies Kontinentalni facies Kontinentale Fazies A \> ■ V V >\ Y A . k- A ■ Y A V A Tufi in tufiti Tuffe und Tuffite Konglomerat Boksit Bauxit Drobnik in glinasti skrilavec Grauwacken und Tonschiefer Lapor Mergel Brečni facies Brekzien-Fazies Homogena breča Homogene Breccie SI. 11. Paleogeografski profili Abb. 11. Die palaogeographischen Profile Heterogena breča# Heterogene Breccie V no-riku in retu sta se sedimentirala organski in neritični apnenec. Na območju do-lskega nariva je v spodnjem in zgornjem delu organski stromato-litni dolomit, v srednjem delu pa neritični dolomit. Prvi kaže na zelo plitvo vodo«, drugi pa na nekoliko bolj globoko. V litijskem narivu se menjavajo plasti organskega in neritičnega apnenca. Enaka sedimentacija je tudi v trojanskem, tuhinjskem in savinjskem narivu (si. 11). V tuhinjskem in savinjskem narivu so se usedali grebenski sedimenti neritičnega faciesa od kordevola do reta. Enake paleogeografske razmere so vladale tudi v severnem delu trojanskega nariva in v severnem delu litijskega nariva. V litijskem narivu se je nadaljevala neritična sedimentacija še v liasu. Grebenski razvoj, ki je trajal v severno ležečih tektonskih enotah od karnika prek no-rika in reta, vsebuje nekatere elemente, ki so- v podobnem razvoju iste starosti v Severnih apneniških Alpah, kjer so- se različni sedimenti usedali v plitvem morju globine do 20 m (Zanki, 1971). Podobne razmere so bile tudi na področju lista Ljubljana. Za prikaz odnosov med posameznimi faciesi znotraj grebena so- potrebne še dodatne raziskave. Na splošno lahko strnemo paleogeografski razvoj takole: Pričetek alpidskega orogenetskega ciklusa označuje močna skitska morska transgresija. Nemirna sedimentacija spodnje triade se je umirila šele v anizu. V fasanu in langobardu se formirajo prvi jarki in vmesni grebeni. Na severu je širok eugeosinklinalni jarek, na jugu pa širok miogeosinklinalni jarek. Vmes se je formiral miogeosinklinalni greben. Po razporeditvi obeh jarkov lahko določimo smer geosinklinalne polarizacije. Na našem ozemlju ima smer od severa proti jugu. Geosinklinalna polarizacija nam podaja smer migracije orogena in smer poznejših tektonskih struktur — poleglih gub in narivanj (Aubouine, 1965). Na območju lista Ljubljana si izmenoma slede obdobja, ko je celotno področje pripadalo grebenu (aniz, kordevol in norik-ret) ter obdobje, ko so se formirali jarki z vmesnimi grebeni (fassan-langobard in karn). Iz tega tudi sledi, da je sedimentacija v jarkih in na grebenih omejena na določena obdobja. Jarki niso nastajali vedno- na istem prostoru. Tako imamo- na območju, kjer je bil eugeosinklinalni jarek v fassanu in langobardu, v poznejših obdobjih triade grebenski razvoj sedimentov. Severni karnijski miogeosinklinalni jarek se je formiral na ozemlju, kjer je bil od aniza do- kordevola greben. Južni karnijski miogeosinklinalni jarek je nastal na prostoru, kjer je bil v kordevolu greben, v fassanu in langobardu pa delno- miogeosinklinalni jarek, delno- pa miogeosinklinalni greben. Tektogeneza Smer formiranja glavnih prelomnih sistemov je v ozki zvezi s pogrezanjem mio-geosinklinalnih in eugeosinklinalnega jarka. Smer jarkov nam pokaže tudi smer glavnega prelomnega sistema. Lahko trdimo, da je bil v posameznih tektonskih fazah skozi vso triado prisoten sistem s smerjo- vzhod—zahod. Posamezne bočne spremembe sedimentacije v jarkih pa kažejo- na podmorske hrbte in na prelomne sisteme prečne smeri. Ker pa so bočne spremembe znotraj posameznih jarkov veliko manjše v primerjavi s spremembami, ki jih vidimo med jarki in grebeni, lahko sklepamo, da so- bili prečni prelomi manj intenzivni od vzdolžnih. Verjetno so dali prelomni sistemi ozemlju parketno zgradbo. STAROST Al ter SKIT Skyth AN IZ Anis FASAN, LANGOBARD Fassan, Longobard KORDEVOL Cordevol KARNIK Korn NORIK, RET Nor , Rat LIAS EPIROGENEZA Epirogenese OROGENEZA Orogenese § O H » 7Š D—n o > S N PREDLOG Vorschlag "o -o "TI 2. > N r~ oo rt ?? S2 o z 8; , > O -o S rn O o N S" S O' "O o O- o o > £ - r— Q > O s: CP <-■2 •Z" £ -g" > > 3 -n > ' O S . < z > 5 N > t 2 O < Ln< O MEZOZOJSKA EPIROGEN: TSKA FAZA Mesozoische epirogenetische Phase tr co l Ž o ^ s £ z •o 8: ca > ca > O O 8- O £ ^ 5 r— > •OS ? " < 5" z m » J: a ~7 ^ 8 > ® N > 5 2 O < £ £ O SI. 12. Orogenetske in epirogenetske faze Abb. 12. Die Gebirgsbildungsphasen Močna spodnjetriadna transgresija je vezana na pfalsko orogenetsko fazo (si. 12). Sprememba sedimentacije med skitom in anizom kaže na rahel vpliv črnogorske orogenetske faze. Pogrezanje jarkov v fassanu in langobardu kaže na labinsko fazo (Tollmann, 1966) ali na slovensko glavno fazo (Ramovš, 1971). Glavni indikator maksimalne točke pogrezanja eugeosinklinalnega jarka je radiolarit, ki nam pokaže tudi vrh labinske faze. Na podlagi tega domnevamo, da je dosegla labinska faza na ozemlju lista Ljubljana vrh v zgornjem delu langobarda. Na maksimalna tektonska premikanja v zgornjem langobardu kažejo tudi izlivi lave inicialnega vulkanizma. Izlivi so nastali v ekster-nem delu jarka na tektonsko najbolj prizadetem delu. Jarek se je pogrezal od fassana do zgornjega langobarda, nato pa se je v veliko krajšem obdobju med zgornjim langobardom in kordevolom zopet dvignil. V eksternem delu eugeosinklinalnega jarka kažejo na močno* radialno tektoniko tudi intraformacijska homogena in heterogena breča ter tanjše plasti ciklične sedimentacije turbi-ditov. V karniku se zopet formirajo* posamezni miogeosinklinalni jarki, ki kažejo* na novo orogenetsko fazo. Tektonsko najbolj prizadet je bil zopet rob med jarkom in grebenom. Tod najdemo* tanke plasti intraformacijske homogene breče. Tektonika, ki se je manifestirala sko*zi ves karnik v obeh miogeosinkli-nalnih jarkih, pripada mladolabinski fazi (T o* 11 m a n , 1966) ali mladoslovenski fazi (Ramovš, 1971). Sedimentacija na grebenih od aniza do liasa kaže na stalno* prisotnost močne epirogenetske faze, ki jo imenujemo* mezozojska epirogenetska faza. Epiroge-netska pogrezanja v anizu na področju vzhodnih Karavank omenja Placer (1968). V anizu kaže enakomerna neplastovita sedimentacija na konstantno* pogrezanje celotnega ozemlja. Edina izjema je najdba boksitne gline v anizičnem dolomitu pri vasi Rakitovec. Njen nastanek v sicer enotni morski sedimentaciji na širokem prostoru si razlagamo s kratkotrajno okopnitvijo* manjšega predela, ki je bil pozneje izpostavljen zakrasevanju in s tem v zvezi sedimentaciji prepe-rinskih produktov karbonatne podlage v obliki boksitne gline. Poznejša dolo-mitna sedimentacija kaže na ponovno pogrezanje* pod morsko gladino (Zanki, 1971). Posebno zanimivi so* stromatolitni in ostali organski sedimenti grebenov. Re-centni stro-matoliti Bahamskih otokov nastajajo v globini 2 m (Monty, 1965, 1967). Verjetno velja to tudi za triadne stromatolite. Po* Zanklu (1971) so živele megalodontide v globini 10 m, stratificirani sedimenti so* se sedimentirali v globini 5 do* 10 m, nestratificirani detritus pa v globini 10 do* 30 m. Globina morja na grebenih je znašala nekaj centimetrov do* 30 m. Ker pa doseže skupna debelina takih plitvovodnih sedimentov več 100 m (v zgornji triadi prek 1000 m), je potrebno* za tako sedimentacijo kontinuirano* pogrezanje morskega dna. V primerih, ko se je dno* pogreznilo pod kritično* mejo* 30 m, so se sedimentirale usedline, ki so* siromašne s favno. V njih manjkajo združbe alg in briozojev, prisotne pa so* posamezne foraminifere in ehinodermi. Konec liasa ni več epirogenetskih pogrezanj na ozemlju lista Ljubljana, pač pa se južno od tod nadaljujejo še skozi vso juro. Trias im geologischen Bau der mittleren Savefalten Uroš Premru Geološki zavod, Ljubljana, Parmova 33 In der geologischen Struktur des Mittelgebietes der Savefalten unter-scheidet der Verfasser den autochthonen von dem allochthonen Teile, und sondert einzelne tektonische Einheiten nach ihren lithologischen und bostratigraphischen Merkmalen aus. Die autochthonen Einheiten bestehen hauptsachlich aus dem palaozoischen Kerne; auf den Flankenseiten der Antiklinalen sind auch die altesten mesozoischen Schichten erhalten ge-blieben. In den allochthonen Einheiten dagegen iiberwiegen bei weitem triassische Schichten. Die meisten faziellen Anderungen kommen in der skythischen und karnischen Stufe, sowie in der Fassan-Langobard Unter-stufe vor. Die jiingsten Schichten, welche in der Uberschiebung vor-kommen, gehoren ins Sarmat. Der Verfasser beschreibt die Reihenfolge der tektonischen Bewegungen, welche den heutigen Bau der Savefalten erzeugt haben; die Hauptbewegung schreibt er der rhodanischen Phase zu. Die urspriinglichen einfachen Falten kippten tiber, und wurden dem autochthonen Grundgebirge iiberschoben. Wahrend dieser Prozesse wurde das ganze Gebiet auf zwei Drittel dessen urspriinglicher Ausmasse zu-sammengedriickt. In the geologic structure of the central region of the Sava Folds the author distinguishes the autochthone from the allochthone part, and separates out individual tectonic units according to their lithological and biostratigraphical characteristics. The autochthone units are composed mainly of the Paleozoic core; on either sides of the anticlines also the oldest Mesozoic strata are preserved. In the allochthone units, however, Triassic beds are definitely prevailing. Most facies changes occur in the Skith and Carnic stages and Fassan-Langobard substage. The youngest beds, present in the overthrust structure, belong to Sarmatian. The author reviews the sequence of the geologic events, having lead to the recent structural features; the main overthrusting movement is at-tributed to the Rhodanian orogeny. The primary simple folds were moved into recumbent position, and thrust over the autochthone base-ment. During these processes the whole region was compressed to two thirds of its original extent. Fiir die Deutung verschiedener Fazies der Trias in den mittleren Savefalten wurde eine palinspastische Karte ausgearbeitet. Im Vergleiche mit dem heutigen Bau der tektonischen Einheiten, sind auf dieser Karte ihre Lagen etwas ver-andert. Von Siiden nach Norden folgen aufeinander die Litij a-Antiklinale, die Dole-tjberschiebung, die Litij a-Uberschiebung mit der Laško-Synklinale, die Trojane-Antiklinale, die Rakitovec-Synklinale und die Bela-Antiklinale, welche flankenseitlich in den Kamnik-Schuppenbau iibergeht, die Vransko-Synkli-nale, die Trojane-Uberschiebung mit der Tuhinj-Synklinale und die Oberschie-bung von Savinjske Alpe mit der Smrekovec-Synklinale. Die Triasgesteine sind meistens im Allochton, wahrend sie im Autochton nur auf den Satteln der Trojane- und Bela-Antiklinale gefunden worden sind. In der skythischen Schichtfolge wechseln Dolomit, Silt, Mergel und Tonschiefer ab. Im tieferen Teile werden dazwischen auch seltene Oolitenkalk- oder Ooliten-dolomitlinsen angetroffen, im mittleren Teil besteht ein unterbrochener Horizont von oolitischem Karbonatgestein. In dem dunklen Kalkstein der Campiler Schichten sind die Schnecke Holopella gracilior (Schauroth) und Natiria costata (Miinster), die Foraminifere Meandrospira iulia (Premoli Silva) und Conodonten Pachylina sp. gefunden worden. Der Anisdolomit ist meistens nicht geschichtet und enthalt keine Fossilien. Die Fassan-langobardischen Gesteine sind in drei Fazies entwickelt. In dem miogeosynklinaIen Troge haben verschiedene geschichtete Dolomite, Mergel und Kalksteine, mit Tuf- und Tuffitzwischenschichten sedimentiert. Auf den Schwellen bestehen Karbonatsedimente, die meistens sekundar dolomitisiert sind. In dem eugeosynklinalen Troge wird eine verschiedenartige Reihe von Gesteinen, die als pseudogailtaler Gesteine bekannt sind, angetroffen. In diesen wechseln die einzelnen lithologischen Glieder schnell ab. Im dunklen Kalkstein wurde die Muschel Posidonia ivengensis Wissmann wie auch viele Conodonten gefunden. Die untere sowie die obere Grenze der pseudogailtaler Gesteine ist noch problematisch. Den Conodonten nach, fing die Sedimentation wahrschein-lich mit Fassan oder sogar Mitte von Pelson an. Auch die chronostratigraphische Grenze zwischen Langobard und Cordevol ist noch nicht genau bestimmt. Auf Grund der gefundenen Mikrofossilien kann sie noch etwas hoher als die pseudogailtaler Gesteine reichen. Interessant ist der Fund von Conodonten in den pseudogailtaler Gesteinen mit anderem stratigraphischen Bereiche als aus Literatur bekannt ist. Zu er-wahnen sind die Spezies Chirodella polonica Kozur & Mostler, Prionidina ex-cavata Mosher und Gondolella polygnathiformis Bodurov & Štefanov. Die Cordevol-Unterstufe ist in der Form von hellem Schwellenkalkstein und -dolomit entwickelt. Der Dolomit enthalt die Alge Diplopora annulata Schaf-hautel, der Kalkstein Teutloporella cf. herculea (Stoppani) und die Foraminifere Permodiscus cf. pragsoides (Oberhauser), wie auch viele Bruchstiicke von Brio-zoen, Algen und Echinodermen. In der kamischen Stufe hat sich auf den Schwellen ahnlicher Kalkstein wie im Cordevol ausgebildet. In ihm wurde die Alge Clypeina besici Pantič gefunden. Dieselbe Spezies kann auch am Randgebiet der miogeosynklinalen Sedimentation, welche mit dunklem Kalkstein und Dolomit, verschiedenfarbigem Tonschiefer, Tuff, Mergel und Oolith aus Bauxit-Silikat Schalen, gefunden werden. In Nor und Rhat setzt sich die Schwellensedimentation fort; in der Litija-iiberschiebung dauert si noch bis zur Lias. Fiir sie sind Stromatolithen und organogener, stellenweise dolomitisierter, Kalkstein charakteristisch. Im tieferen Teile des Kalksteines befindet sich die Foraminifere Permodiscus pragsoides oscilens (Oberhauser), im oberen Teile ein unterbrochener Horizont mit grossen Megalodontiden, und iiber ihnen die Foraminiferen Triassina hantkeni Maj zon. Im lias&ischen Teile des Profiles wurden die Algen Palaeodasycladus mediterraneus Pia und Sestrosphaera liasina Pia, sowie die Foraminifere Orbitopsella praecursor (Giimbel) gefunden. Am interessantesten ist die Anordnung der geosynklinalen Troge im Fassan und Langobard. Im Norden erstreckt sich ein breiter eugeosynklinaler Trog. Im Innerteil tritt charakteristischer sauerer Initialvulkanismus auf, im axialen Teil Radiolarit. Der Aussenteil ist am verschiedenartigsten entwickelt. Siid-lich von ihm ist eine kleinere Zwischenschwelle und ein kleinerer eugenosyn-klinaler Trog mit externer Sedimentation. Es folgt eine miogeosynklinale Schwelle, und ihr ein miogeosynklinaler Trog. Von dieser Anordnung ist die geosynklinale Polarisation von Norden nach Siiden ersichtlich, welche auch durch die Richtung der spateren Faltenbildungen und tjberschiebungen be-statigt wird. Alle Troge haben durch die ganze Trias eine Ost-West Richtung. Diese ist gleichweise auch die Richtung der Hauptstorungen, welche in verschiedenen tektonischen Phasen der Trias aktiv waren. Die Querstorungen sind von unter-geordnetem Range. Im Gebiete ist eine parkettformige tektonische Struktur in Ost-West Richtung iiberwiegend. Die Trias beginnt mit einer machtigen skythischen Transgression, als Folge der pfalzischen orogenetischen Phase. Der Unterschied in der Sedimentation zwischen Skyth und Anis bezeugt einen schwachen Einfluss der montenegrini-schen Gebirgsbildungsphase. Die Bildung der Troge in Fassan und Langobard gehort der labinischen Phase an, welche im Gebiet der Savefalten ihren Hohe-punkt im oberen Teil des Langobard erreichte. In Karn hat sich die junglabi-nische Phase bei der Wiederbildung der Troge manifestiert. Die grosse Machtigkeit der Schwellenkarbonatgesteine, die sich in seichten Gewassem (0—30 m) sedimentiert haben, bezeugt bestandige epirogenetische Senkung des Gebietes. Fiir diese Phase schlagt der Autor die Benennung »Me-sozoische epirogenetische Phase« ver. Literatura Aubouine, J. 1965, Geosynclines, iz zbirke Developments in Geotectonic 1, Amsterdam, London, New York. B e n d e r, H. 1970, Zur Gliederung der mediterranen Trias II. Die Conodonten-chronologie der mediterranen Trias, Annales geologiques des pays Helleniques. Premiere serie, Athenes. Buser, S., Ramovš, A. 1968, Razvoj triadnih skladov v slovenskih Zunanjih Dinaridih. Prvi kolokvij o geologiji Dinaridov, I. del, Ljubljana. Gane v, M., Štefanov, S. 1970, Conodonten aus der untern Trias des Luda —Kamčija—Durchbruches (Ostbalkan). Izvestija na geologičeskija institut, serija paleontologija, knjiga XVI, Sofija. Germovšek, C. 1955, Poročilo o kartiranju južnovzhodnega obrobja Ljubljanskega Barja. Geologija 3, Ljubljana. Gignoux, M. 1950, Geologie stratigraphique, Pariš. Grad, K. 1969, Psevdoziljski skladi med Celjem in Vranskim. Geologija 12, Ljubljana. H e r a k, M. 1965, Comparative study of some triassie Dasycladaceae in Yugo-slavia. Geol. vjesnik, sv. 18, br. 1, god. 1964, Zagreb. Huckriede, R. 1958, Die Conodonten der mediterranen Trias und ihr strati-grafischer Wert. Palaont. Zschr. 32, Stuttgart. Kochansky-Devide, V., Pantič, S. 1966, Meandrospira u donjem i srednjem triasu i neki popratni fosili u Dinaridima. Geol. vjesnik, sv. 19, god. 1965, Zagreb. Kossmat, F. 1905, Uber die tektonische Stellung der Laibacher Ebene. Verh. d. Geol. R. A., Wien. Kossmat, F. 1909, tiber das tektonische Verhaltnisse zwischen Alpen und Karst. Mitt. Geol. Ges. Wien 2. Kossmat, F. 1913, Die adriatische Umrandung in der alpinen Faltenregion. Mitt. Geol. Ges. Wien 6. K o z u r, H. 1971, Zur Verwertbarkeit von Conodonten, Ostracoden und okolo-gisch-fazielle Untersuchungen in der Trias. Geol. zbornik, Geol. carpatica XXII., 1, Bratislava. Kozur, H., Mostler, H. 1971, Probleme der Conodontenforschung in der Trias. Geol. Palaont. Mitt. Jkb., Bd. 1, 4, Innsbruck. Kozur, H., Mostler, H. 1972, Die Conodonten der Trias und ihr stratigra-fischer Wert, I. Die »Zahnreichen — Conodonten« der Mittel- und Obertrias. Abh. Geol. B. A., Band 28, Heft 1, Wien. Kiihnel, W. 1933, Zur Stratigraphie und Tektonik der Tertiarmulden bei Kamnik (Stein) in Krain. Prirodoslovne razprave 2, Ljubljana. K u š č e r , D. 1967, Zagorski terciar. Geologija 10, Ljubljana. L a z j k o , E. M. 1962, Osnovy regionalnoj geologii SSSR, Lvov. M a j z o n , L. 1954, Contibutions to the stratygraphy of the Dachstein limestone. Acta geologica, tomus II., fasc. 3—4, Budapest 1953. M o n t y, C. 1965, Recent algal stromatolites in the windward lagoon, Andros Island, Bahams. Ann. Soc. Geol. Belg., Buli., 88. M o n t y , C. 1967, Distribution and structure of Recent stromatolitic algal mats, eastern Andros Island, Bahamas. Ann. Soc. Geol. Belg. Buli. 3, 90. M o r a w s k i, H. 1968—1971, Deutsches Handworterbuch der Tektonik. 1—3. Lfg., Hannover. Oberhauser, R. 1964, Zur Kenntnis der Forammniferengattungen Permodiscus, Trocholina und Triasina in der ostalpinen Trias. Jb. Geol. Bundesanst., Bd. 100, Wien. Ogilvie Gordon, M. 1927, Das Grodener-, Fassa- und Enneberggebiet in den Sudtiroler Dolomiten, III. Teil Palaontologie, Wien. 011, E. 1972, Zur Kalkalgen-Stratigraphie der Alpinen Trias. Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud., 21 Bd., Innsbruck. Pantič, S. 1966, Clypeina besici sp. nov. iz triaskih sedimenata spoljašnih Dina-rida. Vesnik, knj. XXIV/XXV, ser. A., Beograd. P 1 a c e r , V. 1968, Razvoj spodnjetriadnih in srednjetriadnih skladov med Črno in Suhadolom. Dipl. delo. manuskript, Ljubljana. R a d o i č i č , R. 1966, Mikrofacies du Jurassique des Dinarides externes de la Yugoslavie, Geologija 9, Ljubljana. Rakovec, I. 1955, Geološka zgodovina ljubljanskih tal iz knjige Zgodovina Ljubljane, I. knj. Geologija in arheologija, Ljubljana. Rakovec, I. 1956, Pregled tektonske zgradbe Slovenije. I. jugoslovanski geološki kongres, Ljubljana. Ramovš, A. 1971, Tektonische Bewegungen in der Trias Sloweniens (NW Ju-goslawien). I. simpozij o orogenim fazama u prostoru alpske Evrope, Savez geol. društava SFRJ, tektonska komisija KBGA, Beograd—Bor, sept. 1970 g. Rijavec, L. 1951, Pliocen v Šaleški dolini. Dipl. delo, tipkopis, Ljubljana. T a t g e, U. 1956, Conodonten aus dem germanischen Muschelkalk. Palaont. Z. 30, Stuttgart. T e 11 e r , F. 1898, Geologische Karte der osterr.-ungar. Monarchie, SW Gruppe, Nr. 84, Prassberg a. d. Sann, Wien. T e 11 e r, F. 1907, Geologische Karte der osterr.-ungar. Monarchie, SW Gruppe, Nr. 93, Cilli-Ratschach, Wien. T o 11 m a n , A. 1966, Die alpidischen Gebirgsbildungs-Phasen in den Ostalpen und Westkarpaten. Geotektonische Forschungen, Hf. 21, Stuttgart. W i n k 1 e r , A. Uber den Bau der ostlichen Stidalpen. Geol. Ges. in Wien, XVI. Bd., Wien. Zanki, H. 1971, Upper Triassic Facies in the Northern Limestone Alps. Sedi-mentologie of parts of Central Europe, Guidebook, VIII International Sedimentologi-cal Congress 1971, Heidelberg. UDK 553.44:553.068+552.54:551.761.1 Nastanek karbonatnih kamenin in cinkovo svinčeve rude v anizičnih plasteh Tople Ivo Štrucl Rudnik svinca in topilnica Mežica Avtor, obravnava sedimentološke, litofacialne, geokemične in paleo-geografske značilnosti anizičnih plasti na območju Mežice ter genezo cinkovo-svinčevega rudišča Topla. Rudna telesa so interstratificirana v srednjeanizičnem dolomitu. Vendar ne gre za kontinuirano rudno plast, temveč za nepravilna cevasta rudna telesa različne dolžine in debeline. Ruda in dolomit sta nastala istočasno. Sulfidni minerali pa se zaradi plitvega morja niso mogli precipitirati direktno, temveč so nastali šele med diagenezo z redukcijo oksidnih spojin. Svinec in cink sta zelo razpršena; po tem se anizična ruda loči od ladinske, ki je bolj koncentrirana, saj je prikamenina ponekod nedaleč od rudnega telesa popolnoma sterilna. Anizična ruda je nastala v nadplimskem pasu precej slanega plitvega morja, ladinska pa v lagunskem pasu manj slanega morja. Anizična ruda je nastala večidel v zgodnji diagenezi, ladinska pa v pozni. Zato prevladujejo v Topli sedimentne teksture, v ladinski rudi pa metaso-matske. Vsebina Uvod..............................300 Geologija doline Tople in bližnje okolice................302 Stratigrafski pregled......................302 Vulkanska dejavnost na območju severnih Karavank..........305 Tektonika...........................308 Sedimentološke, litofacialne in paleogeografske značilnosti anizične stopnje . 310 Paleogeografske razmere v anizični dobi...............322 Primerjava razvoja anizičnih plasti v Topli in na sosednjih ozemljih severnih Karavank............................324 Geokemične značilnosti anizičnih kamenin v Topli............325 Cinkovo-svinčena ruda v anizičnih plasteh...............329 Splošni podatki o rudišču Topla..................329 Mineralna sestava rude.....................332 Teksturne in strukturne značilnosti rude...............338 Geokemične značilnosti anizične rude v Topli.............368 O genezi cinkovo-svinčevega rudišča Topla..............376 Sklep..............................382 Die Entstehungsbedingungen der Karbonatgesteine und Bei-Zinkvererzungen in den Anisschichten von Topla....................383 Literatura............................394 UVOD Anizično cinkovo-svinčevo rudišče v Topli leži na južnem vznožju Pece, po višini druge gore v severnih Karavankah. Od Žerjava pri Črni na Koroškem, kjer so flotacija, topilnica in drugi objekti mežiškega rudnika, je rudišče oddaljeno 11 km. Dostopno* je po gozdni cesti, ki se v Podpeci odcepi od občinske ceste Črna—Koprivna. Rovi stare jame v grapi med kmetijama Končnik in Fajmut so* na nadmorskih višinah 1135 do 1167 m, novi raziskovalni rovi pa na 1073, 1143 in 1202 m. Začetki rudarjenja segajo v Topli v prvo polovico* 19. stoletja. Leta 1834 je dobil Simon Kompoš koncesijo v Topli ter pričel graditi rove Terezija, Simona in Juda. Naslednje leto* je postavil na Fajmutovem drobilnico, mlin za rudo*, izbiralnico, orodjarno* in stanovanjsko* poslopje* za rudarje. Ker se je proizvodnja v Topli večala, je leta 1841 prosila Uršula Petek za koncesijo, da bi postavila na Pongračičevem blizu Črne stope in talilno peč. Oba obrata sta postala leta 1861 last Karla Metnitza, ki ju je leta 1869 prodal Antonu Ohrfandlu. Leta 1889 je odkupila Toplo bleiberška unija rudnikov. Proizvodnja Tople je stalno nihala, odvisno* od rudarske sreče. Najvišja je bila leta 1849, ko so* pridobili 57,5 stota svinca. Bleiberška unija rudnikov je zaradi oddaljenosti, prav posebno* pa še zaradi najdb bogatejših rudišč v dolini blizu predelovalnih obratov, opustila v Topli vsa eksploatacijska in raziskovalna dela (Uran, 1971). Kakor drugod, najdemo tudi tu prva geološka spoznanja v skopih opisih posameznih potujočih raziskovalcev. Najstarejši zapisi so Morlotovi (1849) in Hillingerjevi (1863), toda iz njih dobimo v glavnem le podatke o rudarski dejavnosti. Goban z (1868) je verjetno* med prvimi dal geološki pregled svinčevo-cinkovih rudišč na območju Pece. Obširneje je opisal rudišča v ladinskih kameninah. Prvo* pregledno* geološko* karto celotnega območja je izdelal Teller (1896), vendar rudišča v Topli ni omenil. Graber (1929) je v okolici Tople raziskoval granodioritno-tonalitno cono. Vse do* leta 1947, ko sta Duhovnik in Zore pregledala zgornji del jame v Topli in o tem napisala zapisnik, ni drugih poročil. Berce* in H a m r -1 a (1953) sta izdelala za območje* Pece in Tople prvo geološko karto v merilu 1:10 000. Z najdeno* cefalopodno favno, ki jo* je določil Zlebnik (1955), sta potrdila zgomjeanizično starost apnenca z rožencem. Zore (1955) je opisal v razpravi o* mežiških rudiščih tudi rudne pojave v anizičnih plasteh. Posebej je poudaril sorazmerno* visok odstotek cinka in svinca v teh kameninah. O nastanku rudišča je menil, da je sinsedimentaren z dolomitom anizične stop- Sl. 1. Geološka karta bližnje okolice rudišča Topla Abb. 1. Geologische Karte der naheren Umgebung der Lagerstatte Topla 1 paleozojski zeleni skrilavec, 2 metamorfozirani paleozojski skrilavec (rogovec), 3 ani-zični skladi, 4 ladinski skladi (dolomit), 5 ladinski skladi (apnenec), 6 diabaz, 7 grano-diorit, S nahajališče koral, 9 cinkovo-svinčevo rudišče Topla, 10 in 11 profilne črte (glej sliki 5 in 6). 1 palaozoisehe Griinschiefer, 2 metamorphosierter palaozoiseher Schiefer (Hornfels), 3 Anisschichten, 4 Ladinschichten (Dolomitentwicklung), 5 Ladinschichten (Kalkent-wicklung), 6 Diabas, 7 Granodiorit, 8 Korallenstocke, 9 Zn-Pb Lagerstatte Topla, 10 und 11 Profillinien (Siehe Abb. 5 und 6). nje. Impregnacije v »školjkovitem« apnencu severno od Končnika na nadmorskih višinah 1500 in 1540 m so po Zor če vem mišljenju sedimentamega porekla, poGrafenauerju (1958) naj bi bile nastale z difuznim prodiranjem in avtomorfno teksturo zamenjave. Tudi Berce (1960) se ni strinjal z Zor-č e v o razlago o nastanku svinčevo-cinkovih rudišč v severnih Karavankah. Po njegovem mnenju so nastala hidrotermalno- v zvezi z intruzijo granitita, za katerega je menil, da je triadne starosti. Na mežiškem posvetovanju o temi »Nastanek svinčevo-cinkovih rudišč v karbonatnih kameninah« (1965) je bil Grafenauer mnenja, da so anizična rudišča verjetno nastala hidrotermalno, z infiltracijo in selektivno metasomatozo-, Strucl pa, da soi sedimentamega porekla. GEOLOGIJA DOLINE TOPLE IN BLIŽNJE OKOLICE Stratigrafski pregled Območje doline Tople in bližnje okolice sestoji iz paleozojskih (verjetno silurskih), skitskih, anizičnih in ladinskih sedimentov, granodiorita železnoka-pelskega magmatskega pasu in diabaza štalenskogorske serije (si. 1). Najstarejše kamenine v dolini Tople so rogovec, kloritni in kloritno-sericitni skrilavec ter peščenjak štalenskogorske serije. Kahler (1953) jim je pripisal silursko starost. Zgornji del štalenskogorske serije karakterizirata diabaz in diabazni tuf. Precej razširjen je v Topli rogovec. To je temno vijoličasta drobno-zrnata zelo trda kamenina z rahlo izraženo orientacijo mineralnih zrn, predvsem kremena. Kroji se v nepravilne ostrorobe kose, ki so zelo odporni proti preperevanju zaradi kremena. Drobir skupno z ogromnimi bloki na debelo pokriva pobočja. Najprej ga zasledimo v ozkem pasu jugovzhodno od Končnika, ki se proti Čofatijevem vrhu in dolini Koprivne vse bolj širi (do 800 m). Rogovec je nastal po termometamorfozi iz glinovca. Stopnja metamorfoze je večja v bližini granodioritnega pasu. Ker so golice zelo redke, je težko ugotoviti, kakšen je prehod v zelene metamorfne skrilavce. Medtem ko je severna meja granodioritnega pasu od Slemena do Končnika tektonska, je na območju Čofatijevega vrha verjetno normalna. Severno od tektonskega kontakta granodioritnega pasu s paleozojskimi in triadnimi kameninami nikjer ne najdemo znakov kontaktne termometamorfoze. Formacija zelenih paleozojskih skrilavcev sestoji iz glinastega skrilavca, sericitno-kloritnega skrilavca, kremenovega peščenjaka in kalcitno-kremeno-vega peščenjaka. Poleg kremena, muskovita in sericita ter glinene substance vsebujejo skrilavci še cirkon, turmalin, apatit, rutil, pirit in železove okside. Ponekod jih sekajo nekaj milimetrov do več centimetrov debele kremenove žile ki vsebujejo tu in tam pirit ali železove okside. Zeleni skrilavci leže severno od rogovca, največ jih najdemo na območju Koprivne. Proti vzhodu se vse bolj ožijo, dokler se vzhodno od kmetije Kordež ne končajo ob velikem prelomu, ki poteka od severa proti jugu. Dalje proti vzhodu jih najdemo samo- še kot drsno plast med granodioritom in ladinskim apnencem. Triada. Večji del območja Tople sestoji iz srednjetriadnih, anizičnih in ladinskih kamenin. Skitske plasti so razkrite le v majhnih in zelo raztresenih golicah. Večinoma so pokrite s pobočnim gruščem. Nekoliko bolj jih je razkril raziskovalni rov na nadmorski višini 1073 m. Prečkal jih je na dolžini 340 m. Tektonsko so močno porušene. Vse kaže, da gre za zgornji del skitskih plasti, kjer prevladuje dolomit s skrilavimi in peščenimi vložki. Anizična stopnja je razvita v severnoalpskem faciesu. Obstajajo velike podobnosti z razvojem ekvivalentnih sedimentov v Severnih apneniških Alpah. Poudaril jih je že Teller (1896), ko je zgornji horizont apnenca primerjal z reiflinškim apnencem. Dokaj pogosto se uporablja za anizične sklade ime školjkasti apnenec (Muschelkalk), ki pa niti kronološko niti facialno ne ustreza školjkovitemu apnencu germanskega faciesa, odkoder je Giimbel (1861) prenesel ime v alpsko terminologijo-. Na območju Železne Kaple je Teller (1896) razdelil anizične sklade na spodnji dolomitni in zgornji apneni horizont. Medtem ko je dolomitni horizont brez določljivih fosilnih ostankov, so Teller, Berce in Hamrla (Žlebnik, 1955 str. 218) v apnenem horizontu našli dovolj fosilnega materiala, da so apnenec uvrstili v zgornji del anizične stopnje, oziroma v cono s Paraceratites trinodosus. Ramovš (1970) je označil apnenec s Paraceratites trinodosus na južnem pobočju Pece s pelagičnim facie-som ilirske podstopnje. V anizičnih kameninah so doslej v severnih Karavankah našli naslednje fosile (v oklepaju so raziskovalci, ki so fosil določili): Paraceratites trinodosus Mojsiso-vics (Teller, Zlebnik), Sturia sp. ind. (Teller, Zlebnik), Ptychites sp. ind. (Teller, Žlebnik), Nautilus sp. ind. (Teller, Zlebnik), Rhynchonella trinodosi Bittner (Teller), Aulacothyris aff. angusta (Resch), Germanonautilus cf. tintoretti (Sieber), Glomospira densa Pantič (Š r i b a r), Pseudoglandulina sp. (O b e r h a u s e r). Za zdaj je še premalo fosilnega materiala, da bi lahko ortokronološko razčlenili anizične kamenine. Večje možnosti obetajo sistematske mikropaleontolo-ške preiskave, ker so- mikroorganizmi sorazmerno pogostni. Fosfatna zrna kažejo tudi na prisotnost ko-nodontov. Sistematsko preiskavo zahtevajo tudi krino-idi, ki so v anizičnih plasteh še najbolj pogostni. Ortokronološko razčlenitev plasti v Severnih apneniških Alpah je predlagal Huckriede (1959), vendar je večina poznejših raziskovalcev (M i 11 e r , 1965; Sarnthein, 1965; Frisch, 1968 in drugi) menila, da je za časovno razvrstitev premalo značilnih fosilov. Razčlenitev na gastropodni, brahi-opo-dni in amonitni horizont (Rothpletz, 1888) tudi ni uporabna, ker so navedeni fosili zelo redki. Novejše razčlenitve temelje predvsem na litofacial-nih značilnostih. Miller (1962) je na primer za serijo- anizičnih kamenin namesto označbe »školjkoviti apnenec« predlagal ime »serija anizičnega gre-benskega in gomoljastega apnenca« in razlikoval pet vrst kamenin: apnenec z ro-žencem, grebenski apnenec, sklado-viti apnenec, plastoviti apnenec in Rhizo-coralium-gastropodni apnenec. Predlagana razdelitev ni preveč posrečena, niti ne ustreza geološkim razmeram, saj preveč poudarja grebenski razvoj. Frisch (1968) je na podlagi makroskopskih in mikroskopskih značilnosti kamenin delil anizične sklade na tri horizonte. Podrobna preučevanja v Topli kažejo-, da ta razdelitev anizičnih skladov v severnih Karavankah za zdaj še najbolj ustreza. Ladinska stopnja je v severnih Karavankah razvita v treh faciesih: zagre-benskem, grebenskem in predgrebenskem. Apnenec in dolomit na Peci in Mali Peci pripadata zagrebenskemu in gre-benskemu faciesu. Ladinska starost je določena s polžema Chemnitzia rosthorni in Chemnitzia gradata, ki ju je Hoernes (Teller, 1896) opisal iz najdišč na Obirju in iz rudarskih del na Mali Peci. Bogato najdišče teh polžev je tudi pri Burjakovi steni v Topli. Poleg omenjenih fosilov najdemo tu in tam posamične naticide ali neritide. Najbolj značilne za zagrebenski facies so številne stromatolitne plasti, ki jih sledimo v celem wettersteinskem profilu. Spodnji del ladinske stopnje je povečini dolomitno razvit. Bauer (1970) je opisal dolomitni razvoj kot grebenski grušč, ki je na območju Tople in Pece precej razširjen. Predvsem na zahodnem pobočju male Pece so* velika melišča zdrobljenega dolomitnega materiala. Medtem ko* gradi wettersteinski apnenec SI. 2. Južno pobočje Pece (2126 m) Abb. 2. Siidlicher Abhang der Peca (2126 m) Wa ladinski (wettersteinski) apnenec. Wd ladinski (wettersteinski) dolomit, A anizični skladi, Pa paleozojski zeleni skrilavci. Wa Wettersteinkalk (Ladin), Wd Wettersteindolomit (Ladin), A Anis-Schichten, Pa palaozoische Griinschiefer kolikor toliko1 sklenjene skalne grebene (si. 2) s strmimi, pogosto- navpičnimi stenami, so- čeri wettersteinskega dolomita manjše, zelo- drobljive in štrlijo posamično iz terena, zaraslega z borom in vresjem. Nahajališča koral so v južnih stenah Pece in na njenem vrhu pogostna, v severnih stenah pa jih Bauer (1970) ni našel. Južne stene so zgrajene iz masivnega apnenca, severne pa iz skladovitega. V vzorcih s Pece je Kolo-s v a r y določil korale Thecosmilia badiotica Volz in Craspedophyllia alpina Lo-retz. Na Mali Peci doslej nisem našel tipične grebenske favne. Wettersteinski apnenec je povsem enako razvit kot v centralni jami mežiškega rudnika. V rovih na Mali Peci najdemo vse plasti (stro-matolitne, o-o-litne, črno- brečo- itd.), ki so značilne za lagunski facies ladinskih plasti. Ob 5 do- 15 cm debeli črni breči, ki je od karditskega skrilavca oddaljena 50 do 60 m, nastopa, podobno kot v centralni jami mežiškega rudišča in v Bleibergu, interstratificirana svin-čevo-cinkova ruda. Južno- od grebenskega apnenca je ladinska stopnja nastala v glinastolapora-ste-m razvoju, ki kaže vse značilnosti partnaških skladov. Medtem ko- so- skladi vvettersteinskega apnenca debeli prek 1000 m, merijo- ekvivalenti partnaških skladov največ 200 do 300 m. V Topli teh skladov ni, najdemo- jih pa vzhodno od Črne in pri Železni Kapli. Vulkanska dejavnost na območju severnih Karavank Najstarejša vulkanska dejavnost je prinesla diabaz in diabazni tuf, ki sta precej razširjena v skrilavcu in peščenjaku štalensko-go-rske serije. Temu vul-kanizmu prištevamo- nahajališča magnetitne in hematitne rude na Hamuno-vem vrhu severno- od Mežice. Na območju Tople in Koprivne najdemo- diabaz v južnem delu v raztresenih izdankih, v severozahodnem delu pa na strnjeni površini približno- 2 km2. Diabaz je na površju večinoma preperel (klo-ritiziran), sveža kamenina je redka. Diabaz sesto-ji iz bazičnih plagioklazov s poprečno 80 °/o ano-rtita, piroksena (avgit), kalcita, epidota, kremena, ilmenita in pirita. Piro-kseni so- pogosto- spremenjeni v kl-o-rit in limo-mt, ilmenit pa v levkoksen. Diabaz in diabazni tuf sta pogosto prepletena z žilicami kremena, dolomita in kalcita (Blatnik, 1972). V neposredni bližini rudišča Topla, komaj 800 m daleč od njega, poteka severni tektonski kontakt železnokapelske magmatske cone, ki sestoji iz južnega, to-nalitnega in severnega, granodicritnega pasu. Slednji sestoji iz granitporfirja, granodiorita in gabra, ki se med seboj menjavajo (Faninger, 1970). V Topli prevladuje svetlo sivi granitni porfir. Sestoji iz plagioklaza, o-rtoklaza, kremena in biotita, ki ga delno- nadomešča klo-rit. Značilni so predvsem rožnato-rjavi vtrošniki o-rtoklaza s tankim co-narnim obrobkom plagioklaza. Berce (1960) je menil, da je po-rfiroidna struktura posledica metamorfoze-. Na Co-fati-jevem vrhu vsebuje granodio-rit sorazmerno veliko fe-mičnih mineralo-v, ponekod celo toliko-, da moramo- kamenino- prišteti v gabro-idno skupino. Severni, grano-dioritni pas meji v vsej dolžini na paleo-zojski skrilavec. Tudi na odseku med Pristavo pri Črni in Burjako-m v Topli, kjer meji na videz neposredno- na triadne kamenine-, je vmes še vložek tekto-nsko močno zgnetenega paleo-zo-jskega skrilavca. 20 — Geologija 17 O starosti magmatskih kamenin so mnenja še zelo deljena. Zore (1955) jim je pripisal paleozojsko starost (variscično-), Duhovnik (1956) in drugi so jih šteli v zgornjo kredo ali terciar, Berce (1960) pa je menil, da so mlajši od spodnje triade. Moje mnenje (Štrucl, 1970) je, da obstajajo med tonalitom in granodioritom lahko znatne starostne razlike. Granodioritu in gra-nitporfirju pripisujem paleozojsko starost (postsilursko), tonalit pa je lahko nastal v času alpidske orogeneze. Na območju severnih Karavank je bil podvržen kontaktni termometamor-fozi edino paleozojski skrilavec, ki je bil spremenjen v rogovec ali močno silifi-ciran filit, prežet z granitom. V triadnih kameninah ne poznamo kontaktne metamorfoze. V grodenskih in spodnjetriadnih klastičnih usedlinah še ne najdemo odlomkov granodiorita, oziroma granitporfirja, kar naj bi po mnenju nekaterih pričalo proti njihovi paleozojski starosti. Precej zanesljivo lahko trdimo, da je bil granodiorit skupno z metamorfnimi kameninami dvignjen vzdolž tektonske cone, ki predstavlja mejno cono med Alpami in Dinaridi, šele v dobi alpidske orogeneze. Vdolž iste cone pa je verjetno intrudiral tonalit, ki kaže izrazito fluidalno teksturo, vzporedno z regionalnoi tektonsko zgradbo Karavank. Da je tonalit mlajši od granodiorita, sta ugotovila tudi Isailovič in Milice-v i č (1964). V tonalitu sta namreč našla bloke filitnega skrilavca, prežetega z granitom. Berce (1960) je sklepal po Graberjevem (1929) opisu metamorfoze werfenskih kamenin na prelazu Ježar—Sv. Magdalena in po- lastnih opazovanjih pri Končniku v Topli, da je granodiorit mlajši od spodnjevverfen-skih plasti. V Topli werfenske plasti ne kažejo nikakršnih znakov kontaktne metamorfoze. Werfenske plasti na prelazu Ježar—Sv. Magdalena pa ležijo južno od tonalitnega pasu. Granodioritu tudi ne moremo pripisati nastanka rožencev v anizičnih plasteh, ker je Si02 v njih skoro zanesljivo biogenetskega porekla. Medtem ko je v Sloveniji triadni vulkanizem zelo razširjen, najdemo v severnih Karavankah le tu in tam zanesljive dokaze o- njem. Na severnem vznožju Gornje, 6 km NE od Tople, je dacitni porfir v konkordantni legi s triadnimi, verjetno skitskimi kameninami, ki ležijo pod karavanškim narivom, oziroma severno od njega (sl. 3). Vse kaže, da ne pripadajo triadnemu zaporedju, oziroma tektonski enoti Karavank, temveč najjužnejšim odrastkom Centralnih Alp. Stuktura kamenine je porfirska z mikrokristalno' osnovo. Polovica vtrošnikov je plagioklaz s 40 do 60% anortita, druga polovica je biotit in rogovača ter nekaj zrn granata. Mikrckristalna osnova sestoji iz kremena, plagioklaza. biotita, rogovače in drobnih zrnc magnetita. Plagioklaz je conaren, zunanji rob je ponekod kaoliniziran. Kremen ne nastopa kot vtrošnik, najdemo- pa ga skupno z biotitom in kalcitom v granaitu. Glede mineralne sestave je povsem podoben dacitnemu porfirju, ki ga je opisal Grafenauer (1968) iz globinske vrtine 27 v Kotljah. Vprašanje starosti dacitnega porfirja na severnem vznožju Uršlje gore še ni zadovoljivo rešeno. Grafenauer (1968) je po literaturi (Tel le r, 1896; Zore, 1955; Duhovnik, 1956; Rebek, 1968) povzel, da nastopa dacitni porfir v noriškem in retskem dolomitu in v liasnem apnencu ter predira mio^-censke plasti ]eške premogovne kadunje. Nerešeni so predvsem naslednji problemi: 1. starost svetlega dolomita in apnenca na severnem vznožju Uršlje gore, ki kažeta vse značilnosti ladinske, ne pa noriške stopnje, 2. v retskih in liasnih kameninah ni zanesljivih golic, dacitni porfir je nakopičen le v pobožnem grušču, 3. nikjer še nisem naletel na prodore v miocenskih plasteh; o njih obstoju močno dvomim. Po podobnosti z dacitnim porfir jem pod Gornjo bi lahko sicer sklepali, da gre morda za triadne vulkanske kamenine, vendar se tu še ne bi hotel prenagliti, potrebne so kemične primerjave in še druga preučevanja. B e r c e (1960) je omenil leče wengenskih predornin v wettersteinskem apnencu v okolici Polene pri Mežici. Glede teh predornin bi pripomnil, da gre za SI. 3. Spodnjetriadne plasti z dacitnim porfirjem na severnem vznožju Gornje (1189 m) zahodno od Mežice Abb. 3. Untertrias-Schichten mit dazitischem Porphyr am Nordfuss der Gornja (1189 m) westlich von Mežica 1 rjavi plastoviti dolomit s sljudo, 2 temno sivi dacitni porfir, 3 temno sivi dolomit, <1 rjavi plastoviti dolomit s sljudo, 5 temno sivi glinasti skrilavec z mnogo sljude, 6 sivi skrilavec z apnencem, 7 temno sivi gosti apnenec s polarni skrilavca, 8 sivi peščenjak, 9 apneni lapor, 10 glinasti skrilavec z mnogo sljude in vložki kremenovega peščenjaka, 11 narivna cona, 12 ladinski dolomit, 13 ladinski apnenec. 1 brauner, glimmerfiihrender Schichtendolomit, 2 dunkelgrauer dazitischer Porphyr, 3 dunkelgrauer Dolomit, 4 brauner glimmerfiihrender Schichtendolomit, 5 dunkel grauer glimmerreicher Tonschiefer, 6 grauer Schiefer mit Kalklagen, 7 dunkelgrauer, dichter Kalkstein mit Tonschieferlagen, 8 grauer Sandstein, 9 Kalkmergel, 10 glimmerreicher Tonschiefer mit Quarzsandsteinlagen, 11 Uberschiebungszone, 12 Ladindolomit, 13 Ladinkalk. prodnike različnih magmatskih kamenin (andezit, tonalit, granitporfir) v nekdanjem koritu reke Meže, kakršne najdemo- ne samo na kolovozu med Grešnikom in Obero-m (n. v. 550 do 575 m), temveč tudi na Platu pod rovom Lekšeče (+ 575 m) in na pobočju Os-trčnjakove-ga vrha v Žerjavu (n. v. 575 m). Tektonika Dolina Topla se razprostira ob veliki periadriatski dislo-kaciji, vzdolž katere ni prišlo- samo- do- prodorov magmatskih kamenin (tonalita in andezita), temveč tudi do velikih premikov, kakor vertikalnih, tako tudi horizontalnih. Premiki vzdolž cone se o-dražajo v zgradbi sosednjih o-bmočij, ponekod bo-lj, drugod manj. Za redko- katero- mejo med posameznimi litolo-škimi ali stratigrafskimi enotami lahko- zanesljivo trdimo, da ni tektonska. Severni prelom železnokapelske magmatske cone je precej strm (70 do- 80°) razen pri Burjaku in Šmelcu (Po-dpeca), kjer vpada proti jugu pod kotom 30 do 40° (si. 4). Medtem ko se paleozo-jske kamenine med triadnimi kameninami in granodiorito-m vzhodno od Črne raztezajo- v pasu, širo-kem 2,5 km, so med Pristavo- pri Črni in Burjakom v Topli stisnjene v komaj nekaj metrov široko tektonsko- cono. Tu je dolina tudi zelo ozka, pobočja pa so strma. V zgornjem delu doline To-ple, južno- od Fajmuta, prelom najbrž ne poteka več vzdolž gra-nodiorita, temveč ob meji med paleozojskim zelenim skrilavcem in ro-govcem, ki pripada kontaktno metamorfni coni grano-dioritnega preboja. Kontakt je na SI. 4. Profil severnega kontakta železnokapelskega magmatskega pasu pri Burjaku v Topli (po Isailoviču, 1964) Abb. 4. Profil des nordlichen Kontakts der Eisenkappler Eruptivzone bei Burjak in Topla (nach Isailovič, 1964) 1 masivni ladinski apnenec, 2 temno sivi paleozojski skrilavec, 3 milonitizirani grano- diorit, 4 granodiorit. 1 massiver Ladinkalk, 2 dunkelgrauer palaozoischer Schiefer, 3 mylonitisierter Granodiorit, 4 Granodiorit. Abb. 5. Geologisches Ost-West Profil durch die Mala Peca Legenda pri si. 6 — Legende in Abb. 6 Abb. 6. Geologisches Nord-Sud Profil durch die Peca Legenda k presekoma na sliki 5 in 6: J granodiorit, 2 paleozojski skrilavec, 3—5 ani-zični skladi, 6 ladinski dolomit, 7 ladinski apnenec (lagunski facies), 8 ladinski greben- ski apnenec, 9 zgornjetriadni skladi (karnijska in noriška stopnja), V 5 vrtina Legende zu den Profilen auf Abb. 5 und 6: 1 Granodiorit, 2 palaozoische Schiefer, 3—5 Anis-Schichten, 6 Ladindolomit, 7 Ladinkalk (Lagunare Entwicklung), 8 Ladi-nische Riffkalke, 9 Obertrias-Schichten (karnische und norische Stufe), V5 Tiefbohrung. debelo- pokrit s po-bočnim gruščem. Dokaj velik je tudi prelom, ki poteka od Možganskega vrha v Koprivni prek Prevala, Končnika do Ko-rdeževega preloma, ob vznožju Male Pece. Prelom ima smer severozahod-jugovzhod. Ob njem se stikajo pale-ozo-jski skrilavci in anizični skladi, med Fajmutom in Končnikom tudi zgornjeskitske plasti. Obstajajo- najbrž še drugi vzporedni prelomi, ki pa niso- tako izraziti, ker nastopajo- sredi karbonatnih kamenin. Prelomi prečno na alpsko smer so za regionalno tektoniko- manj po-membni, ker so sorazmerno kratki in v splošnem ne segajo iz tektonskih enot, omejenih z večjimi prelomi od zahoda proti vzhodu. Za zgradbo severnih Karavank in predvsem za njihovo morfologijo pa niso- tako nepomembni. Vertikalni premiki vzdolž njih ponekod presegajo 1000 m. Na območju Pece- so- najpomembnejši: Pecnik-ov prelom, Pečin prelom, Burjakov in Kordežev prelom. Prva dva sta kolikor toliko- dobro raziskana, glede Burjakovega in Kordeževega preloma pa so še precejšnje nejasnosti. Eden od obeh, verjetno- Kordežev, loči tektonsko enoto- Pece od Male Pece. Peca namreč ni samo topografsko višja, temveč je tudi dvignjena in proti severu premaknjena tektonska enota. Relativni premik znaša več kot 800 m, kar je pokazala vrtina V 5 (si. 5) 750 m vzhodno o-d kmetije Fajmut, kjer so vrtali 506 m po wettersteinskem dolomitu, tj. do- nadmorske višine 496 m, ne da bi do-segli anizične plasti, ki segajo v tektonski enoti Pece (si. 6) do- nadmorske višine 1330 m. Tudi drugi tektonski elementi (vpad plasti) in stratigrafske razmere govorijo- za dve ločeni tektonski grudi. V rudišču so- prelomi v smeri sever—jug pomembnejši od prelomov zahod— vzhod. Vzdolž njih je bila namreč interstratificirana ruda premaknjena. Sedimentološke, Iitofacialne in paleogeografske značilnosti anizične stopnje Raziskave svinčevo-cinkove rude v karbonatnih kameninah so v tesni zvezi s sistematskimi preiskavami nastanka teh kamemn. Njihov namen je, določiti ko-likor toliko točen položaj svinčevo-cinkovih rud, opisati pogoje njihovega nastanka in dobiti smernice za iskanje novih rudišč. Marsikateremu rudarskemu strokovnjaku se zdijo petro-loške raziskave nepotrebne, vendar mo-ramo upoštevati, da so- operativne raziskave iz dneva v dan dražje in je vedno manj rudišč, ki jih lahko- raziskujemo po načelu iz znanega v neznano. Naftna industrija posveča tej problematiki že dalj časa precej pozornosti, toda ne iz posebnega razumevanja za znanost, temveč iz gole potrebe. Ker izvira več kot polovica svetovne proizvodnje nafte iz karbonatnih kamenin, je razumljivo-, da je z naftno prospekcijo napredovala tudi petrologija karbonatnih kamenin. Tudi nad polovico svinčevo-cinkovih rudišč nastopa v karbonatnih kameninah, vendar so tu drugačni koncepti o- nastanku preusmerili poudarek raziskav na tektoniko in magmatizem. Povsem novo- fazo podrobnega preučevanja karbonatnih kamenin v zvezi z raziskovanjem alpskih svinčevo-cinkovih rud sta začela Schneider (1953, 1954 in 1964) in Taupitz (1954), ko sta ugotovila strukturne in teksturne po-dobnosti med rudo in prikamenino. Za severnoalpska ladinska svinčevo-cinkova rudišča sta dokazala sočasnost nastanka rude in prikamenine. Čeravno so imeli diagenetski procesi pri nastanku karavanških in drugih svinčevo-cinkovih rud v karbonatnih kameninah izredno- pomembno- vlogo, smo-jim v naši strokovno-znanstveni literaturi posvetili vse premalo- pozornosti. Izjema je razprava o bakrovem rudišču v Cerknem, kjer je Drovenik (1970) opozoril na pomen diagenetskih procesov. Tudi pri nastanku svinčevo-cinkove rude v wettersteinskem apnencu so diagenetski procesi, predvsem zbirna krista-lizacija in dolomitizacija, imeli zelo pomembno vlogo (Strucl, 1966, 1970 in 1971). V Topli razlikujemo' tri horizonte anizičnih kamenin spodnjega, srednjega in zgornjega. Spodnji in zgornji sestojita iz apnenca, srednji pa iz dolomita (si. 7). Spodnji horizont sestoji iz temno sivega črnega v glavnem plastovitega apnenca. Poglavitna značilnost tega horizonta je plast 1 do 3 cm debelih pol apnenca, ki ga v Severnih apneniških Alpah imenujejo »Wurstelkalk«. Na površini kažejo plasti pogosto cevaste in vozlaste svaljke, ki jih pripisujejo aktivnosti vagilnih bentonskih živali. Tanko plastoviti apnenec je povečini v spodnjem delu, tu in tam ga najdemo* tudi v zgornjem delu. Plastje tega apnenca je lepo* razkrito ob gozdni cesti pod Matvozom (tabla 1, si. 1). Druga posebnost spodnjega horizonta je okrog 10 m debelo plastje s paso-vitim kalcitnim dolomitom, kakršnega najdemo tudi v srednjem horizontu. Sestoji iz belega debelozrnatega dolomita in rjavega ter sivkasto rjavega sred-njezrnatega bituminoznega dolomita. Nadalje sestavljajo* spodnji horizont 10 do 30 cm (tu in tam tudi več) debele plasti krinoidnega, peletnega in detritičnega apnenca. Mikroskopske preiskave kamenin spodnjega horizonta iz Tople in Javorja so pokazale naslednje litofacialne različke: 1. mikritni apnenec, 2. mikritni apnenec z različnim detritusom, peleti in intraklasti, 3. peletni in detritični apnenec s sparitnim cementom, 4. pasoviti dolosparit. 1. Velik del spodnjega horizonta sestoji iz mikritnega apnenca, v katerem so redki fosili, fosilni drobci, peleti in intraklasti. Največ je foraminifer, zelo drobnih nedoločljivih školjčnih lupinic in posamičnih krinoidnih členov. V vzorcih iz Tople je določila Šribarjeva foraminifere vrste Pilammina densa Pantič, rodove Glomospira, Frondicularia in Nodosaria ter družine Lituoli-d a e. V apnencu so* pogosti stilolitni šivi, povečini vzporedni s plastovitostjo, vendar tudi nepravilno razporejeni. Razpoke in pore so zapolnjene s sparitnim kalcitom in dolomitom. Pogosto predstavljajo izhodišče rekristalizacije ali dolo-mitizacije mikritne osnove. Dolomitni kristali se javljajo tudi ob stilolitnih šivih; po tem sklepamo, da je dolomit v tem apnencu nastal v sorazmerno pozni fazi diageneze in med epigenezo. 2. Mikritni apnenec se menjava z mikritnim apnencem, ki vsebuje precej zdrobljenih fosilov, peletov in intraklastov. Največ je krinoidnega drobirja (tabla 1, si. 5). Sorazmerno pogosti so tudi peleti. To so jajčasta ali okrogla zrna mikritnega apnenca. Razlikujemo dve vrsti peletov, zelo drobne s premerom 0,4 do 0,1 mm in večje s premerom do 1 mm. Zanimivi so večji peleti, ki delno sestoje iz mikritnega apnenca, večidel pa iz skupka dolomitnih zrn z mikritnim ovojem. Vse kaže, da so bila zrna prvotno kalcitna z določenim odstotkom magnezija, in so se pozneje dolomitizirala. Selektivno dolomitizacijo peletov si je drugače teže predstavljati. 3. Za spodnji horizont je značilen peletni apnenec (tabla 1, si. 2) s sparitnim kalcitnim cementom. Podobno kot v prej navedenem mikritnem apnencu, zrnavo.st Korngrosse osnova Matrix komponente Partikel diog. sprem. Diag.Umvv. 6 7 8 9 tO 11 11 1S Ui 15 16 171819»« ti V mm in mm po Bisselt-Chilingarjevi klasifikaciji nach der Klassif i kation von Bissell - Chilingar (1967 ) 1 S s s s ■20 •40 60 80 -100 •120 140 -z: r- m ~ i«- 3 160 ■180 200 220 47 ž tt (101-0,03 <0.02 0,01- 0.1 <0,004 <001 <0,004 <0,004 <0,004 Q01- Q03 <0,04 0,01- 0.1 0,04- 0,2 0,03-004 <004 004-008 a0i-0A 008-02 008-02 004- 02 004-0,8 dolomittziran radbtar.apn. -dol.Radiolarienkalk biomikritni apn.-Biomikritkalk dolosparit - Dolosparit bbmikritni apri,- Bbmikritkalk mikritni cpn.-Kalkmikrit biomikritni apn.-Biomikritkalk biomikritni apn.-Bbmkritkalk biomikritni apn.-Biomikritkalk biomikritni apn.-Biomikritkalk dotomikrit- Dobmikrit dotosparit-dolosparit -dobmikrit -dotomikrit - dolosparit ■ dolosparit dolosparit dolosparit -dolosparit ■ dolosparit - Dobsparit Dobsparit Dotomikrit Dobmikrit Dobsparit Dolosparit Dolosparit Dobsparit Dolosparit Dolospait 11 11 11 H 15 16 17 18 \9 10 21 11 260 ni 300 -320 340 -36CI ezt 380 55 ^oc r=r MO / < OJOS 01- 0,4 < qo5 0,04-02 < qoa, < Q05 < 0,05 < 0,05 0,05 0,05 0,05 0,08-0,2 0,02- 0,2 Q08- 0A < 0,05 < 0,05 mikritni apn. detritni apn,- Kalkmikrit Partikelkalk mikritni apn,- Kalkmikrit peHni apn,- Pillenkalk biomikritni apn -Biomikrrtkalk mikrtni apn,- Kalkmikrit mikritni apn,- Kalkmikrit mikritni apn,- Kalkmikrit mikritni apn,- Kalkmikrit mikritni apn,- Kalkmikrit mikritni apn,- Kalkmikrit mikritni apn.- Kalkmikrit peletni apn - Pillenkalk detritni apn,- Rirtikelkalk dolosparit - Dolosparit biomikritni apn.-Biomikritkalk mikritni apn .-Kal km i kri t biomikritni cpn,- Btomikritkalk mikritni apn - Kalkmikrit skitski dol.-skyth.Dolomit LEGENDA: - prisoten . v večjih količinah + v velikih količinah * prevladuje = pasoviti dolomit in apnenec — apnenec z rožencem LEGENDE: - anvvesend • anvvesend in grosseren Mengen + anvvesend in grossen Mengen * ubervviegend = gebanderter Dolomit und Kalkstein — Hornsteinkalk SI. 7. Litofacialne in biofacialne značilnosti anizičnih plasti v Topli Abb. 7. Lithofazielle und biofazielle Merkmale der Anis-Schichten in Topla peleti tudi tu sestoje delno iz mikritnega apnenca, v glavnem pa iz ksenomo-rf-nih dolomitnih zrn. Med dolomitnimi. zrni je organska substanca, zunanji ovoj pa je iz mikritnega apnenca. Poleg poletov so prisotni še delno zaobljeni ostanki ehinodermov. Manj pogostni je detritični apnenec s sparitnim cementom (tabla 1, si. 3, 4). Sestoji iz zaobljenega detritusa mikritnega apnenca. V njem je tudi precej fosilnega, predvsem krinoidnega drobirja. Detritična zrna so dokaj dobro- sortirana. Ker najdemo med detritičnimi zrni tudi peletom podobna zaobljena zrna, menimo, da je tudi pe-letni apnenec nastal podobno kot detritični, vendar so njegova zrna bolj zaobljena in sortirana. Mnogim peletom pripisujemo namreč organsko poreklo-. 4. Anizične plasti v severnoalpskem razvoju so v splošnem siromašne z dolomitom z izjemo- v Topli, kjer predstavlja dolomit približno- 34 %> vseh ani-zičnih kamenin. Največjo debelino- zavzema v srednjem delu, medtem ko- so v spodnjem in zgornjem horizontu dolo-mitne le posamezne- plasti. Dolomit srednjeanizičnega horizonta se pojavlja v različnih oblikah. Najpomembnejše so-: a) laminarni dolomit, b) paso-viti (zebrasti) dolomit z 0,5 do 3 cm debelimi po-lami belega in rjavega dolomita, c) drobno-zrnati masivni do-lomikrit, č) sre-dnjezrnati masivni do-losparit, d) dro-bnozrnati intraklastični dolomikrit in do-lomikritna breča, e) disso-lucijska dolomitna breča, f) milonitna dol-o-mitna breča. a) Laminarni dolomit je oruden ali brez rude. Tu bomo- obravnavali samo laminarni dolomit brez rude. Rudo-nosnemu bomo- pa zaradi pomembnosti posvetili kasneje posebno- pozornost. Laminacija je pogojena z različno- zrnavostjo in količino- organske substance v posameznih laminah. V temnih je- več organske substance in do-l-omitna zrna so v splošnem drobnejša kot v svetlih z malo- organske substance ali brez nje. Značilen primer laminarne-ga dolomita nam kaže slika 8. V plasteh z malo več organske substance se zrna med seboj skoraj ne dotikajo- in so- zato povečini hipidiomo-rfna in idiomo-rfna. Poznodiagenetska ali epigenetska bela žilica sestoji iz hipidiomorfnih in ksenomo-rfnih dolomitnih kristalov in delno- iz sadre. Kremen nastopa v obliki drobnih (0,04 mm) detritnih zrn. Pravokotni fragment, oziroma intraklast, sesto-ji iz dro-bno-zrnatega dolomikrita, ki vsebuje več organske substance kot dolomit, v katerem leži. Sodeč po deformaciji spo-dnje plasti je intraklast bil že strjen, kar gc-vori v prid presedimentacije zgodnjediagenetskega dolomita. Drug značilen primer laminarnega dolomita nam kaže slika 9. Tudi ta sestoji iz 1 do 10 mm debelih plasti dolomita različno- debelih zrn. Ločimo v glavnem: 1. plasti z drobno-zrnatim do-lomikrit-om (velikost zrn 0,02 do 0,04 mm), 2. plasti s srednjezrnatim dolosparitom (veliko-st zrn 0,04 do- 0,12 mm), 3. plasti z bolj debelozrnatim, vendar še vedno srednjezrnatim dolo-sparitom (velikost zrn 0,12 do- 1 mm). V nekaterih plasteh najdemo okr-ogla zrna s kalcedo-nom (verjetno- naplav-ljene radiolarije), ostanke krinoidov, zrna muskovita in kremena. zrnatost (mm ) 0,0 A - 0,1 0.04 - 0,12 <0,05 0,04 - 0,12 <0,05 Sl. 8. Laminarni dolomit, ritmit dolomikrita in dolosparita. Topla, obzorje 1143 m, 4 X povečano Abb 8 Laminierter Dolomit, Rhytmit von Dolomikrit und Dolosparit, Topla. Lauf 1143 m. Vergrosserung 4 X Sl. 9. Laminarni dolomit z »birdseyes«, to so votlinice, ki so zacementirane z do-losparitom. Topla, obzorje 1143 m. 8 X povečava Abb. 9. Laminierter Dolomit mit »birds-eyes«, bz\V. mit Dolosparit ausgefiillte Porenraume. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 8 X Posebnost laminarnega dolomita so tako imenovane strukture »birdseyes« z drobnimi geodami, ki so v spodnjem delu navadno zapolnjene z drobnozrna-tim dolomitom, v zgornjem pa s tipičnim cementacijskim srednjezrnatim ali debelozrnatim čistim dolomitom. Večina raziskovalcev meni, da so »birdseyes« ali stromatactis, kot jih je imenoval Bathurst (1958), značilne predvsem za lagunske usedline. Navadno pa imenuje s stromatactis male votlinice z ravnim dnom, z »birdseyes« pa lečaste ali okrogle votlinice. Pogosteje jih srečujemo v dolomitu, vendar tudi v apnencu niso redke. Nastanek votlinic v karbonatni usedlini razlagajo na različne načine. Po Fischerj u (1965) so nastale zato, ker se je usedlina skrčila, po Cloudu (1962) pa zaradi plinskih mehurčkov. Drugi so jim pripisali organsko* poreklo; T h o m a s in G 1 a i s t e r (1960) sta jih opisala kot kontrakcijo* gelastih alginih karbonatov v alginih tratah, po Blucku (1965) pa so nastajale pri rasti, oziroma kopičenju alg. Pomembne so Shinnove (1968) ugotovitve, ki je »birdseyes« naredil tudi v laboratoriju, in sicer z izmeničnim namakanjem in sušenjem usedlin. Preiskal je več sto vzorcev recentnih usedlin iz Floridskega zaliva, Bahamskega otočja in Perzijskega zaliva. Ugotovil je, da so usedline z »birdseyes« povečini nastale nad morsko gladino ob normalni plimi, tu in tam še v območju plimovanja, nikoli pa v usedlinah, ki so stalno pod vodo. Votlinice so precej zgodnje diagenetske tvorbe, nastale ob predpostavki zelo zgodnjega strjevanja usedline, v našem primeru zgodnjediagenetske dolomiti-zacije. Tudi do zapolnitve teh votlinic z dolomikritom ali drobnozrnatim dolo-sparitom v spodnj em delu in s sparitnim cementom v zgornjem delu je moralo priti relativno zgodaj, ko je bil pretok pornih raztopin skozi usedlino še zadosti močan. V anizičnem dolomitu v Topli algine strukture niso ohranjene. Na vlogo alg pri dolomitizaciji lahko torej samo sklepamo po milimetrski plastovitosti, prisotnosti prej opisanih votlinic in organske substance v lamelah z drobnozrnatim dolomitom. Plasti drobnozrnatega dolomita kažejo še kolikor toliko* dobro ohranjene strukture redkih fosilnih in peletnih komponent razen alginih. De-belozrnati dolomit pa je brez njih in tudi skoraj brez organske substance. Prehod med njegovimi plastmi je navadno oster, včasih je med njimi stilolitni šiv z organsko substanco. b) Pasoviti ali zebrasti dolomit je nekaj metrov debelo plastje, v katerem se menjavajo 1 mm do 3 cm debele pole debelozrnatega belega in manj debele pole srednjezrnatega sivkasto rjavega dolomita (tabla 1, si. 6). Kot že omenjeno*, najdemo takšen dolomit tudi v spodnjem apnenem horizontu anizične stopnje.' Čeravno* niso* ohranjene prave organske strukture, so bržkone vsaj deloma organskega porekla. Podobno kot laminarni dolomit, je tudi pasoviti verjetno nastal v nadplimskem pasu. Primerjamo* ga lahko z recentnimi dolomitnimi skorjami na zahodnih otokih Andros (Shinn, Ginsburg, Lloyd, 1965), ki so navadno debele 2 do* 3 cm, včasih tudi do 10 cm. Pasoviti dolomit je rekristali-ziran in zato nima struktur, značilnih za drobnozrnati laminarni dolomit. Dolomitna zrna v recentnih dolcmitnih skorjah so zelo* drobna, manjša od 0,003 mm, v laminarnem dolomitu variirajo med 0,02 in 1 mm, v pasovitem dolomitu pa že med 0,5 in 3 mm. Dolomitna zrna rjavega pasovitega dolomita so velika 0,1 do 0,5 mm (povečini okrog 0,3 mm), belega pa 0,5 do* 3 mm. Pasoviti dolomit je nedvomno nastal v poznem diagenetskem stadiju, deloma morda celo pozneje. V prid prekristalizaciji, in ne zbirni kristalizaciji, govorijo predvsem sorazmerno pogoste dvojčične lamele v belem dolomitu, ki so v normalnem zelo redke. Lamele so navadno- enako debele in se po tem razlikujejo od dvo-jčičnih lamel, ki nastanejo pri rasti kristala (Ramdohr, 1950). Stilo-litni šivi so prekinjeni, oziroma so samo fragmentarno ohranjeni. To kaže na rekristalizacijo še po nastanku stilo-litov v zadnji fazi diageneze, ali še celo kasneje. Zrna v drobnozrnatem in srednjezrnatem dolomitu so- ksenomorfna, hipi-diomorfna in tudi idiomorfna, v debelo-zrnatem pa so v glavnem ksenomorfna in med seboj zobčasto zraščena (tabla 2, si. 2). Procesi prekristalizacije so uničili vse mikrostrukture, ohranile so se samo makrostrukture prvotnih skorij. c) Masivni dolomikrit je temen, sivkasto rjav, siv ali črn gost dolomit s tankimi žilicami belega dolomita. Po debelini zrn razlikujemo dvoje vrst do-lo-mi-kritov (po Bissell-Chilingarjevi klasifikaciji): 1. mikrokristalni dolomikrit z zrni pod 0,01 mm in 2. drobnozrnati dolomikrit z zrni od 0,01 do 0,05 mm. Čistih dolomikritov je zelo malo, večinoma imamo prehode v dolosparite. Dolomikritna osnova se je ohranila v obliki nepravilnih polj in vzdolž stilolitnih šivov. Navadno vsebujejo dolomikriti več organske substance in so bolj drobnozrnati. Dolomikriti vsebujejo- sorazmerno mno-go- zdrobljenih fosilov, predvsem krino-ido-v. Največkrat najdemo- samo fragmente enokristalnih monolitov, za katere samo domnevamo-, da so ostanki krinoidnih členov. Veliki enokristalni monoliti od samega začetka niso- v ravnotežju z usedlino-. Med diagenezo- in tudi pozneje vladajo v usedlini težnje k po-eno-tenju granulometrične sestave, ki vodijo- navadno k degradacijski rekristalizaciji, oziroma k uničenju fosilnih skeletov, za kar niti ni potrebna dolo-mitizacija usedline, ki pa je seveda bolj učinkovita. Vse kaže, da je enokristalni mo-no-lit najprej podvržen mikritizaciji in šele nato- do-lomitizaciji s podobno- granulacijsko sestavo kot je sestava osnove (tabla 2, si. 3). Ostali fosili so- bili z dolomitizacijo- bolj ali manj uničeni, verjetno zaradi tanjših lupinic. To- so- predvsem foraminifere, katerih ostanke najdemo- le še tu in tam. V do-lomikritih ločimo- povečini kar tri generacije dolomita: 1. zgo-dnjediagenetsko do-lomitno- o-snovo, 2. sekundarno dolosparitno- osno-vo, zapolnitev por in votlinic, 3. do-losparit v kontrakcijskih razpokah. Zrnavo-st sekundarne dolosparitne osnove variira med 0,04 in 0,2 mm, pri dolo-mitnih zrnih v belih do-lomitnih žilah od 0,1 do 0,4 mm, v posameznih primerih tudi do 2 mm. V večini preiskanih vzorcev prevladujejo- ksenomorfna dolomitna zrna, idiomorfna so bolj redka. č) Masivni dolosparit sestoji večidel iz srednjezrnatih (0,06 do 0,35 mm) kseno-mo-rfnih in hipidiomo-rfnih do-lomitnih zrn, ki so med seboj zobčasto- zraščena. Idiomorfna zrna se pojavljajo v votlinicah in žilicah. Fosilnih ostankov je precej manj kot v do-lomikritu, kar je nedvomno posledica pozno-diagenetske kristalizacije. V do-lo-mikritu so- povečini tri, včasih celo- štiri generacije dolomita, v dolosparitu pa le dve, tu in tam tri. To si razlagamo tako-, da je dolomikrit kamenina zgodnje, do-losparit pa pozne diageneze, oziroma, da je dolomikrit izhodna faza do-lo-sparita. Zato- najdemo v do-lo-sparitu še vedno- večja ali manjša polja drobnozrnatega dolomikrita. d) Drobnozrnati intraklastični dolomikrit in dolomikritna breča. Intrakla-stični dolomikrit srednjega horizonta anizične stopnje nam posreduje pomembne informacije ne le o nastanku dolomita, temveč tudi o nastanku sfalerita in pirita. Sestoji iz arenitnih (< 2 mm) ali ruditnih (> 2 mm) intraklastov. V srednjem horizontu srečujemo naslednje intraklastične kamenine: 1. intraklastični dolomit z večidel jalovimi intraklasti in rudonosno- do-lo-mitno osnovo, 2. intraklastični dolomit z rudonosnimi intraklasti in povečini jalovim dolo-mitnim vezivom in 3. jalov intraklastični dolomikrit ali dolosparit. 1. Intraklastični dolomikrit z večidel jalovimi intraklasti in rudonosno do-lo-mitno osnovo sestavlja skupno z rudonosnim laminarnim ali jedrnatim dolo-mikrito-m najpomembnejšo' rudonosno kamenino- sfalerita in pirita v Topli. Makroskopično je to dolomitna breča z različno velikimi črnimi odlomki in sivim rudonosnim dolomitnim vezivom (tabla 3). Njegove plasti niso nikoli prav debele. Povečini se gibljejo- v milimetrskih in centimetrskih dimenzijah. Intraklastični dolomit je nedvomno nastal v močno razgibanem okolju z visokim energijskim indeksom. Intraklasti sestoje iz dolomikrita z drobnimi piritnimi zmi in organsko-substanco. Tu in tam vsebujejo- tudi sfaleritna zrna, navadno- pa so- brez njih. Hipidiomorfna in idio-morfna (delno tudi ksenomorfna) dolomitna zrna variirajo od 0,01 do- 0,05 mm, piritna pa med 3 in 10 mikroni. Tudi osnova navadno-sestoji iz dro-bno-zrnatega dolomikrita, vendar so tu in tam prehodi v dolosparit. Poleg intraklasto-v so pogosti še drobci fosilov (zlasti krinoidni členi), drobne luskice hidro-muskovita in detritična kremeno-va zrna. 2. Intraklastični dolomit z rudonosnimi intraklasti in povečini jalovim dolomitnim vezivom se razlikuje od prej opisanega predvsem po- stopnji rudonos-nosti, osnovi, deloma pa tudi po- granulaciji. Primer takega dolomita nam kaže slika 10. Osnova je dolosparit. Povečini kseno-morfna in hipidiomorfna dolomitna zrna variirajo- od 0,04 do 0,2 mm. Intraklasti sestoje iz precj manjših zrn (0,02 do 0,08 mm). V intraklastih so razpršena sfaleritna zrna, ki so v splošnem večja o-d dolomitnih zrn, in sicer variirajo med 0,04 in 0,1 mm. V odlomkih so- tudi detritična zrna kremena. V drobnozrnatem dolomikritu je v splošnem več organske substance kot v dolosparitu. Slednji vsebuje tu in tam tudi sfaleritna zrna, ki so povečini večja od dolomitnih. Nedvomno je njihov nastanek v zvezi s poznodiagenetskimi procesi. 3. Ostali intraklastični dolomiti so podobni opisanim, s to razliko, da so- brez rudne substance. Vsebujejo sicer piritna zrna, vendar v koncentracijah, ki so običajne v drugih kameninah anizične stopnje. Nastanek dolomitnih intraklastičnih usedlin najlaže pojasnimo, če si pogledamo nastanek podobnih usedlin v recentnih nadplimskih blatnih sipinah Flo-ridskih čeri ( S h i n n , 1968), ki jih voda zaliva samo pri maksimalnih plimah ob mlaju in ščipu ali med viharji. Valovi plime prinašajo- na nadplimsko- območje sorazmerno- čisto- vodo, zato- je sedimentacija minimalna, nasprotno- pa so viharni valovi polni apnenega blata plimskega pasu. Te blatne suspenzije se razlivajo po napol ali docela posušenem površju, pri čemer se zaradi rušilnega delovanja valov zgornja, na pol konsolidirana skorja, erodira in pc-novno sedi-mentira v obliki intraklastov, skupno- s karbonatnim blatom iz suspenzije. Ta recentni model lahko uporabimo tudi v našem primeru in z njim pojasnimo ritmično* sedimentacija laminarnega in intraklastičnega dolomita. S tem tudi laže pojasnimo prisotnost fosilnih drobcev in celih fosilov (krinoidov in fora-minifer) v rudonosni, sicer za življenje neugodni usedlini. Glede nastanka dolomita nam dolomitne intraklastične usedline povedo, da je anizični dolomikrit skoraj zanesljivo nastal v zgodnji diagenetski fazi (I) kmalu po sedimentaciji na samem površju usedline. Srednjezrnati dolosparit pa je po vsej verjetnosti produkt nadaljnjih diagenetskih kristalizacijskih procesov. e) Dissolucijska dolomitna breča se že na prvi pogled bistvena razlikuje od prej opisane intraformacijske breče, oziroma intraklastičnega dolomita. Debelo-zrnato* belo* dolomitno vezivo nam pove, da imamo* opravka s produkti pozno-diagenetskih, če ne celo* epigenetskih procesov, ko* je bila usedlina že kolikor toliko trdna. Skoraj vedno so v določeni zvezi s svinčevo* rudo*, nastalo* v bolj ali manj kislem okolju, kar pa je povzročilo delno* raztapljanje karbonatov. Po kristalizaciji galenita je prišlo* do ponovnega izločanja dolomita v obliki belega debelozrnatega sterilnega dolosparita. Kjer so pa zaradi raztapljanja ali kateregakoli drugega vzroka nastale votline, je lahko zaradi rušenja stropa nastala tudi udorna breča. f) Milonitna breča nima nič skupnega z nastankom cinkovo-svinčeve rude; zato je ne bomo* posebej obravnavali. Anizični dolomit je milonitiziran predvsem ob prelomih. Zgornji horizont je za anizične sklade vodilen. Samo v njem so našli doslej dovolj zanesljivega fosilnega materiala, da so lahko določili njegovo zgornje-anizično starost ( T e 11 e r , 1898, str. 93; Z 1 e b n i k , 1955, str. 218); oziroma ilirsko podstopnjo*. Tudi pri geološkem kartiranju ne povzroča prevelikih težav, ker ga z drugimi triadnimi kameninami ne moremo zamenjati. Predvsem je* značilen apnenec z gomolji, lečami in tankimi vložki roženca med plastmi (tabla 2, si. 4). Apnenec je večidel plastovit. Debelina plasti se giblje med 5 do* 30 cm. Kamenina je precej temna, sivkasto rjava do črna, prepletajo* jo različno debele kalcitne žilice. Apnenec z rožencem nastopa v dveh nivojih, največ ga je v vrhnjih plasteh. Med njegovimi plastmi so tanjši in debelejši vložki tanko-plastovitega laporja. Kjer zgornjeanizičnemu apnencu slede ekvivalenti part- Sl. 10. Intraklastični dolosparit z rudonosnimi intraklasti v sterilni osnovi. Topla, obzorje 1143 m. 6 X povečano Abb. 10. Intraklast Dolosparit mit erzfuhren-den Intraklasten in ste-riler Matrix. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 6 X SI. 11. Nastanek rožencev iz kremenastih spikul po Newellu in sod. (1953) Abb. 11. Entstehung des Hornsteins nach Newell und Mitarbeiter (1953) 1 kremenasta spikula, 2 kalcitizirana spikula, 3 roženec 1 Kieselschwammnadel, 2 kalcitisierte Kieselschwammnadel, 3 Hornstein. naških skladov, so laporasti vložki debelejši in više tudi bolj pogosti, dokler ne preidejo v laporni razvoj ladinske stopnje. Takšen prehod anizičnih skladov v ladinski zagrebenski razvoj srečujemo med Črno na Koroškem in Molakovim vrhom nad Razbo-rjem. V Topli preidejo anizični skladi v svetel ladinski dolomit. Tudi tu je prehod postopen, saj je v vrhnjih plasteh radiolarijski apnenec do-lomitiziran. Medtem ko v Severnih apneniških Alpah in v severnih Karavankah pod Obirjem vsebuje zgornji horizont tufske plasti, jih v Topli in vzhodno- od Črne nismo- našli, vendar še ni rečeno, da jih ni; dobro- razkriti profili so namreč zelo- redki. Tudi pri Zele-zni Kapli so jih razkrili šele ob gradnji gozdne ceste. Nekateri raziskovalci anizičnih plasti v Severnih Alpah ( M i 11 e r , 1962; Sarnthein, 1965; Frisch, 1968) so- opozorili, da vulkanizem ni dal samo tufa, temveč je vplival tudi na po-tek sedimentacije, razvoj organizmov in na nastanek ro-ženca. V primerjavi z opisanima horizontoma so sedimentolo-ške- značilnosti kamenin zgornjega anizičnega horizonta povsem drugačne. Poleg mikritnega apnenca, ki je bil tu in tam med diagenezo- rekristaliziran, je za to serijo- značilen predvsem biomikritni apnenec. V njem je največ tako imenovanih filamento-v. To so tanke, povečini ravne- ali rahlo- upognjene lupinice, dolge komaj 0,2 do 5 mm. Po Fr i s c h u (1968) gre za odluščene plasti cefalopo-dnih lupin, za embrionalne školjčne lupinice ali lupinice rameno-no-žcev, po Kubaneku (1969) pa za zgodnji stadij školjk. Od spikul, ki jih je v določenih plasteh precej, jih ni težko ločiti, ker imajo- drugačno strukturo-. Prevladujejo enoosne (mo-naksone) in čet-veroosne (tetraksone) kremenaste spikule, ki so- v posameznih plasteh delno-, včasih pa tudi popo-lno-ma kalcitizirane- (tabla 2, si. 5). Verjetno- so- med njimi tudi primarne kalcitne spikule- kalcispo-ngij iz skupine Sycones. Radiolarij je precej manj, le v posameznih plasteh so- nakopičene v velikih količinah. Vendar SI. 12. Kemična sestava anizičnih plasti v Topli Abb. 12. Chemische Zusammensetzung der Anis-Schichten in Topla SI. 13 - Abb. 13 Rudišče Topla - Die Lagersttitte Topla obzorje 1143 m - Horizont 1143m Legenda - Legende Srednji horizont anizične stopnje Mittlereanisische Gesteinsserie dolomitni razvoj - Dolomitentvvicklung apneni razvoj - Kalkeritwicklung Spodnji horrzont anizične stopnje Untere anisische Gestehsserie apneni razvoj - Kalkentv/icklung dolomitni razvoj - Dolomitentwicklung spodnje triadni (ali paleozojski) skrilavci in peščenjaki Untertriassische (oder palaozoische)Schiefer und Sandsteine paleozojski zeleni skrilavci - paldozoische Grunschiefer mineralizacija Pb - Zn - Pb-Zn Mineralisation (T) odkop št.1 - Abbau No 1 opažamo tudi tu, da so večidel kalcitizirane ali dolomitizirane. Tu in tam vsebuje mikritni apnenec tudi pelete. Nemalokrat najdemo bioturbacijske strukture (gnezda, rovi), ki so zapolnjene z bolj drobnozrnatim mikritnim apnencem. Najpomembnejša značilnost zgornjeanizičnih kamenin je nedvomno* roženec, ki predstavlja mikrokristalne agregate kremena, kalcedona in kalcita. Slednji nastopa delno kot ostanek prvotne mikritne usedline, delno pa kot rekristalizi-rani, oziroma cementacijski sparitni kalcit. Nastanek roženca, oziroma silifika-cija, je tipičen proces diageneze usedline. Mikroskopska opazovanja vodijo* k podobnemu sklepu o nastanku roženčevih pol in gomoljev, do katerega so prišli Newell in sodelavci (1953), ko so raziskovali kamenine bazena Delawara v Teksasu in Novem Meksiku. Tudi tu sestoje kamenine, podobno kot anizični apnenec iz kremenastih in kalcitiziranih spikul. V usedlini so bile prvotno samo iglice silicispongij (si. 11). Usedanje apnenca zahteva višjo pH vrednost, oziroma alkalno okolje. Tudi porna voda je skraja še alkalna, zato prihaja do raztapljanja ali zamenjave kremenastih skeletov s kalcitom, To je verjetno tudi glavni vzrok, da imamo v anizičnem apnencu manj spikul in radiolarij, kot bi jih sicer pričakovali glede na količino Si02 v roženčevih polah in gomoljih. Kubanek (1969) in tudi drugi (M i 11 e r , 1962; S a r n t h e i n , 1965) so namreč menili, da lahko nastanek roženca le delno pripišemo spikulam in radiolarijam, ker jih je po njihovem mnenju premalo. Zaradi raztapljanja SiOs in cirkulacije raztopine nastanejo v usedlini plasti z različnimi vrednostmi pH. SiO> se seveda ponovno izloči v plasteh ah porah in votlinicah, kjer je pH nižji. Tu se dogaja ravno obraten proces, nadomeščanje kalcita s kremenom, oziroma kalcedonom. Ti procesi zavzemajo* po vertikali milimetrske ali centimetrske dimenzije. Miller (1962), Sarnthein (1965), Frisch (1968) in Kubanek (1969) so* nastanek roženca povezali s tufitom. Po M i 11 e r j u (1962, str. 55) je SiOs lahko prišel v usedlino s halmi-rolizo tufskih primesi ali pa z izlivom spilitne magme, bogate s SiO.,. Prva možnost se mu zdi za nastanek roženca v anizičnih kameninah še najbolj verjetna. Kubanek (1969) je opazil v bližini tufitnih plasti večjo silifika-cijo*, vendar samo* nekaj centimetrov ali decimetrov pod njimi. Pojavi se podobno vprašanje kot prej, ko ni bilo dovolj spikul in radiolarij, kako* razlagati nastanek, kadar tufitnih plasti ni. Toda druga razlaga ne izključuje prve, le da imamo namesto* spikul plasti, bogate s kremenom ali z drugimi minerali, ki vsebujejo kremenico*. Sedimentacijsko okolje pa je nazadnje le enako* in lahko* pride do* procesov, povsem podobnih tistim, ko* roženci nastajajo z raztapljanjem kremenastih spikul ali radiolarij. Poudariti je* namreč treba, da je zgornjeanizični tufit siromašen s kremenom, toda bogat z drobnozrnatim karbonatom; tufit se je torej usedal v kolikor toliko* alkalnem okolju. Roženec je nastal v glavnem v zgodnji fazi diageneze kot produkt halmirolize, izvor SiOa pa je lahko* različen. Ker so v Severnih apneniških Alpah in severnih Karavankah doslej našli v anizičnih in spodnj eladinskih kameninah le tufit, ne pa tudi drugih znakov vulkanske dejavnosti, je nastanek roženca verjetno v zvezi z vulkansko* aktivnostjo* v Južnih Alpah. Veliko* vprašanje pa je, ali lahko razvoj in količino spon-gij in radiolarij ter s tem tudi nastanek roženca povežemo s to aktivnostjo*. Ne smemo* namreč prezreti dejstva, da vsebujejo* ladinski apnenci in dolomiti zelo malo SiOa (0,1 do* 0,5 %>), da o rožencih ne govorimo, čeravno je vulkanska aktivnost v ladinu dosegla svoj maksimum. Po* Bercetu (1960) je prišla 21 — Geologija 17 kremenica v anizično morje z intruzijo granita, v to močno dvomim, ker granit ni triadne starosti. Nekako v sredini zgornjega anizičnega horizonta se pojavlja sredi apnenca temno sivi dolosparit, ki je povečini srednjezmat, sicer pa zelo neenakomerno zrnat. Ostanki dolo-mikrita kažejo-, da je bila kamenina med diagenezo znatno rekristalizirana. V poznodiagenetskih dolomitnih žilicah so poleg idiomorfnih in hipidiomorfnih dolomitnih kristalov tudi posamični idiomorfni kremenovi kristalčki. Kremen je kristaliziral zadnji. Pojavlja se tudi v 0,1 mm debelih žilicah. Neposredno pod ladinskim dolomitom vzbuja pozornost laminarni dolomit s kremenom in roženčevimi polarni. Mikroskopske preiskave kažejo, da gre za usedlino, nastalo večidel iz radiolarijskih skeletov. Če ne bi prišlo v zgodnji diagenezi do sprememb v sedimentacijskem bazenu, bi nastajal, podobno kot v nižjih plasteh, mikritni apnenec z roženčevimi gomolji in polarni. Vendar vse kaže, da sta se konec anizične dobe v sedimentacijskem bazenu spremenili globina morja in slanost vode, s tem pa tudi razmerje Mg/Ca. Anizičnim plastem v Topli sledijo namreč več sto metrov debeli skladi ladinskega dolomita. Ker vrhnje plasti anizične stopnje niso bile strjene, jih je dolomitizacija prav tako zajela. Sočasno z dolomitizacija so se raztapljali tudi kremenasti skeleti, zato šole v majhni meri ohranili prvotno strukturo, ker jih je alkalna raztopina, oziroma po-rna voda, raztapljala in nadomeščala z do-lomitom (tabla 2, si. 6). Dolomi-tizaciji je sledila silifikacija in prinesla ravno nasprotne pojave, korozijo ali nadomeščanje dolomitnih kristalov s kremenom. Koncentracije karbonatne substance in kremena se v posameznih plasteh zelo menjajo, celo v milimetrskem območju. To daje kamenini lamelasto strukturo. Nastanek teh plasti lahko razlagamo na podoben način, kakor sem prikazal za rožence, torej s spremembami vrednosti pH in mobilizacijo kremenice v posameznih plasteh. Nekatere plasti kažejo samo posamične do-lomitne kristale, ki zapolnjujejo- skupno s kal-cedono-m votle dele- radiolarijskih skeletov. Dolo-mitni kristal je navadno- v centru okrog njega pa vlaknast kalcedon. V istem plastju najdemo apnenec, kjer so kremenasti skeleti skoraj popolnoma nadomeščeni, oziroma cementirani s spa-ritnim kalcitom. Paleogeografske razmere v anizični dobi V skitski stopnji imamo v spodnjem delu delno kontinentalne, delno trans-gresijske usedline, v zgornjem pa prevladujejo sedimenti zelo- plitvega morja (oo-litni apnenec, dolomit s sadro), nasprotno pa se je spodnjeanizični apnenec sedimentiral v sorazmerno mirnem, nekoliko globljem morju. V takem okolju je nastal predvsem mikritni apnenec ter mikritni apnenec z redkim fosilnim drobirjem in nizkim energijskim indeksom. V kamenini najdemo- tu in tam bio-turbacijske strukture in drobne pelete. Peletni in detritični apnenec s sparit-nim kalcitom pa govori še za znatno nihanje globine sedimentacijskega bazena. Te usedline s sorazmerno visokim indeksom energije so nastale v plitki vodi, kjer so- tokovi in valovi močno- vplivali na sedimentacijo-. Morje je imelo- sorazmerno bogato- favno-, največ krinoddov, foraminifer in školjk, ki so v plitvo-mor-skem apnencu nakopičeni v obliki drobirja, intraklastov in peleto-v. Tudi 10 m debelo plastje s paso-vitim dolomitom je- nastalo v zelo plitki, močno- slani vodi. Recentni primeri kažejo celo, da je nastal takšen dolomit na obali, ki jo je morje zalilo samo ob visoki plimi in močnem vetru. Srednji horizont anizične stopnje v severnoalpskem razvoju je v splošnem bogat z organskim detritusom, s krinoidnim in stromato-litnim apnencem ter z brahiopodi, kar kaže na ugodno življenjsko okolje z dobro prezračeno vodo. Morje je bilo precej plitvo. Usedline so nastale v nadplimskem, plimskem in podplimskem območju. V podplimskem območju so veliko prostranstvo zavzeli predvsem krinoidi, med njimi Encrinus liliformis Schloth (Frisch, 1968), ki prevladujejo v precejšnjem delu srednjega horizonta anizične stopnje. Tudi v Topli jih je mnogo v dolomitu, vendar so tu naplavljeni. V posameznih nivojih so bile dokaj razširjene algine trate z algo Physoporella praealpina Pia (Frisch, 1968), ki jim pripisujejo pomembno vlogo pri nastanku dolomita. Kot sem že omenil, je dolomit nastal v plimskem in nadplimskem pasu. O razširjenosti pravih gre-benskih tvorb so mnenja še deljena. Bauer (1970) sicer omenja z zahodnih obronkov Pece (profil Riepl—Globasnica) masivni apnenec z grebenskimi fosilnimi ostanki (Tubiphytes obscurus), ki pa morda le ne zadoščajo-, da bi lahko govorili o tipičnem grebenskem razvoju. V Severnih apneniških Alpah so-namreč podoben apnenec tudi opisovali kot grebenski, kar pa je pozneje Frisch s sedimentološkimi raziskavami ovrgel. Pokazalo se je, da gre v glavnem za algine trate z Dasycladaceami. Zgo-rnjeanizične kamenine v Topli so praktično brez plitvovodnega fosilnega materiala ali drugega detritusa v smislu Bisell — Chilingarjeve klasifikacije. Bogate so s pelagičnimi fosilnimi ostanki. Biofacialne in litofacialne značilnosti kažejo na mirno, globljemorsko sedimentacijo-. Proti koncu anizične dobe pa so se paleogeografske razmere močno spremenile. Pokazali so se obrisi morskega dna ladinske dobe, v kateri ločimo tri biofacialne in litofacialne razvoje: predgrebenskega, grebenskega in zagrebenskega. Prehod anizičnih kamenin v predgrebenski razvoj ladinske stopnje je postopen. Označuje ga nagel porast glinene komponente, oziroma povečanje števila in debeline laporastih in glinastih plasti med plo-ščastim apnencem, dokler lapor in glina povsem ne prevladata. Meja med ekvivalenti partnaških skladov (ladinska stopnja) in anizičnimi kameninami še ni zanesljivo postavljena. Za sedaj je določena le po litoloških kriterijih. Prehod med anizičnimi kameninami in grebenskim, oziroma predgrebenskim razvojem ladinske stopnje pa je bolj izrazit. Na terenu razliko takoj opazimo, ne samo po litoloških značilnostih, temveč tudi po morfologiji terena. Obstajajo pa še določene nejasnosti glede grebenskega in predgrebenskega razvoja v spodnjem ladinu. Kaže namreč, da se pravi grebenski apnenec s koralami začne šele nad dolomitom spodnjega ladina. Sicer pa opisuje večina raziskovalcev do-lomitni razvoj spodnjega ladina kot grebenski grušč. Po mikroskopskih in kemičnih preiskavah je tudi tu prehod postopen, saj vsebujejo više ležeče kamenine vedno več dolomitne in manj glinene oziroma laporne komponente. Zanesljivo vemo, da je prehod med anizičnimi skladi in ekvivalenti partnaških skladov nastal že med sedimentacijo, za prehod anizičnih skladov v ladinski dolomit pa tega ne moremo trditi, ker so se vrhnje plasti lahko dolomitizirale kasneje, ko so bile anizične usedline že odložene. Iz razlag o razmerah na prehodu med anizično in ladinsko stopnjo sledi, da je morje v severnem delu bazena postalo bolj plitvo, v južnem pa bolj globoko-. PRIMERJAVA RAZVOJA ANIZIČNIH PLASTI V TOPLI IN NA SOSEDNJIH OZEMLJIH SEVERNIH KARAVANK Razen v Topli nastopajo v vzhodnem delu severnih Karavank anizične kamenine samo južno od javorskega preloma, vzdolž katerega je med severnim in južnim krilom prek 1000 m višinske diskordance. Južno od javorskega preloma so razkriti paleozo-jski skrilavci in diabaz, Na njih leže permotriadni klastični sedimenti, sledijo- zgornjeskitske in anizične karbonatne kamenine, ki više preidejo v laporni in glinasti razvoj partnaškega tipa ladinske stopnje. Severno od preloma pa nastopajo- v glavnem ladinske- (grebenske), karnijske in noriške kamenine. V Javorju in Razboru vzhodno- od Tople zavzemajo anizične plasti sorazmerno- veliko površino, vendar nikjer niso- v celoti razkrite. V spodnjem Javorju pri Rezmanu je o-b go-zdni cesti razkrit tankoplasto-viti apnenec spodnjega horizonta, v Zgornjem Javorju in Razboru pa poleg plasti zgornjega horizonta samo del spodnjega horizonta. Anizična stopnja v Spodnjem Javorju pri Rezmanu se začne s tanko-plasto-vitim mikritnim apnencem. Plasti so debele le nekaj centimetrov (tabla 1, si. 1). Bogate so s stilo-litnimi šivi, ob katerih je mikritna osnova tu in tam prekrista-lizirana v mikro-sparit. V spodnjem delu so- fosili žeto redki. V apnencu so tanke pole lapo-rastega ali glinastega apnenca. Spodnji horizont ni v celoti ohranjen, manjka predvsem njegov zgornji del. Precejšnje nejasnosti so tudi glede srednjega horizonta, ki je zastopan v Topli ter med Obirjem in Peco- delno kot apnenec, delno kot dolomit. Bolj jasne so razmere v razvoju zgornjega horizonta, ki je, podobno- kot drugod v Karavankah, karakteriziran s črnim plastovitim apnencem z roženci. Kolikor toliko- popoln profil je razkrit nad Spodnjim in Zgornjim Kotnikom. Roženci se pojavljajo v nekaj centimetrov dolgih in približno- centimeter debelih lečah v plastovitem mikritnem, delno prekristaliziranem apnencu z radio-larijami, ki so večinoma nadomeščene s kalcitom. V nekaterih plasteh so roženci v obliki tankih (nekaj milimetrov do- 5 cm) pol, vzporednih s plasto-vitostjo-. Kot drugod so- o-pazna tudi v tem apnencu razpršena piritna zrna. Više se vedno bolj povečuje odstotek glinaste komponente, dokler povsem ne prevlada, ko preide v partnaški razvo-j ladinske stopnje. Tudi zgornje plasti so- bogate z ra-diolarijami, ki so- popolnoma ali le delno- nadomeščene s kalcitom. Poleg radio-larij so močno zastopane tudi spikule spo-ngij (P 1 a c e r , 1968). Če primerjamo profil nad Spodnjim Kotnikom s profilom v Topli, se nam vsiljuje- vprašanje, ali imamo opravka s celotnim razvojem anizične stopnje, ali samo z njegovim zgornjim delom. V prvem primeru pripada dolomit v talnini opisanih kamenin skitski stopnji, v drugem pa srednjemu horizontu anizične stopnje. Slednje se mi zdi bolj verjetno. Severno od javorske dislokacije so- anizični skladi globoko pod mlajšimi triadnimi kameninami. V Jazbini, pri Ko-rizlu (vrtina 1) so 490 m globoko- pod ladinskim dolomitom. F. Bauer (1970) je podrobno- obdelal območje med Obirjem in Peco-. V anizičnih skladih je razlikoval številne razvo-j e. Zaradi močnih vertikalnih in lateralnih sprememb po njegovem mnenju ne moremo prikazati razvoja anizičnih skladov z enim samim, temveč z vrsto profilov. To je le delno res in velja v glavnem za plitvom-orske srednjeanizične plasti. Precej podrobno opisanih profilo-v iz različnih krajev kaže, da gre večinoma za dokaj okrnjene, ne- popolne profile, kar je lahko posledica tektonskih procesov. V spodnjem horizontu je opisal povsem enake kamenine, kot jih najdemo v profilu Tople in v Spodnjem Javorju. Sam je opozoril na podobnost z razvojem ekvivalentnih kamenin pri Innsbrucku. Kamenine spodnjega horizonta so razkrite na Lužah (Koprivna), zahodno- od Železne Kaple in južno- od Obirja. Sestoje iz tanko-plasto-vitega mikritnega apnenca s svaljki plazečih se bento-nskih živali (0 do 1 cm), iz peletnega, detrič-nega in intraklastične-ga mikritnega apnenca. Apnenec spodnjega horizonta je tudi tu poln stilolitnih šivo-v. V srednjem delu anizičnih plasti se javljajo večje lateralne spremembe, kar je končno razumljivo-, saj imamo- opravka s kameninami lito-ralne oziro-ma plimske in nadplimske cone, kjer je relief morskega dna lahko- dokaj razgiban. Vse kaže, da imamo razen dolomitnega tudi grebenski razvoj masivnega, svetlo-sivega apnenca s koralami, spužvami in grebenskim fosilom Tubiphytes obscu-rus (Bauer, 1970). Do-lomitni razvo-j je opisal F. Bauer z območij Riepl in Brunner. Pri Rieplu meji dolomit neposredno (zanesljivo- tektonsko) na wetter-steinski apnenec, pri Brunnerju pa preide v sklado-viti apnenec; tu je našel odtise rastlin. Grebenski razvoj je uvrstil Bauer v zgornji del anizične- stopnje in videl v tem že določeno- diferenciacijo- sedimentacijskega bazena, ki se je polno uveljavila v ladinski stopnji. Bolj verjetno se mi zdi, da pripadajo opisane kamenine srednjemu horizontu in so ekvivalenti dolo-mitnega razvoja v Topli. Upoštevati moramo-, da sestoji zgornji horizont iz pelagičnih sedimentov z rožencem in tufito-m. Glede na to, da preidejo anizične kamenine sko-ro- povsod v ekvivalente partnaškega razvoja ladinske stopnje, menim, da gre med Obirjem in Lužami (Koprivno) za podoben razvo-j, kakršnega poznamo na območju med Črno in Molakovim vrho-m. GEOKEMICNE ZNAČILNOSTI ANIZIČNIH KAMENIN V TOPLI Razen silicija, ki je bil do-lo-čen po mokrem po-sto-pku, so bile analize narejene z atomsko abso-rbcijo-. Stroncij so do-ločili v Inštitutu »Jožef Štefan« v Ljubljani, druge elemente pa v kemičnem laboratoriju v Žerjavu. Svinec in cink sta bila določena po ditizonovi metodi in z atomsko- abso-rbcijo-. Rezultati vzorčevanja anizičnih plasti so prikazani v obliki diagrama (si. 12). Po kemični sestavi, oziroma po razmerju CaO/MgO ločimo po F r o 1 o v i klasifikaciji (Bissell in C h i 1 i n g a r , 1967), v spodnjem horizontu le dvoje vrst kamenin: do-lomitni apnenec (slightly dolomitic limesto-ne) in nizkokalcitni dolomit (slightly calcitic do-lo-mite). Mikroskopske preiskave kažejo, da je dolomit v dolo-mitnem apnencu nastal v pozni fazi diageneze, delno sočasno- z nastankom stilolitov, delno tudi kasneje. Po- izvoru magnezija za po-zno-diagenetsko dolomitizacijo obstajata dve možnosti: 1. da je bil magnezij prvotno v kristalni mreži kalcita ali aragonita in se je sprostil pri inverziji aragonita v kalcit; 2. da je prihajal v sediment s cirkulacijo- pornih raztopin. V našem primeru je druga možnost najbolj verjetna. Kalcitni dolomit (vzorec 27) sestoji iz 82,16 % dolomita in 16,89 % kalcita. Višek kalcija izvira delno-iz fosilnih (krino-idnih drobcev), delno pa iz presežka kalcija v kristalni mreži dolomita. Kremenica je delno vezana na glinene minerale, delno pa nastopa v obliki detritičnega kremena ali kot kalcedon v radiolari j ah, ki so sicer zelo redke. Glinena substanca nastopa predvsem na ploskvah plastovitosti, medtem ko je kamenina vsebuje sorazmerno malo-. Detritična kremenova zrna so med diagenezo še rasla. Na to sklepamo po- conamo razporejenih zrnih mikritnega kalcita v njih. Stroncij je v karbonatnih kameninah biogenetskega ali fizikalno-kemičnega izvora. V prvem primeru se kopiči v živalskih in rastlinskih skeletih, v drugem pa se izloča skupno s kalcitom in aragonitom ter eventualno z drugimi morskimi solmi (sadro, anhidritom itd.). Preiskave skeletov in neorganskih usedlin so pokazale, da stroncij raje precipitira z aragonitom kakor s kalcitom. K u 1 p in drugi (1952) ter O d u m (1957) so- ugotovili, da je razmerje Sr;/Ca v kalcitnih oziroma aragonitnih skeletih odvisno od razmerja Sr/Ca v vodi, slanosti vode, filogenetskega razvoja, temperature in od zgradbe kristalne mreže ter drugih vplivov. Kulp je poleg tega ugotovil, da vsebujejo skeleti v splošnem dvakrat več stroncija kot osnova, v kateri ležijo. Sorazmerno- visoka razmerja Sr/Ca kažejo predvsem coelenterata, mehkužci, členonožci, mahovnjaki in alge. Ugotovili so tudi določeno odvisnost in konstantnost v posameznih filogenetskih vrstah. V anizičnih kameninah spodnjega horizonta v Topli se menjava vsebnost stroncija med 46 in 2080 ppm, razmerje Sr/Ca X 1000 pa je med 0,20 in 5,62. Najnižjo vrednost ima nizkokalcitni dolomit. Nizke vrednosti beležimo tudi v prekristaliziranem mikritnem apnencu in v peletnem apnencu s sparitnim cementom. V manj prekristaliziranem mikritnem in biomikritnem apnencu (izjema je vzorec 35) variira razmerje Sr/Ca X 1000 od 3,37 do- 5,62. Ker je razen nekaj krinoidnega detritusa in foraminifer sorazmerno malo fosilnih ostankov, skoraj ne moremo- koncentracije stroncija pripisati skeletnemu drobirju. V neorganskih usedlinah stro-ncij bodisi sočasno- precipitira s karbonatnim usedkom, ali pa pozneje med diagenezo. Po O d u m u (1957) je razmerje Sr/Ca v usedlini povečini manjše od razmerja v vodi sedimentacijskega bazena. Vendar je našel tudi primere, da je razmerje Sr/Ca V sedimentu enako razmerju v vodi, tj. 4,20 in 4,23, npr. v Velikem slanem jezeru v Utahu. Medtem ko je to-pljivost stroncija in kalcija v morski vodi praktično- enaka (5 . 10-7), je v destilirani vodi to-pljivost SrC03 0,3 . 10~a, CaCC>3 pa 5 . 10~9. Iz tega sklepamo, da bomo v manj slani vodi našli višja razmerja Sr/Ca. Rezultati kemičnih preiskav anizičnih kamenin kažejo podobno tendenco-. Dolo-miti in plitvo-morski sedimenti, ki so- nastali v bolj slani vodi, imajo sorazmerno malo stroncija, v drugih ga je dosti Več. Pri tem seveda ne smemo- zapostavljati procesov rekristalizacije in dolo-mitizacije, ki tudi do neke mere zmanjšujejo- koncentracijo stroncija. Kamenine spodnjega horizonta vsebujejo poprečno 0,27 °/o železa. Pojavlja se večidel v obliki zelo drobnih piritnih zrn, ki so tu in tam oksidirana. Apnenec spodnjega horizonta vsebuje tudi do-ločeno- količino- organske substance, ki pa ne presega 1 °/o, vendar daje kamenini ob udarcu značilen vonj in temno sivo do črno barvo. Cink je skoraj v vseh plasteh prisoten, svinca pa praktično ni. V odvisnosti od razmerja Ca/Mg razlikujemo- po Fro-lovi klasifikaciji (1959, cit. v Bissell — Chilingar, 1967) naslednje vrste dolomita: Ca/Mg 1,4 magnezijev dolomit (Magnesian dolomite) 1.4—1,5 dolomit (Dolomite) 1.5—2,3 nizkokalcitni dolomit (Slightly calcitic dolomite) 2,3—4,2 kalcitni dolomit (Calcitic dolomite) V srednjem horizontu anizične stopnje v Topli prevladuje nizkokalcitni dolomit. Z barvanjem mikroskopskih zbruskov in acetatnih folij z alizarinom (S) in kalijevim heksacianoferratom III je bilo ugotovljeno, da dolomit redkokdaj Vsebuje kalcit, z izjemo- v krinoidnih ostankih. Iz tega sklepamo, da je višek kalcija vgrajen v kristalno mrežo dolomita. Goldsmith in Graf (1958) pripisujeta presežek kalcija različni slanosti morske vode, kar je Siegel (1961) potrdil tudi z laboratorijskimi poskusi (glej tabelo 1). Tabela 1 Odvisnost sestave dolomita od koncentracije raztopine in temperature nastanka (Siegel, 1961) Koncentracija raztopine pri 100 °C 50 °C 25 "C 1 molarne raztopine Ca50Mg50 dolomit Ca33Mg43 dolomit Cae0Mg40 dolomit 0,5 molarne raztopine Ca56,5Mg43.5 dolomit Ca39Mg41 dolomit Caoi.oMg38,5 dolomit 0,25 molarne raztopine Ca58,5Mg41,5 dolomit Cam.sMggg.g dolomit 0,1 molarne raztopine Ca66,5Mg33,5 dolomit Tudi recentni dolomiti kažejo1, da se s slanostjo vode zmanjšuje pribitek Ca in da je najmanjši v aridnih območjih, kar vidimo iz naslednjih primerov: Florida Ca58_,i7 dolomit (humidna klima) Bonaire Ca54_36 dolomit (zmerno aridna klima) Perzijski zaliv Cas4 dolomit (močno aridna klima) V južnih avstralskih jezerih nastajajo s povečano slanostjo Mg-kalcit, Ca--dolomit, stoehiometrijski dolomit in magnezit. Tudi z naraščajočo- količino- eva-poritov v kamenini se zmanjšuje pribitek Ca v dolomitni mreži (Fiicht-bauer & Goldschmidt, 1965). Medtem ko- je poprečno razmerje Ca/Mg dolomitov srednje serije 2,06 (29 vzorcev), znaša v rudnono-snem dolomitu 1,75 (9 vzorcev). Rentgenske preiskave so pokazale celo primanjkljaj Ca v dolomitu, določenem na podlagi glavnega refleksa (10.4) = (211). Glavne podatke rentgenskih preiskav rudonosnega dolomita, ki sem jih naredil na stolici za uporabn-o geologijo- univerze Freie Uni-versitat v Berlinu, kaže tabela 2. Tabela 2 Rentgenske meritve rudonosnega dolomita iz cinkovo-svinčevega rudišča Topla Označba vzorca % dolomita d-vrednost A (10.4) = (211) 35,3 Cu Ka 37,3 sestava * dolomita Ti 2.8786 0,945 Ca41Mg53 dol. T2 29,05 2.8847 0,945 Ca50Mg50 dol. T3 29,72 2.8841 0,946 Ca40Mg51 dol. T4 28,40 2.8823 0,944 Ca49Mg51 dol. T 7 7,21 2.8828 Ca49Mg51 dol. T8 34,88 2.8892 0,943 Ca51Mg49 dol. (Analitika: Kranz, Alberts-Berlin; rentgen, meritve: Strucl). * Sestava dolomita, določena na podlagi d-vrednosti najmočnejše rentgenske inter-ference (Ftichtbauer & Goldschmidt, 1965). Rentgenske meritve so pokazale tudi sorazmerno visoko stopnjo urejenosti dolomita, ki jo ugotovimo iz razmerja med nadstrukturnim refleksom (0,1 . 5) = = (221) pri 2#~35,3° (CuKa) in refleksom (11.0) = (101) pri 2i?~37,3° (Gold-s m i t h & Graf, 1958 cit. v Ftichtbauer —Muler, 1970). Med kemičnimi analizami in rentgenskimi meritvami obstaja torej v pogledu razmerja Ca/Mg določena neskladnost. Presežek kalcija v kemičnih analizah lahko delno pripišemo kalcitu naplavljenih fosilnih (krinoidnih) ostankov, delno pa sadri. Rentgenske meritve kažejo- v posameznih vzorcih rudonosnega dolomita celo višek magnezija. Določene razlike bi verjetno tudi dobili, če bi rentgensko raziskali še druge dolomite anizične stopnje. Rentgenske preiskave so- pokazale tudi, da je glavna glinasta substanca illit. Upoštevajoč laboratorijske ugotovitve (Siegel, 1961) in sestavo recentnih dolomitov v odvisnosti od klime, sklepamo o anizičnih dolomitih, da so- nastali v zmerni ali močno- aridni klimi, oziroma v zelo slani vodi in pri sorazmerno visoki temperaturi. Ni izključeno, da ne obstaja določena zveza med stopnjo dolomitizacije in aktivnostjo bakterij oziroma mineralizacijo-. Kremenica se giblje v rudonosnem do-lo-mikritu med 1,42 in 2,61 °/o, v ostalem do-lo-mitu srednjega horizonta pa med 0,42 in 1,01 °/o. Kaže se delno- kot detriti-čen kremen, delno pa je vezana na glinaste primesi. Stroncija je v srednjem dolomitnem horizontu sorazmerno malo-, precej manj kot v spodnjem ali zgornjem horizontu apnenca. V rudonosnem dolomitu ga je poprečno- 30 ppm, v ostalem dolomitu pa 63 ppm. Kemična sestava kamenin zgornjega horizonta se precej razlikuje od apnenca v spodnjem horizontu. Največje razlike se- kažejo v količini Si02. So celo tako velike, da nam lahko rabijo- pri kartiranju, kadar se ne moremo odločiti, ali gre za spodnji ali zgornji horizont anizičnega apnenca. Glede na kemično- sestavo-, oziroma na razmerje Ca/Mg, so v zgornjem horizontu štiri vrste karbonatnih kamenin; nizko- dolo-mitni apnenec, dolo-mitni apnenec, kalcitni dolomit in nizkokalcitni dolomit. Med temi plastmi so nekaj milimetrov do nekaj decimetrov debele pole črnega glinastega apnenca, glinastega laporja ali laporja. V zgornjem delu zgornjega horizonta Tople narašča dolo-mitna komponenta, nasprotno- pa vzhodno od Črne naglo> narašča glinena komponenta. V apnencu spodnjega horizonta je poprečno 2,51 °/o SiOa, v apnencu zgornjega horizonta pa kar 15,04 %. V spodnjem horizontu je SiOa vezan na glinasto substanco in detritična kremenova zrna, v zgornjem pa nastopa v obliki roženca (kalcedona in kremena). Večji del roženca je biogenetskega izvora (spikule in radiolarije). Ne izključujem pa možnosti, da je del kremena vulkanskega porekla, vendar za to v Topli ni dokazov niti znakov. Stroncij nastopa v podobnih koncentracijah kot v spodnjem horizontu. Najmanj ga je v nizkokalcitnem in kalcitnem dolomitu (Sr/Ca X 1000 = 0,34 do 1,35) ali v prekristaliziranem apnencu (1,96). Sorazmerno' nizka je količina v lapo-rastih in glinastih vložkih (Sr/Ca X 1000 = 1,45) in v rožencu (Sr/Ca X 1000 = = 1,37). Medtem ko- v spodnjem horizontu ni bilo opaziti odvisnosti med količino stroncija in fosili, je le-ta v zgornjem horizontu očitna, saj je v biomikrit-nern apnencu 1240 do 2040 ppm stroncija (Sr/Ca X 1000 = 3,52 do 5,64). Količina stroncija izvira verjetno od radiolarij s skeletom iz akantina (SrS04). Poprečna vsebina železa (0,44 °/o) je za spoznanje višja kot v apnencu spodnjega horizonta (0,28 %>). Predvsem nastopa v obliki pirita, ki je v mikritni osnovi zelo drobnozrnat, v rožencu pa tu in tam tudi v večjih kristalnih agregatih. Količine svinca so pod mejo občutljivosti metode določevanja, (10 ppm) medtem ko je cinka največ 200 ppm, torej v mejah, ki jih R a n k a m a (1950) in drugi navajajo kot poprečne vsebnosti karbonatnih kamnin. CINKOVO-SVINCENA RUDA V ANIZIČNIH PLASTEH Splošni podatki o rudišču Topla Cinkovo-svinčevo rudišče Topla je raziskano na površini 0,6 kms med nadmorskima višinama 1073 in 1202 m. Največ raziskovalnih del (rovov in vrtin) so doslej naredili na obzorju 1143 m (si. 13), tj. približno na višini starega Terezi-jinega rova (1138 m). Na spodnjih dveh obzorjih (1073 in 1143 m) in v stari jami je znanih 14 pomembnejših svinčevo-cinkovih rudnih teles, ki bodo prej ali slej predmet eksploatacije. Rudna telesa so interstratificiranega tipa, vendar nikjer ne najdemo rudne plasti večje razsežnosti. Večinoma so to- podolgovata, nekaj deset metrov dolga in le nekaj metrov široka zelo nepravilna cevasta rudna telesa različne debeline. Včasih so manj dolga in gnezdasta. Te oblike veljajo predvsem za bogatejše koncentracije svinca in cinka. Siromašne koncentracije obeh kovin (0,5 do 1 °/o) zavzemajo v prvotnih sedimentacijskih nivojih mnogo večje površine. Svinec in cink sta v splošnem zelo razpršena, saj znaša poprečna vsebnost dolomitnega kompleksa na obzorju 1143 m 3570 ppm svinca in 3970 ppm cinka. To je poprečje 277 vzorcev vzetih na vsakih 5 m sledilnega rova. V tem je tudi bistvena razlika napram ladinski rudi, kjer je prikamenina nedaleč od rudnega telesa ponekod popolnoma sterilna. V Topli sta cinkova in svinčeva ruda izrazito diferencirani. Cinkova ruda je večidel v talninskem delu rudnega telesa, svinčeva oziroma svinčevo-cinkcva pa v krovninskem. Talninska cinkova ruda vsebuje izredno malo svinca, večinoma samo sledove. Medtem ko je prikamenina z galenitnimi impregnacijami precej drcbljiva, je sfaleritna ruda zelo žilava in kompaktna, razen v primerih, ko je dolomitu primešan lapor, ki pa vsebuje ponekod dosti cinka (do 25 °/o). Svinčeva ruda pri flotiranju ne povzroča posebnih težav, od jalovine se lahko loči, le malo je oksidirana, s prikamenino pa niti ni preveč Ksenomorfna sfaleritna polja v drobnozrnatem dolomitu 207o Xenomorphe Zinkblende-anreicherungen im fein-kornigen Dolomit Zelo razvejano zrasčenje sfalerita z dolomitom Metasomatsko nadomeščanje dolomitnih zrn po sfaleritu Metasomatische Verdran-gung von Dolomitkorner durch Zinkblende Sehr starke Vervvachsung von Zinkblende und Dolomit Zelo drobne ksenomorf-ne intragranularne zapolnitve sfalerita v dolomitu Sehr feine xenomorphe intergranuldre Zinkblen-deausfullungen im Dolomit sfalerit dolomit Zinkblende Dolomit SI. 14. Oblike sfalerita v rudišču Topla in njegova zraščenost s prikamenino in drugimi sulfidnimi minerali Abb. 14. Zinkblendearten in der Lagerstatte Topla und deren Verwachsungen mit Nebengestein und anderen sulfidischen Mineralien Debelozrnati poznodiage-netski sfalerit v dolo-mitni žilici Grobkornige, spatdiagene-tische Zinkblende in Dolomitader Sfaleritna zrna zrašče-na z galenitom Zinkblendekorner ver-vvachsen und umvvach-sen vom Bleiglanz Zelo drobna sfaleritna zrna v piritu Sehr feine Zinkblendekorner im Pyrit Ksenomorfna sfaleritna zrna v laporastem dolo mitu Xenomorphe Zinkblendekorner im mergeligen Dolomit sfalerit dolomit galenit pirit 'zinkblende 2 Dolomit 3 Bleiglanz 4 Pyrit SI. 15. Oblika sfalerita v rudišču Topla in njegova zraščenost s prikamenino in drugimi sulfidnimi minerali Abb. 15. Zinkblendearten in der Lagerstatte Topla und deren Verwachsungen mit Nebengestein und anderen sulfidischen Mineralien zraščena. Drugače je s cinkovo- rudo, ki je izredno drobnozrnata. Zaradi žila-vosti in trdote zahteva daljše drobljenje, povrh pa je močno- zraščena z dolomitom. Na sliki 14 in 15 so prikazane različne vrste zraščenja rudnih mineralov, bodisi med seboj ali z dolomitom. Tektonika na mineralizacijo- ni vplivala, ker je porudna. Vendar pa je močnoi dislocirala že itak zelo- nepravilna rudna telesa. Da so- stari rudarji pripisali prelomom (predvsem v smeri sever—jug) velik pomen, kažejo- njihova rudarska raziskovalna dela, saj so iskali rudo- vzdolž njih. Mineralna sestava rude Ruda Tople je precej siromašna z mineralnimi vrstami. Doslej so bili določeni naslednji minerali: sfalerit, pirit, markazit, melnikovit, galenit, hidrocinkit, smithso-nit, cerussit, anglezit, limonit oziroma goethit in greenockit. Sfalerit je količinsko in L.'di ekonomsko- najpomembnejši mineral rudišča Topla. Povečini ima obliko zelo drobnih kseno-morfnih in hipidiomo-rfnih zrn mikronskih dimenzij, ki so fino dispergirana v dolomikritni ali do-losparitni osnovi (tabla 4, si. 1 in 2; tabla 7, si. 1). Pogostnost posameznih dimenzij sfale-ritnih zrn vidimo- na tabeli 3 (Grobelšek, 1962, 1969). Tabela 3 Granulometrijska sestava cinkove rude iz Tople Kraj vzorčevanja Granulometrijska sestava sfalerita pod lOa 10—3 ft 30—60^ nad 60^< 1. Obz. 1144 m (Terezi- jin rov pri vhodu 29,2 % 39,00 % 12,75 % 19,05 % 2. Obz. 1144 m (Terezi- jin rov pri vhodu 26,0 % 50,54 % 18,26 % 5,2 % 3. Obz. 1144 m (Terezi- jin rov) pri nadkopu 7,0 % 16,00 % 23,00 % 46,00 % 4. Obz. 1144 m (Terezi- jin rov) pri nadkopu 16,0 % 42,77 °!o 28,94 % 12,29 % 5. Obz. 1144 m (Terezi- jin rov) pri nadkopu 4,32 % 7,23 % 9,68 % 78,77 % 6. Odkop na medobzorju 1158 m 20,0 % 58,83 % 14,74 % 6,43 % Dokaj večja so sfaleritna zrna, ki nastopajo- skupno z galenitom v pozno-diage-netskem dolosparitu ali v poznodiagene-tskih in epigenetskih do-lo-mitnih žilicah (tabla 4, si. 3, 4). Sfalerit zapolnjuje v ; lavnem intergranularne pore dolomita, zato- je njegova oblika večinoma zelo- nepravilna (tabla 4, si. 5, 6). Zrna so- zelo razvejana in močno zraščena z dolomitnimi zrni. Razen sfalerita je v intergranularnih porah tudi precej organske substance, ki je v dokajšnji meri preprečila rast sfaleritnih kristalov. Intergranularne zapolnitve so- nastale v glavnem v zgodnji fazi diageneze, in sicer po- zgc-dnjediagenetski dolo-mitizaciji in nastanku piritnih framboidov. Zelo- pogosto- najdemo namreč dobro ohranjene piritne framboide sredi sfaleritnih zrn (tabla 8, si. 1). Skraja jih je bilo- še mnogo več, vendar so bili prekristalizirani v drobne pentagcndodekaedrske kristalčke. V splošnem sfalerit mnogo manj teži k idiomorfizmu kot galenit, pirit in markazit. Zbirna kristalizacija se kaže pri sfaleritu predvsem v obliki kopičenja zrn v skupke ali polja nepravilnih oblik (tabla 5, si. 1, 2; tabla 14, si. 3). Vse kaže, da je bil najstarejši sfalerit izločen tudi v obliki okroglih zrnc, velikih le nekaj mikronov, ki jih najdemo pogosto še v piritnih in markazitnih kristalih (tabla 5, slike 3 do 6). Podobno kot piritni framboidi prehajajo v pen-tagondodekaedre, prehajajo sfaleritna okrogla zrna v drobne rombododekaedr-ske kristale. Možno je, da so okrogla zrna produkt direktne precipitacije skupno s karbonatno usedlino, vendar je še vprašanje, v kakšni obliki so se izločila; karbonatni, sulfatni ali sulfidni. Glede na plitvomorsko sedimentacijo' izključujem sulfid. Preostajajo nam torej le sulfatna, karbonatna in pri svincu eventualno kloridna oblika. Topnost omenjenih cinkovih spojin kaže tabela 4. Tabela 4 Topnost sulfatov in karbonatov, cinka, svinca in železa v vodi pri 18 °C v g/1 (S m i r n o v , 1954) ZnS04 531,2 Pb S04 0,041 FeS04 157,0 ZnCOs 0,04 PbCOa 0,001 ZnS04 je zelo topen in je poleg tega stabilen, ker ne hidrolizira niti oksidira ali reducira. Neobstojen je edinole v karbonatnem okolju, kjer reagira s karbonati in bikarbonati ter preide v smithsonit z nizko topnostjo in to po naslednji poenostavljeni kemični enačbi: ZnS04 + CaCO., = ZnCOs + CaSO, Z bakterijsko pretvorbo sadre v kalcit se sprosti žveplo za nastanek sulfidov. To pretvorbo prikazujeta Sanders in Friedman (1967, str. 192) z naslednjo poenostavljeno enačbo: 2CaSO, + 2(CH„0) 2CaO + 2S + 2CO, + 2H,0 + O, 2CaO + 2CO, 2CaCOa Nastajajoči H,S tvori s prisotnimi kovinami sulfide. V našem primeru so nastali piritni framboidi in sfalerit. Da lahko z bakterijskim delovanjem iz smithsonita nastane sfalerit, sta dokazala Baas-Becking in Moore (1961) z laboratorijskimi poizkusi. Kolikor so okrogla zrna nastala med sedimentacijo, so prešla v sulfidno obliko v zgodnji fazi diageneze. Za takšno predpostavko govorita dve zelo drobni sfaleritni krogi ci v piritnem framboidu na sliki 16 in na tabli 8, si. 3. Ostala sfaleritna zrna -^o nastala pri nadaljnji zbirni kristalizaciji in metasoma-tozi (tabla 5, si. 1—3) proti koncu zgodnje diageneze in v pozni diagenezi. Nemalokrat zasledimo sfaleritna zrna z dolomitnim jedrom (tabla 6, si. 1). V nekaterih primerih gre za različne stopnje nadomeščanja dolomitnih kristalov, v drugih pa za nastanek idioblastov. Najmlajša generacija sfalerita je vezana na poznodiagenetske ali epigenetske bele dolomitne žilice. Od drugih sfaleritnih zrn se razlikuje po barvi, obliki in sestavi. Ta sfalerit je rumenkasto rjav, medtem ko je ostali siv. Samo pri tem sfaleritu najdemo tudi idiomorfne kristalne oblike. Z mikrosondo je profesor Ottemann iz Heidelberga našel razlike v kemični sestavi med debelozrnatim rumenkasto' rjavim in dro-bno-zrnatim sivim sfaleritom, ki so razvidne iz tabele 5. Tabela 5 Kemična sestava zgodnjediagenetskega (1) in poznodiagenetskega sfalerita (2), določena z mikrosondo (Ottemann, Heidelberg) Drobnozrnati sivi sfalerit (1) Debelozrnati rumenkasto rjavi sfalerit (2) Fe 0,12 % 0,10 % Cu 0,03 % Q,01 % Cd 0,33 % 0,23 % In 0,44 % 0,04 % Vrstni red kristalizacije v dolomitnih žilicah je navadno drobnozmati dolomit, debelozrnati dolomit, sfalerit, galenit in ponovno dolomit. Galenit je v anizičnem dolomitu zelo razpršen. Nikjer ni v takšnih koncentracijah, kakršne srečujemo na primer v wettersteinskem apnencu. Povečini se javlja v obliki 1 do 5 mm velikih kubičnih kristalov-idioblastov (tabla 6, si. 2, 3, 4 in 6). Slednji se kažejo- včasih samo kot kali večjih kristalov, v katere bi se razvili v primeru večje cirkulacije porne raztopine. Galenit je v glavnem produkt poznodiagenetskih metasomatskih procesov v kamenini, ki je bila že kolikor toliko trdna. V dovolj porozni kamenini so se lahko razvili popolni idiomorfni kristali, v manj porozni pa nepopolni meta-kristali. V galenitu najdemo nič koliko- ostankov dolomita, sfalerita in pirita. Ker so bile porne raztopine bo-lj kisle, je razumljivo, da so- bile proti dolomitu bolj agresivne ko-t proti sfaleritu ali piritu, katerih zrna so ostala v mnogih primerih nedotaknjena, oziroma so bila samo obdana z galenito-m (tabla 6, si. 6). Galenitne kristale nemalokrat obdaja tanjši ali debelejši ovoj markazitnih kristalov (tabla 6, si. 3 in 6), kar lahko pripišemo- elektrokemičnim procesom v porni raztopini. Med galenito-m (+ 15 mV) in markazitom (+ 37 m V) obstaja namreč dovolj velika potencialna razlika. Razen v idiomorfnih kristalih se po-javlja galenit tudi v dveh ksenomo-rfnih oblikah: kot metaso-matska nadomeščanja in infiltracije- ter kot zapolnitve vot-linic ali žilic (tabla 6, si. 5). V prvem primeru je bil nadomeščen predvsem dolomit, medtem ko so- se sfaleritna in piritna zrna ohranila kot vključki. V vseh preiskanih vzorcih je galenit vedno mlajši o-d sfalerita. Redno- je vezan na po-znodiagenetski, debelozrnati dolomit. Tudi ko- zapolnjuje vo-tlinice- ali žilice, je paragenetsko zaporedje: dolomit, sfalerit, galenit (tabla 7, si. 2). Pirit spremlja cinko-vo- laminarno- rudo in tudi svinčevo-cinkovo- impregnacijsko- rudo-. Pojavlja se predvsem v obliki frambo-idov ali kristalov pentagon-dodekaedra, kocke- in bo-lj redko- oktaedra. V cinkovi laminarni rudi so- razpršena zelo drobna, 3 do 20 mikronov velika, več ali manj okrogla piritna zrnca. Veliko jih ima zelo- lepo- ohranjeno- frambo-idno (malino-vo) strukturo (tabla 8, si. 1, 2 in 3). Večinoma so- framboidi o-krc-gli, toda nekateri kažejo obrise pentagondodekaedra. Iz tega sklepamo, da so- tudi ostali drobni piritni kristalčki mikronskih dimenzij nastali iz framboidov. Framboidna zrna najdemo največ v intergranularnem prostoru dolomita, vendar niso redki primeri, ko so-sredi sfalerita (tabla 8, si. 1). Med najpomembnejšimi geokemičnimi procesi v gornjih plasteh nekonsolidirane usedline je redukcija sulfatnega iona, ki jo* povzročajo anaerobne bakterije. Pri tem nastali H2S reagira z različnimi železovimi spojinami, predvsem z železovimi hidroksidi, ki so v vrhnji plasti usedline navadno* v koloidalni obliki. V prvi vrsti nastaja pirit. Love (1964) je našel v recentnih sedimentih pirit povečini v obliki drobnih kroglic premera 5 do 6 mikronov, ki imajo framboidno strukturo*. Lep primer recentnega framboidnega pirita nam kaže slika 17 (Gado*w, 1970) iz blata plimskega pasu v zalivu Jade v Severnem morju. Tu so* v usedlini od zgoraj navzdol ugotovili tri cone (van Straaten, 1954), hidrooksidno (= oksidno cono), monosulfidno* in disulfidno (redukcijsko) cono. Debelina oksidne cone je odvisna od granulometrijske sestave usedline; v blatu znaša le nekaj milimetrov, v pesku pa več centimetrov. Monosulfidna cona je debela 20 do 40 cm, ponekod nekaj metrov. Po* Schneiderhohnu (1923) so* pi- Sl. 16. Piritni framboid s sfalerit-nima kroglicama (glej si. 3 na tabli 8) Abb. 16. Pyritframboid mit Zink-blendekiigelchen (siehe Abb. 3 auf Tafel 8) SI. 17. Agregat pirita v recentnem blatu. Ja- debusen — Severno morje (Gadow, 1970) Abb. 17. Pyritaggregat im Wattenschlick von Jadebusen (Gadow, 1970) ritni framboidi organskega porekla. Njihov nastanek je pripisal bakterijam, ki v svojih celicah kopičijo elementarno žveplo v obliki drobnih kapljic. Ko celica odmre, lahko žveplo s prisotnimi kovinami tvori sulfide. Neuhaus (1940) je opisal framboide kot pse-vdo-morfoze po bakterijah. Drobni framboidi naj bi bili nastali iz žveplenih bakterij skupine Thyophysa volutans, večji pa iz skupine Thiophysa macrophysa. Tudi Fabricius (1961), ki je preiskal predvsem framboidni pirit kossen-skih plasti, mu je pripisal organsko poreklo- in ga označil kot facialni indikator. Če je v kamenini poleg framboidov prisotna tudi bentonska favna (foramini-fema ali ostrakodna), se po njegovem mnenju žveplene bakterije razvijajo v zgornjih plasteh usedline, če te favne ni, so- bakterije prisotne že v vodi. Le v drugem primeru, ko je voda v spodnjih plasteh brez kisika, nastaja pravi sapropel. O nastanku framboidov obstajajo tudi povsem drugi pogledi. Po Rus tu (1935) in B a s t i n u (1950) so framboidi nastali iz gelastih kroglic železovega sulfida. Podobnega mnenja je tudi Amstutz (1967), ki pravi, da izvira okrogel obod framboidov iz koloidne kapljice gelastega železovega monosuflida, hidrotroilita. Po Degensu (1968) sta oblika in nastanek piritnih globul odvisna od redoks potenciala (Eh) v usedlini ali vodi in kapacitete sulfatne redukcije prisotne bakterijske populacije. Sulfidne oborine torej po njegovem mnenju niso biološkega porekla, temveč anorganskega, vendar so- nastale v določeni odvisnosti od bakterijske aktivnosti. Na redoks potencial vplivajo predvsem anaerobne bakterije. Desulphovibrio desulfuricans ustvarja redoks potenciale do —500 mV in živi lahko pri pH med 4,2 in 10. V zadnjih letih (B e r n e r , 1969 in F a r r a n d , 1970) so uspeli dobiti tudi sintetične framboide, ne samo železovih, temveč tudi drugih sulfidov; bakrovih, svinčevih, cinkovih, niklovih in arzeno-vih, in sicer z obarjanjem iz dvakrat do desetkrat prenasičenih raztopin žveplovega vodika. Po obarjanju se framboidi obdržijo približno teden dni, dlje pa samo v primeru, če raztopina nima več dostopa do njih. Zato pravi Farrand, da geološka ohranitev framboidov ni nič manj pomembna kot njihov nastanek. Čeprav mu je uspelo dobiti sulfidne framboide tudi v okolju brez bakterij, pripisuje organskim spojinam v usedlini vseeno ključno vlogo pri nastanku in posebno še pri ohranitvi framboidov. V rudnih plasteh Tople najdemo- piritne framboide v glavnem v intergranu-larnih porah zgodnjediagenetskega dolomita. Po tem lahko sklepamo-, da so framboidi produkt zgodnje diageneze, ki je sledila neposredno dolo-mitizaciji. Najdemo jih v glavnem v porah z organsko- substanco, kar se glede njihove ohranitve povsem ujema s Farrandovimi ugotovitvami. Sorazmerno-pogosti so v sfaleritu, iz česar sklepamo-, da je sfalerit precipitiral kmalu po nastanku framboidov, jih izoliral nasproti po-rni raztopini in jih na ta način ohranil. Frambo-idom lahko pripisujemo določeno katalitično- aktivnost. Večji del framboidalnih zrn pa je kristaliziral v drobne pentagondodekaederske kristalčke. Večji piritni kristali so navadno- zraščeni z markazitom. Pirit je- delno- idio-morfen, delno pa tvori nepravilna polja, ki so- močno zraščena z dolomitom, sfaleritom ali markazitom. Nemalokrat so- tudi med seboj zraščena. Sorazmerno pogosto- najdemo okrog piritnega kristala (idio-morfnega ali ksenomorfnega) radialno- nanizane prizmatične markazitne- kristale (tabla 8, si. 4). Posebnost anizične rude pa so- drobna okrogla in rombododekaederska sfaleritna zrna v piritnomarkazitnih poljih ali pa v idiomorfnih kristalih. Med njimi najdemo pogosto tudi kristale (idioblaste) pirita, kakršne vidimo npr. na sliki 5 (tabla 5). Večji piritni kristali in piritno-markazitna po-lja so- mlajši od piritnih framboido-v, drobnih piritnih zrnc in drobno-zrnatega, predvsem in-tragranularnega sfalerita. Vezani so na bo-lj pozno-diagenetsko- metasomatsko fazo ali fazo prekristalizacije dolomita. Markazit je posebno- v plastoviti cinkovi rudi zelo pogost mineral. V posameznih plasteh ga je celo- več kot sfalerita. Na oko ga vidimo- kot drobno kroglico (0 0,5 do- 2 mm), pod mikroskopom pa spoznamo, da gre skoro- vedno-za skupek radialno- žarkastih ali tudi nepravilno razvrščenih prizmatičnih kristalov (tabla 9). V večini primerov so dv-o-jčične lamele tako lepo- vidne kot na sliki 5 (tabla 8). Po-dobno piritnim idio-blasto-m ali galenitnim kristalom leže tudi markazitni v bolj debelo-zrnatem dolomitu. Zrašče-nje s piritom je, kot že omenjeno-, sorazmerno pogosten pojav (tabla 9, si. 2). Sprememb markazita v pirit, za kar so potrebne temperature 520 do- 535 °C, nismo našli. Markazit je kristaliziral iz ionskih raztopin. Medtem ko precipitira pirit lahko v nevtralnem ali slabo kislem okolju, precipitira markazit pri nizki temperaturi iz bolj kislih raztopin. Zato je proti karbonatom tudi bolj agresiven, kar smo- ugotavljali tudi pri-galenitu. Okrog markazita je skoro- vedno- avreola čistega bo-lj debelozrnatega dolomita (tabla 8, si. 6), česar nikoli ne zasledimo pri sfaleritu. Tudi markazit je nedvomno- nastal v kasnejši fazi diageneze, vendar pred nastankom do-lo-mit-nih žilic s po-zno-diagenetskim ali epigenetskim sfaleritom. Žilice so namreč brez pirita in markazita. Sekundarni minerali. Zaradi sorazmerno nizke stopnje oksidacije rudišča je oksidacijskih mineralov malo-. Sicer pa lahko- oksidacijska stopnja v posameznih delih rudišč in celo- znotraj posameznih rudnih teles zelo variira. Iz tabele- 6 vidimo-, da je- pri svincu precej višja kot pri cinku, čeprav je navadno obratno-. Mikroskopske preiskave ne kažejo- tolikšne oksidacije kakor kemične. Tabela 6 Poprečen odstotek Pb in Zn v rudi in stopnja oksidacije pomembnejših rudnih teles v rudišču Topla Rudno telo Obzorje Pbsk Pbox Z«sk Znox Pb ux . 100 Pb Zn„ 0i . 100 Zn 1 1143 m 2,10 1,10 7,94 4,00 52,4 50,4 2 1143 m 2,36 0,90 3,10 1,36 38,1 43,9 3 1143 m 2,00 0,60 9,90 1,40 30,0 14,1 4 1143 m 0,10 0,01 10,73 1,31 10,0 12,2 5 1073 m 3,60 0,90 4,45 0,85 25,0 19,1 (Analitiki: Kaker, Hancman — Mežica) Galenitna in sfaleritna zrna so- povečini zelo- čista, sko-raj brez znakov oksidacije. Rudni telesi 1 in 2 sta izjemno močno- oksidirani, vendar ne povsod 22 — Geologija 11 enako. Večjo stopnjo oksidacije galenita pripisujem večji razdrobljenosti kamenine, ki je omogočila večjo cirkulacijo vadoznih vod. V starih rudarskih delih najdemo precej hidrocinkita, ki tvori skupno s kalcitom in arago-nitom bele skorje in kratke kapnike. Galenit je v starih odkopih prevlečen z drobnimi anglezitovimi kristalčki, podobnimi plesni. Green-ockit najdemo tu in tam kot rumenkasto' zelen oprh na sfaleritu. V tektonsko bolj porušeni ali razpokani kamenini so pogostne tudi večje količine limonita in goethita, tu in tam tudi cerusita in smithsonita, zelo- redek pa je vulfe-nit. Teksturne in strukturne značilnosti rude Malo je cinkovo-svinčevih rudišč, ki hranijo o svojem sedimentnem poreklu toliko zanesljivih dokazov kot Topla. Da je bilo mnogo polemike o nastanku alpskih ladinskih rudišč, se niti ne smemo čuditi, saj kažejo sorazmerno malo primarnih sedimentnih tekstur in struktur, ker so povečini nastale v pozni diagenezi in epigenezi. Sedimentne teksture so- za interpretacijo' geneze rudonosnih kamenin izredno pomembne. Pravilna identifikacija teksture nam omogoča spoznati ne samo pogoje nastanka kamenine, temveč tudi nastanek rudnih mineralov v njej. V Topli ločimo po mineralni sestavi, količinskem razmerju svinca in cinka ter po strukturnih in teksturnih značilnostih v glavnem dvoje vrst rud: plastovito rudo z različnimi dobro ohranjenimi sedimentnimi teksturami in strukturami ter impregnacijsko1 v manjšem obsegu tudi žilno-impregnacijsko rudo v dolo-sparitu. Kot v večini drugih svinčevo-cinkovih rudišč, tudi v Topli rudne plasti nimajo- velike horizontalne razsežnosti, temveč zapolnjujejo podolgovate kotanje ali lijakaste vdolbine v dolomitu. Sestoje iz laminarnega do-lomikrita (0,05 mm), drobnozrnatega dolosparita (0,05 do 0,1 mm), intraklastičnega dolomikrita in intraformacijske breče. Ponekod je tudi precej glinaste ali laporaste substance, ki vsebuje celo do 25 °/o cinka. Rudonosni laminarni do-lomikrit sestoji iz plasti, debelih 0,5 do- 3 mm z različno granulometrijsko sestavo, koncentracijo sulfidnih mineralov ter z različno-količino organske in glinaste substance. Od teh primesi je odvisna tudi barva kamenine oziroma posamezne plasti. Jalovi dolo-mitni vložki oziroma deli plasti in črni odlomki intraformacijske breče so- zaradi organskih primesi in drobno-razpršenega pirita črni, s sfalerito-m bogate plasti pa so sive. Laminarni dolomit kaže znake postopne zrnavosti (si. 18), ki je nastala z usedanjem materiala iz granulometrijsko heterogene suspenzije. V splošnem vsebuje- dro-bnozrnati dolomit le drobna sulfidna zrna, debelo-zrnati dolomit pa drobna in debela sul-fidna zrna. Vse kaže, da je zrnavost dolomita in sulfidnih mineralov odvisna o-d glinastih in organskih primesi, ki so- nedvomno- omejevale cirkulacijo- po-rnih raztopin in s tem tudi zbirno kristalizacijo-, naj si bo dolomita ali sulfidnih mineralov. Na ta način je nastala tudi lažna posto-pna zrnavost sulfidnih mineralov. ki po mojem mnenju ne nastane z mehansko akumulacijo- sulfidnih kristalov, kot to razlaga S c h u 1 z (1965) na primerih rudnih ritmito-v v graben-skem revirju, temveč z rastjo kristalov oziroma sulfidnih agregatov med dia-genezo. Zrnavost sulfidnih zrn je odvisna od: 1. granulometrijske sestave primarne usedline pred dolomitizacijo, delno pa tudi od zrnavosti dolomita, 2. sestave in homogenosti usedline, 3. vrednosti pH in Eh porne raztopine, 4. mobilnosti porne raztopine v usedlini, 5. trajanja diageneze, predvsem pa od tiste faze diageneze, v kateri je sulfid nastal. Navedeni faktorji so več ali manj v medsebojni odvisnosti. Mobilnost raztopine je nedvomno odvisna od granulometrijske in mineralne sestave usedline. Z dolomitizacijo usedline se poroznost še poVeča, pri popolni celo> za 12 do 14 "/o. Mineralna sestava predvsem odloča o trajanju diageneze. Diageneza glinaste usedline hitreje napreduje, kamenina sicer še ni trdna, vendar sorazmerno hitro doseže svoj predmetamorfni stadij. Če pogledamo bolj podrobno rudne ritmite, oziroma rudo z dobro ohranjeno sedimentno strukturo v triadnih karbonatnih kameninah, vidimo: 1. da gre za nehomogen paralelni skupek dolomita, sfalerita in pirita ali dolomita, galenita, sfalerita in pirita ter bituminoznih glinastih vložkov, vzporednih s plastovitostjo, 0,01 - 0.2 0.02 - 0.06 0,01 - 0,2 0,01 - 0,05 0,01 - 0,04 0,02 - 0.08 0,01 - 0,06 0,01 - 0,2 0,01 - 0,04 0,01 - 0,06 0,03 - 0,1 0,04 - 0,2 0,01 - 0,1 0,02 - 0,1 ? dolomitnih zrn H Dolomitkorner (mm) ? sfaleritnih zrn * Zinkblendekdrnerlmni, 0,01 - 0,04 0.01 - 0,1 0.01 - 0,08 0,02 - 0,1 0,04 - 0.2 SI. 18. Laminarni rudonosni dolomit s sfaleritom. Topla, 9 X povečano Abb. 18. Erzrhytmit mit Zinkblende. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 9 X Besedilo k slikam Tafelerklarung' Tabla 1 — Tafel 1 SI. 1. Tankoplastoviti mikritni apnenec spodnjega horizonta anizičnih plasti ob gozdni cesti pod Matvozom, 1,5 km jugovzhodno od Črne na Koroškem Abb. 1. Diinnschichtiger Kalkmikrit der unteren anisischen Gesteinsserie an der Wald-strasse unterhalb von Matvoz, 1,5 km siidostlich von Črna SI. 2. Peletni apnenec s kalcitnim sparitnim cementom. Feleti sestoje iz mikritnega apnenca, deloma pa iz dolosparita. Spodnji anizični horizont, Topla, obzorje 1143 m. 12 X povečano Abb. 2. Pillenkalk mit Kalksparitzement. Die Pillen bestehen aus Kalkmikrit, zum Teil aus Dolosparit. Untere anisische Gesteinsserie, Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 12 X SI. 3. Detritni apnenec s kalcitnim sparitnim cementom. Detritus sestoji iz dobro sor-tiranih in različno zaobljenih zrn mikritnega apnenca in fosilnih drobcev. Spodnji anizični horizont. Topla, obzorje 1143 m, levi presek. 2 X povečano Abb. 3. Detrituskalk mit Kalksparitzement. Das Detritus besteht aus gut sortierten und verschieden abgerundeten Kalkmikritkorner und aus Fossiluberresten. Untere anisische Gesteinsserie. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 2 X SI. 4. Detritni apnenec s kalcitnim sparitnim cementom. Detritus je slabo sortiran, sestoji iz fosilnih drobcev in različno zaobljenih zrn mikritnega apnenca. Spodnji anizični horizont. Topla, obzorje 1143 m, prvi levi prečnik. 10 X povečano Abb. 4. Detrituskalk mit Kalksparitzement. Detritus ist schlecht sortiert, es besteht aus Fossiluberresten und verschieden abgerundeten Kalkmikritkorner. Untere anisische Gesteinsserie. Topla, Lauf 1143 m, erster linker Querschlag. Vergrosserung 10 X SI. 5. Mikritni apnenec s fosilnim drobirjem. Sestoji iz krinoidnih členov in drobcev, školjčnih in drugih lupinic. Topla, obzorje 1143 m, prvi levi prečnik. 10 X povečano Abb. 5. Kalkmikrit mit Fossildetritus von Crinoiden-Segmente, Muschel- und sonstige Schalen. Topla, Lauf 1143 m, erster linker Querschlag. Vergrosserung 10 X SI. 6. Pasoviti dolomit srednjega dolomitnega horizonta anizične stopnje. Plasti sestoje iz sivkastorjavega srednjezrnatega dolosparita, ki se menjava z belim srednje do de- belozrnatim dolosparitom. Topla, obzorje 1073 m, 2. desni prečnik Abb. 6. Gebanderter Dolomit der mittleren Gesteinsserie des anisischen Schicht-packets. Die Schichtfolge besteht aus graubraunen mittelkornigen und weissen mittel-bis grobkornigen Dolospariten. Topla, Lauf 1073 m, 2. rechter Querschlag Tabla 2 — Tafel 2 SI. 1. Conami dolomitni kristal belega debelozrnatega dolosparita. Med navzkrižnimi nikoli zapažamo vzporedno s conarno zgradbo mikritizacijo dolomitnega kristala. V zgornjem delu slike je dolomit milonitiziran. Srednji anizični horizont. Topla, obzorje 1143 m. 8 X povečano Abb. 1. Dolomitkristal mit Zonarbau des weissen grobkornigen Dolosparits. Unter gekreuzten Nicols ist eine Mikritisierung parallel zum Zonarbau des Dolomitkristalls bemerkbar. Im oberen Teil der Abbildung ist der Dolomit milonitisiert. Mittlere ani-sische Gesteinsserie. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 8 X SI. 2. Srednjezrnati dolosparit. Sestoji večidel iz ksenomorfnih dolomitnih zrn. Inter-granularne pore so zapolnjene z organsko substanco. Topla, obzorje 1143 m. 50 X povečano Abb. 2. Mittelkorniger Dolosparit mit vorwiegend xenomorphen Dolomitkorner. Der intergranulare Porenraum ist mit organischer Substanz gefullt. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 50 X SI. 3. Dolomitizacija krinoidnega člena. Srednji dolomitni horizont. Topla, obzorje 1143 m. 42 X povečano Abb. 3. Dolomitisation eines Crinoiden-Segments. Mittlere Gesteinsserie. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 42 X SI. 4. Apnenec z rožencem zgornjega anizičnega horizonta. Topla, severno od kmetije Fajmut Abb. 4. Kieselkalk der oberen anisischen Gesteinsserie. Topla, nordlich vom Bauernhof Fajmut SI. 5. Delno kalcitizirana kremenasta spikula v mikritnem apnencu zgornjega anizičnega horizonta v Topli. 40 X povečano Abb. 5. Zum Teil calcitisierte Kieselschwammnadel im Kalkmikrit der oberen anisischen Gesteinsserie von Topla. Vegrosserung 40 X SI. 6. Idiomorfni dolomitni kristali v rožencu mikritnega apnenca zgornjega anizičnega horizonta v Topli. 4 X povečano Abb. 6. Idiomorphe Dolomitkristalle i m Hornstein des Kalkmikrits der oberen anisischen Gesteinsserie von Topla. Vergrosserung 4 X Tabla 3 — Tafel 3 SI. 1. Rudonosni brečasti in laminarni dolomikrit z obremenitveno teksturo. Črni odlomki so sterilni, vsebujejo pa organske primesi in zelo drobna piritna zrna. Siva osnova laminarnega dolomikrita in breče je bogata s sfaleritom. Topla, obzorje 1143 m. Približna naravna velikost Abb. 1. Breccioser und laminierter Erzdolomikrit mit »Load east«. Die schwarzen Bruchstiicke sind steril, sie enthalten organisehe Substanz und sehr feinkornigen Pyrit. Die graue Matrix des laminierten Dolomikrits und Breccie ist reich an Zink-blende. Topla, Lauf 1143 m. Natiirliche Grosse SI. 2. Rudonosni intraklastični dolomikrit s sfaleritom (črn). Topla, obzorje 1143 m. 5 X povečano Abb. 2. Intraklastdolomikrit mit Zinkblende (schwarz). Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 5 X SI. 3. Sterilni dolomikritni intraklast v laminarnem rudonosnem dolomikritu, bogatem s sfaleritom in piritom (črna zrna). Topla, obzorje 1143 m. 5 X povečano Abb. 3. Steriler Dolomikritintraklast im laminierten Erzdolomikrit mit Zinkblende und Pyrit (schwarze Komer). Topla, Lauf 1143 m. Vergrdsserung 5 X SI. 4. Sterilni dolomikritni intraklast v rudonosnem laminarnem dolomikritu. Topla, obzorje 1143 m. 4 X povečano Abb. 4. Steriler Dolomikritintraklast im laminierten Erzdolomikrit. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 4 X SI. 5. Obremenitvena tekstura v laminarnem rudonosnem dolomikritu. Sfaleritna in piritna zrna (bela) so zelo drobna, markazitna so večja. Organska substanca (črna) je nakopičena vzdolž stilolitnih šivov in na površjih posameznih plasti. Topla, obzorje 1143 m. 9X povečano Abb. 5. »Load-cast« Struktur im laminierten Erzdolomikrit. Zinkblende und Pyrit (weiss) sind feinkornig, Markasit kommt in grosseren Kristallen vor. Entlang Stylo-tithen und Oberflachen der Feinschichtung ist organisehe Substanz angereichert. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 9 X SI. 6. Intraklastični dolomikrit z bogato orudeno dolomikritno osnovo. Topla, obzorje 1143 m. 15 X povečano Abb. 6. Intraklastdolomikrit mit reichvererzter Dolomikritmatrix. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 15 X Tabla 4 — Tafel 4 SI. 1. Impregnacija drobnozrnatega sfalerita v dolomikritu. Topla, obzorje 124 X povečano Abb. 1. Impragnation feinkorniger Zinkblende im Dolomikrit. Topla, Lauf Vergrosserung 124 X SI. 2. Impregnacija drobnozrnatega sfalerita (sivo) v združbi z galenitom, piritom in markazitom v laporastem dolomitu. Topla, obzorje 1073 m. 21 X povečano Abb. 2. Impragnation feinkorniger Zinkblende (grau) in Gesellschaft mit Bleiglanz, Markasit, und Pyrit. Topla, Lauf 1073 m. Vergrosserung 21 X. SI. 3. Debelozrnati sfalerit v poznodiagenetski ali epigenetski dolomitni žilici, vzporedni s plastovitostjo, kar je vidno tudi iz zapolnjene votlinice (vodne tehtnice) v rudonosnem dolomikritu. Topla, obzorje 1143 m. 6 X povečano Abb. 3. Grobkornige Zinkblende und Dolomit als spatdiagenetische oder epigenetische Kluftausfiillung, die parallel mit der Schichtung verlauft (siehe Wasserwaage im Dolomikrit). Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 6 X SI. 4. Sfalerit v poznodiagenetski ali epigenetski dolomitni žili. Topla, obzorje 1143 m. 11 X povečano Abb. 4. Zinkblende in einer spatdiagenetischen oder epigenetischen Dolomitader. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 11 X SI. 5. Zgodnjediagenetska intergranularna zapolnitev dolomita s sfaleritom. Topla, obzorje 1143 m. 380 X povečano Abb. 5. Friihdiagenetische intergranulare Ausftillung von Zinkblende im Dolomikrit. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 380 X SI. 6. Zgodnjediagenetska intergranularna zapolnitev in delno nadomeščanje dolomi-krita s sfaleritom. V intergranularnih porah je tudi organska substanca (črna). Topla, obzorje 1143 m. 380 X povečano Abb. 6. Intergranulare friihdiagenetische Ausfiillung organischer Substanz und Zinkblende im Dolomikrit. Zum Teil sind schon metasomatische Verdrangungen vorhan -den. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 380 X 1143 m. 1143 m. Tabla 5 — Tafel 5 SI. 1. Sfaleritni skupki v dolomikritu. Topla, medobzorje 1158 m. 110 X povečano Abb. 1. Zinkblendeaggregate im Dolomikrit. Topla, Zwischenlauf 1158 m. Vergrosserung 110 X SI. 2. Skupek sfaleritnih zrn ter intergranularno razvrščen sfalerit v dolomikritu. Topla, obzorje 1143 m. 110 X povečano Abb. 2. Dolomikrit mit intergranular verteilter Zinkblende und einer Anhaufung grosserer Anzahl von Zinkblendekorner entstanden entweder durch Sammelkristalli-sation oder Verdrangungsvorgange. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 110 X SI. 3. Metasomatsko sfaleritno polje (sivo) s piritno lečo (belo) v kateri so drobne sfaleritne kroglice in drobni rombododekaederski kristalčki (sivi). Topla, obzorje 1143 m. 200 X povečano Abb. 3. Metasomatische Zinkblendeanreicherung (grau) mit Pyritlinse (weiss) in welcher sich sehr feine Zinkblendekiigelchen und feinkornige Rhombendodekaeder-Kristalle befinden (graue). Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 200 X SI. 4. Pirit (bel) s sfaleritnimi kroglicami (sive), ki so povečini kristalile v rombodode- kaederske kristalčke. Topla, obzorje 1143 m. 200 X povečano Abb. 4. Pyrit (weiss) mit Zinkblendekiigelchen (grau), die vor\viegend in kleine Rhom-bendodekaeder-Kristalle umkristallisiert sind. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 200 X SI. 5. Metakristali pirita s sfaleritnimi kroglicami in drobnimi rombododekaederskimi kristalčki. Topla, obzorje 1143 m. 200 X povečano Abb. 5. Pyritidioblaste mit Zinkblendekiigelchen und kleine Rhombendodekaeder-Kristalle. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 200 X SI. 6. Delno okrogla, delno že izkristalizirana sfaleritna zrna (temno siva) v piritu (svetlo siv). Topla, obzorje 1143 m, 500 X povečano Abb. 6. Zum Teil runde, zum Teil kristalisierte Zinkblendekorner (dunkelgrau) im Pyrit (hellgrau). Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 500 X Tabla 6 — Tafel 6 SI. 1. Mikrokokardni sfalerit z dolomitnim jedrom. Premer zrn je 30 do 60 mikronov. Topla, obzorje 1143 m. 200 X povečano Abb. 1. Mikrokokarde Zinkblende mit Dolomitkern. Der Korndurchmesser betragt 30 bis 60 Mikronen. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 200 X SI. 2. Del piritno-markazitne leče (bela zrna) v sfaleritni impregnacijski rudi (siva zrna). V levem zgornjem kotu je galenitni metakristal. Topla, obzorje 1073 m. 70 X povečano Abb. 2. Teil einer Pyrit-Markasitlinse (weisse Korner) im Zinkblendeimpragnation-serz (graue Korner). In der oberen linken Ecke Befindet sich ein Bleiglanz-Idioblast. Topla, Lauf 1073 m. Vergrosserung 70 X SI. 3. Metakristal galenita z markazitnim ovojem. Velika je razlika nasproti drobno-zrnatemu ksenomorfnemu sfaleritu (siva zrna). Topla, obzorje 1073 m. 14 X povečano Abb. 3. Bleiglanz-Idioblast mit Markasitumrandung. Besonders auffallend ist der Unterschied gegeniiber die feinkornigen und xenomorphen Zinkblendekorner (graue). Topla, Lauf 1073 m. Vergrosserung 14 x SI. 4. Idiomorfni metakristali galenita, razpršeni v srednjezrnatem dolosparitu. Topla, obzorje 1143 m. 60 X povečano Abb. 4. Idiomorphe Bleiglanzidioblaste im mittelkornigen Dolosparit. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 60 X SI. 5. Infiltracija galenita (bel) v sfaleritu (siv). Topla, obzorje 1143 m. 60 X povečano Abb. 5. Bleiglanzinfiltrierung in der Zinkblende. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 60 X SI. 6. Idiomorfni galenitni kristal z markazitnim ovojem. V galenitu so ostanki dolomitnih, piritnih in sfaleritnih zrn. Topla, obzorje 1073 m. 60 X povečano Abb. 6. Idiomorpher Bleiglanzkristall mit Markasitumrandung. Im Bleiglanz sind noch Uberreste von Dolomit-, Pyrit- und Zinkblendekorner vorhanden. Topla, Lauf 1073 m Vergrosserung 60 X Tabla 7 — Tafel 7 SI. 1. Bogata svinčevo-cinkova ruda v laporastem dolomitu. Sfalerit — siv, drobno-zrnat, galenit -— bel; markazit in delno pirit — rumen. Topla, obzorje 1073 m. 5 X povečano Abb. 1. Reiches Blei-Zinkerz im Mergeldolomit. Zinkblende — grau und feinkornig; Bleiglanz — weiss; Markazit und zum Teil auch Pyrit — gelb. Topla, Lauf 1073 m. Vergrosserung 5 X SI. 2. Poznodiagenetska rudna žilica (debela 0,5 mm) z dolomitom, sfaleritom in gale-nitom. Po istem vrstnem redu so omenjeni minerali tudi kristalizirali. Sfalerit (drobna rjava zrna) v dolomitni osnovi je nastal v fazi zgodnje diageneze. Topla, obzorje 1143 m. 57 X povečano Abb. 2. Spatdiagenetischer Erzgang (0,5 mm machtig) mit Dolomit, Zinkblende und Bleiglanz. Nach der selben Reihenfolge verlief auch die Kristallisation. Die feinkor-nige Zinkblende der Dolomitmatrix entstand im friihdiagenetischen Stadium. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 57 X Tabla 8 — Tafel 8 SI. 1. Piritni framboid v ksenomorfnem sfaleritu. Pri framboidu se že kažejo obrisi pentagondodekaederskega kristala, v katerega je večina framboidov kristalilo. Topla, obzorje 1143 m. 500 X povečano Abb. 1. Pyritframboid in xenomorpher Zinkblende. Beim Framboid zeigen sich schon die Konturen des Pentagondodekaeders im welchen die meisten Framboide um-kristallisiert sind. Vergrosserung 500 X SI. 2. Skupina piritnih framboidov v rudonosnem dolomikritu z impregnacijami kse- nomorfnega sfalerita. Topla, obzorje 1143 m. 540 X povečano Abb. 2. Pyritframboide im Dolomikrit mit xenomorphen Zinkblendekorner. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 540 X SI. 3. Piritni framboid s sfaleritnima kroglicama premera 3 mikronov. Ksenomorfna sfaleritna zrna (siva) deloma zapolnjujejo intergranularne pore, deloma pa so zamenjala dolomitna zrna. Topla, obzorje 1143 m. 410 X povečano Abb. 3. Zinkblendekugelchen mit einem Durchmesser von 3 my im Pyritframboid. Die xenomorphe Zinkblendekorner fiillen zum Teil den Porenraum aus, zum Teil haben sie auch den Dolomit verdrangt. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 410 X SI. 4. Ksenomorfni pirit, obraščen z markazitnimi kristali. Vmes so ksenomorfna sfaleritna zrna (siva). Topla, obzorje 1073 m. 50 X povečano Abb. 4. Xenomorpher Pyrit umwachsen mit Markasitkristalle. Topla, Lauf 1073 m. Vergrosserung 50 X SI. 5. Dvojčične lamele v markazitu. Topla, obzorje 1073 m. 125 X povečano Abb. 5. Zwillingslamellen im Markasit. Topla, Lauf 1073 m. Vergrosserung 125 X SI. 6. Markazitni zrni v prozornem (čistem) in debelozrnatem prekristaljenem dolomitu sredi drobnozrnatega dolomikrita z drobnozrnatim sfaleritom. Topla, obzorje 1143 m. 90 X povečano Abb. 6. Markasitkorner umgeben von klaren und grobkornigen Dolomit im feinkor-nigen Dolomikrit vererzt mit feinkorniger Zinkblende. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 90 X Tabla 9 — Tafel 9 SI. 1. Radialno žarkasti markazit, zelo pogosta oblika FeS-2 v laminarnem rudonosnem dolomikritu. Sfaleritna zrna so vedno precej manjša. Topla, obzorje 1143 m. 85 X povečano Abb. 1. Radialstrahlige Markasitbildung, eine sehr haufige Form des FeSa im lami-nierten Erzdolomikrit. Die xenomorphe Zinkblendekorner sind in der Regel viel kleiner. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 85 X SI. 2. Zraščenec pirita (v sredini) in markazita načet z oksidacijo v rudonosnem la- pornatem dolomitu. Topla, obzorje 1073 m. 120 X povečano Abb. 2. Zum Teil schon oxydierte Pyrit-Markasitverwachsung im mergeligen Erz-dolomit. Topla, Lauf 1073 m. Vergrosserung 120 X SI. 3. Kristalni agregat markazita, melnikovita in pirita v dolomitu z drobnozrnatim in razpršenim sfaleritom. Topla, obzorje 1143 m. 70 X povečano Abb. 3. Kristallaggregat von Markasit, Melnikovitpyrit und Pyrit im Dolomit mit feinkorniger und feinverteilter Zinkblende. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 70 X Tabla 10 — Tafel 10 SI. 1. Diagenetska obremenitvena tekstura, ki je nastala kot posledica kopičenja sul-fidnih mineralov (sfalerit — siv, pirit — bel) v še nestrjeni usedlini. Topla, obzorje 1143 m. 6 X povečano Abb. 1. »Load-cast« Struktur die wahrend der Diagenese des Sediments durch die Sammelkristallisation bzw. Anhaufung der Sulfide (Zinkblende — grau, Pyrit — weiss) entstanden ist. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 6 X SI. 2. Detajl slike 1. 18 X povečano Abb. 2. Detail der Abbildung 1. Vergrosserung 18 X SI. 3. Diagenetska deformacija v rudonosnem dolomikritu. Topla, obzorje 1143;m. 2 X povečano Abb. 3. Diagenetische Deformation im Erzdolomikrit. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 2 X SI. 4. Detajl rudonosnega laminarnega dolomikrita. Temno sive in črne plasti in leče so bogate s sfaleritom, ostale so siromašne ali sterilne. Slednje velja predvsem za in-traklaste in za beli poznodiagenetski dolosparit. Topla, obzorje 1143 m. 3,5 X povečano Abb. 4. Detail eines laminierten erzfuhrenden Dolomikrits. Dunkelgraue bis schwarze Feinschichten und Linsen sind reich an Zinkblende, die anderen sind entweder erzarm oder steril. Letzteres gilt besonders fiir die Intraklasten und den weissen spatdiagene-tischen Dolosparit. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 3,5 X Tabla 11 — Tafel 11 SI. 1. Del rahlo nagubanega rudonosnega dolomikrita. Sfaleritna zrna (siva) merijo 10 do 100 mikronov, markazitna v spodnjem levem kotu pa 1 do 2 mm. Topla, obzorje 1143 m. 6 X povečano Abb. 1. Leicht undulierte Feinschichtung des Erzdolomits. Die Korngrosse der Zink-blende (graue Korner) betragt von 10 bis 100 my, die des Markasits um 1 bis 2 mm. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 6 X SI. 2. Submarinska medplastovna deformacija v rudonosnem dolomikritu. Topla, obzorje 1143 m. 12 X povečano Abb. 2. Submarine Schichtdeformation des Erzdolomikrits. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 12 X SI. 3. Submarinska deformacija rudonosnega dolomita. Črni vložki so sterilni, sivi rudonosni. Odtenek sive barve je odvisen od koncentracije in zrnatosti sfalerita. Najsvetlejše plasti vsebujejo največje koncentracije (15 do 25'% Zn) in navadno tudi večja zrna. Topla, obzorje 1143 m Abb. 3. Submarine Deformation des Erzdolomits. Die schwarzen Feinschichten sind steril, die grauen erzfiihrend. Der graue Farbton ist abhangig von der Konzentration und Korngrosse der Zinkblende, je heller die Schichten sind, desto grosser ist die Konzentration und meistens auch die Korngrosse. Topla, Lauf 1143 m Tabla 12 — Tafel 12 Deformacija rudonosnega laminarnega dolomita, ki je nastala zaradi večjega dotoka intraklastov v rudonosni sediment. Na mestu, kjer je padlo največ intraklastov (tj. v sredini na desni strani slike) so prvotne strukture popolnoma zabrisane, najprej zaradi mehanske deformacije nato pa še zaradi intenzivne rekristalizacije. Sterilni dolomikrit je črn, rudonosni pa siv. Odtenek sive barve je odvisen od koncentracije sfalerita, deloma pa tudi od njegove zrnavosti. Topla, obzorje 1143 m Deformation des laminierten Erzdolomits, welche durch das Einfallen von Intrakla-sten in das erzfiihrende Sediment entstanden ist. In der Bildmitte rechts, wo mehrere grossere Bruchstucke in das Sediment eingefallen sind, ist die primare Struktur ganz verwischt, zum Teil durch mechanische Deformation zum Teil durch eine intensive Rekristallisation. Der sterile Dolomikrit ist schwarz, der erzfiihrende grau. Der graue Farbton ist von der Konzentration der Zinkblende, zum Teil auch von deren Korngrosse abhangig. Topla, Lauf 1143 m Tabla 13 — Tafel 13 SI. 1. Bogata cinkova ruda z ritmično sedimentacijo intraklastičnega dolomikrita, dolomikrita in črne breče, katerih odlomki so povzročili premike v spodnjih plasteh. Črni odlomki so sterilni, temno sive plasti siromašne, svetlo sive pa bogate s sfaleritom. Slika je hrbtna stran slike 1 na tabli 3, debelina plošče pa znaša 11 mm. Topla, obzorje 1143 m. 1,4 X povečano Abb. 1. Erzrhytmit, bestehend aus Intraklastdolomikrit, Dolomikrit und schwarzer Breccie, deren Bruchstiicke Venverfungen in den unteren Feinschichten ausgelost haben. Die schwarze Bruchstiicke sind steril, die dunkelgraue Lagen erzarm, die hell-graue dagegen reich an Zinkblende. Das vorliegende Bild ist die Riickseite der Abb. 1 auf Tafel 3, bei einer Dicke von 11 mm des durchgesagten Erzstlickes. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 1,4 X SI. 2. Rudni ritmit z različno bogatimi rudnimi plastmi, ki sestoje iz dolomikrita, drobnozrnatega dolosparita in intraklastičnega dolomikrita. V spodnjem levem delu slike je breča z velikimi intraklasti, ki so prvotno laminarno strukturo povsem uničili. Posebnost vzorca je dajku podobna tvorba v sredini slike, ki je produkt gibanja nekega organizma ali delovanja plinskih mehurčkov. Topla, obzorje 1143 m Abb. 2. Erzrhytmit mit verschieden reichen erzftihrenden Feinschichten die aus Dolomikrit, feinkornigen Dolosparit und Intraklastdolomikrit bestehen. Unten links im Bilde ist ein Teil einer Breccie bestehend aus grosseren Intraklasten, welche die darunter gelegenen Feinschichten zerstort und verworfen haben. Eine Besonderheit ist die »dike« formige Bildung, die entweder durch Wuhltatigkeit der Organismen oder durch Gasblasen entstanden ist. Topla, Lauf 1143 m. SI. 3. Deformacija rudnega ritmita. Povzročili so jo odlomki (v levem delu slike), ki so padli in tonili v še ne povsem konsolidirani rudni sediment. Topla, obzorje 1143 m Abb. 3. Deformation des Erzrhytmits, welche durch das Einfallen von Brtichstiicken in das noch nicht vollig konsolidierte Erzsediment, entstanden ist. Topla, Lauf 1143 m. SI. 4. Križna plastovitost v brečastem rudonosnem dolomitu. Topla, obzorje 1143 m Abb. 4. Schragschichtung im brecciosem Erzdolomit. Topla, Lauf 1143 m Tabla 14 — Tafel 14 Sl.l. Naplavljeni ostanek krinoida v rudonosnem dolomikritu, bogatem s sfaleritom (bel). Ker kalcitni monolitni kristali niso korodirani ali vsaj delno nadomeščeni s sfaleritom, lahko sklepamo, da so sfaleritne koncentracije nastale v alkalnem ali nevtralnem okolju. Topla, obzorje 1143 m. Negativna slika zbruska, 12 X povečano Abb. 1. Angeschwemmtes Crinoidenreststiick im zinkblendereichem (weiss) Erzdolomikrit. Da die Calcit-Kristallmonolite nicht korodiert sind bzw. keine Verdrangung durch Zinkblende aufweisen, wird flir die Entstehung der Zinkblendekonzentration basisches bis neutrales Milieu angenommen. Topla, Lauf 1143 m, Negativbild. Vergrosserung 12 X SI. 2. Pozitivna slika istega ostanka krinoida kot na sliki 1. Sfalerit (črn), 7 X povečano Abb. 2. Positivbild des gleichen Crinoidenreststiickes wie auf Abb. 1. Zinkblende (schwarz), Vergrosserung 7 X SI. 3. Radiolarija s sfaleritnim ovojem v drobnozrnatem dolomitu. Topla, obzorje 1143 m, 124 X povečano Abb. 3. Radiolarie umhiillt mit Zinkblende im feinkornigen Dolomit. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 124 X SI. 4. Foraminifera iz rodu Nodosaria s plaščem iz sfaleritnih zrn, ki so jo zaščitili pred nadaljnjimi diagenetskimi spremembami. Topla, obzorje 1143 m, 87 X povečano Abb. 4. Foraminifera der Gattung Nodosaria umhiillt mit Zinkblendekorner, die sie vor den weiteren diagenetischen Umwandlungen geschiitzt haben. Vergrosserung 87 X SI. 5. Poznodiagenetska dolomitizacija in mineralizacija fosila (verjetno krinoidnega člena) v rudonosnem dolomikritu z zgodnjediagenetskimi sfaleritnimi impregnacijami. Topla, obzorje 1143 m, 124 X povečano Abb. 5. Spatdiagenetische Dolomitisation und Mineralisation eines Fossiliiberrestes (wahrscheinlich Crinoidenglied) im Erzdolomikrit mit friihdiagenetischen Zinkblende-impregnationen. Topla, Lauf 1143 m. Vergrosserung 124 X 2. da nastopajo večja sulfidna zrna samo v plasteh z mak> glinaste substance, in obratno, da nastopajo drobna sulfidna zrna v plasteh, ki vsebujejo mnogo bituminozne glinaste substance, 3. da je velikost sulfidnih zrn v določeni odvisnosti od granulometrijske sestave dolomita, ni pa v utežnem sorazmerju z zrni prikamenine. Postopno zrnavost rudnih ritmitov iz revirja Graben je ovrgel že Duhovnik, (1967), ki je ugotovil, da je premer sulfidnih zrn odvisen od odstotka blatne komponente. V debelozrnatih plasteh, kjer je odstotek blatne komponente nizek, so plasti namreč bogate z galenitom in sfaleritom, nasprotno pa so plasti, ki so bogate s kalcitom, montmorillonitom, illitom in kremenom, siromašne z rudnimi minerali. Nadalje je opazil, da so rudna zrna enako velika ali celo večja kot kalcitna zma, kar je mnogo laže razlagati z nadomeščanjem kalcita z galenitom. Čeprav je Duhovnik ritmite opisal kot produkte dia-geneze, jih je vseeno uporabil kot argument, ki govori proti singenetskemu poreklu. Nastanek rudnih ritmitov najlaže razlagamo z zgodnjo diagenezo zgornje plasti usedline, oziroma na stiku voda/usedlina. V dobro prezračenem vodnem okolju imamo na vrhu oksidno' plast, katere debelina je odvisna predvsem od granulometrijske sestave usedline, poroznosti, hitrosti sedimentacije in klime. V glini ali blatu znaša lahko nekaj milimetrov do nekaj centimetrov, v pesku ali bolj debelozrnati usedlini pa precej več. V vrhnji plasti usedline potekajo vse kemične reakcije v oksidacijskih okoliščinah, razen v primeru, če je na dnu bazena že redukcijsko okolje, kar v našem primeru verjetno ne pride v poštev. Reakcije med mineralno substanco in porno vodo ter razkroj organske substance povzročajo nagle spremembe vrednosti pH in redoks potenciala (Eh) v porni vodi, te pa nove kemične reakcije. Z razvojem anaerobnih bakterij, ki reducirajo sulfate v sulfide, se redoks potencial zelo hitro' spreminja in z njim vred tudi pH. V recentnih usedlinah preide oksidna plast v monosulfidno plast, ta pa postopno V disulfidno plast. Nastajajoči H,S v redukcijski plasti tvori s prisotnimi kovinami sulfide. Za vse rudne ritmite, naj bo to v ladinskih ali anizičnih karbonatnih kameninah, je značilno-, da zapolnjujejo kotanje, kjer so nedvomno obstajali posebni sedimentacijski pa tudi diagenetski pogoji za strjevanje rudonosnih usedlin. Plasti, bogate z glinasto in organsko substanco, so po vsakem ciklusu kolikor toliko nepredušno zaprle spodnjo- plast, pospešile razvoj anaerobnih bakterij in s tem redukcijsko okolje neposredno pod površjem usedline, kot je prikazano na sliki 19. Ker nastaja zgodnjediagenetski dolomit v nadplimski coni, je bilo izhlapevanje zelo intenzivno, vendar v kotanjah verjetno nikoli popolno, ker manjkajo ustrezne strukture, kakor tudi evaporitni minerali. Odsotnost sulfatov (sadre, anhidrita itd.) lahko sicer pripišemo tudi aktivnosti bakterij. Možno je, da so nastale tanke plasti v določeni odvisnosti od letnega vremenskega ciklusa in da je intraformacijska breča produkt občasnih viharjev, ki se v tropskem pasu pojavljajo le vsakih nekaj let. Da so rudni ritmiti sedimentnega porekla in ne produkt selektivne metaso-matoze ali drugih hidrotermalnih procesov, dokazujejo predvsem raznovrstne teksture in strukture. Najbolj značilne in tudi najbolj pogoste so obremenitvene teksture (load čast), ki so pa lahko različnega porekla. Razlikujemo sedimentne in diagenetske obremenitvene teksture. Ze ime pove, da so prve nastale med 1 2 SI. 19. Redoks ± 0 nivo glede na površino sedimentacije pri nastanku laminarnega rudonosnega dolomita. Abb. 19. Redox ± 0 Niveau in Bezug auf die Sedimentationsoberflache bei der Ent- stehung des lamininierten Erzdolomits. 1 morska gladina ob najvišji plimi ali viharju, 2 morska gladina ob normalni plimi, 3 rudni sediment 1 Springflutniveau, 2 mittlerer Hoehwasserniveau, 3 Erzsediment pod-plimska cona subtidal Lagunske usedline - stroma- I toliti,apnenci z Dasyclada- | ce-ami, foraminiferami, j krinoidi itd. , Lagunfnsirdimente -StromatoIjthtKalksteine mit DasycLadaceen,Fora-miniferen,Crinoiden u sw nadplimska cona - supratidal ^iztiri Območje dolomitnega razvoja. V kotanjah ali jarkih so nastali rudonosni intraklasticni in laminarni dolo-mikriti. Bcreich der Dolomitentv/icklung. In Mulden und Kanalen entstanden erztiihrende intraklastische und laminierte Dolomikrite SI. 20. Shema paleoreliefa, na kakršnem je nastalo cinkovo-svinčevo rudišče v Topli Abb. 20. Schema des Palaoreliefs auf welchem die Blei-Zinklagerstiitte von Topla entstanden sein kann 1 morska gladina ob najvišji plimi ali viharju, 2 morska gladina ob normalni plimi, 3 lagunske usedline plimskega in podplimskega pasu (apnenci), 4 usedline nadplim- skega pasu (dolomit), 5 rudni sediment 1 Meeresspiegel bei Springfluten, 2 mittlerer Hochwasserniveau, 3 Tidal- und subtidal Lagunensedimente (Kalkstein), 4 Supratidalsedimente (Dolomit), 5 Erzsediment sedimentacija, druge pa med diagenezo. V rudnih sedimentih Tople tvorijo obremenitvene teksture predvsem črni dolomikritni odlomki oziroma intraklasti (tabla 3, si. 1) in naplavljeni fosilni ostanki, ki so dospeli v rudno usedlino ob večji aktivnosti morskih valov, bodisi ob maksimalni plimi, ali med viharjem, kot je prikazano na sliki 20. Intraklasti povzročajo v usedlini tudi manjše premike in upognitve plasti v spodnjem sedimentu (tabla 11, 12 in 13). V splošnem so plasti z večjimi črnimi odlomki močno deformirane (tabla 13, si. 1, 2 in 4). Odlomki so padali večinoma v mehko usedlino, v katero so se delno- ali tudi popolnoma ugreznili. Plasti pod brečastimi plastmi so včasih nagubane. Križna plasto-vitost na sliki 4 (tabla 13), je tudi posledica povečanega dotoka intraklastičnih odlomkov. Značilen primer diagenetske obremenitvene teksture pa nam kažeta sliki 1 in 2 na tabli 10. Njen nastanek povezujem z zbirno- kristalizacijo v zgodnji fazi diageneze, ko je bila usedlina še do-kaj plastična, vendar že toliko- trdna, da je nastala razpoka, ki se je naknadno- zapolnila s sterilnim dolomitom. S sulfidnimi minerali obogateni aglo-merati niso samo težji, temveč tudi trdnejši od usedline, zato- lahko- pri nadaljnji konsolidaciji povzročajo določene deformacije tudi v plasteh, ki ležijo- nad njimi. Podobne deformacije lahko- seveda nastanejo tudi pri obremenitvenih teksturah, ki jih po-vzročajo presedi-mentirani odlomki. Iz tega razloga je mnogokrat težko ugo-to-viti, ali gre za sedimentno- ali diagenetsko obremenitveno teksturo- oziroma deformacijo. Sorazmerno pogosto najdemo- rahlo- nagubane plasti sedimentne rude, ki so- nastale zaradi manjših premikov ali drsenja v usedlini (tabla 11, si. 2, 3). Med najbolj zanimive in tudi v genetskem po-gledu najbolj pomembne sodijo sedimentne strukture s fosilnimi ostanki, kakršne vidimo- na tabli 14. Nedvomno so to- naplavljeni fosilni ostanki, ker v takšnem okolju, v kakršnem so nastajali dolomiti in rudni sedimenti, organizmi niso mogli živeti. Dobro ohranjeni fosilni ostanki nam ne dokazujejo- samo-, da je ruda sedimentnega porekla, temveč nam tudi kažejo, v kakšnem okolju je sfalerit nastal. Glede na to, da kalcit krinoida ne kaže znakov raztapljanja, oziroma korozije, lahko- sklepamo-, da so sulfidi (sfalerit in pirit) nastali v slabo- alkalnem ali nevtralnem okolju. Ohranili so se pa predvsem zaradi tega, ker jih je ovoj sulfidnih mineralov ščitil, pred nadaljnjimi poznodiagenetskimi spremembami, ki so bile v anizič-nem dolomitu dokaj intenzivne. Geokemične značilnosti anizične rude v Topli Kot v drugih alpskih in izvenalpskih anizičnih cinkovo-svinčevih rudiščih, prevladuje tudi v Topli cink nad svincem. Približno razmerje je 4:1 do- 6:1 v korist cinka. Ker je sfalerit zelo- fino- dispergiran in močno zraščen z dolomitom ali drugimi sulfidi v zrnih, manjših od 200 mikronov, ni mogoče dobiti čistega vzorca za spektralno- ali polarografsko analizo slednih prvin. Vendar nam tudi analize koncentratov lahko- rabijo- za primerjavo z drugimi rudišči. Problematično je pri tem železo-, ki v koncentratu pripada večinoma piritu in markazitu. Z mikrosondo- je bilo- ugotovljeno-, da vsebuje sfalerit zelo- malo, komaj 0,1 do 0,12 °/o železa, kar se sklada z ugo-to-vitvami Schrolla (1954), ki pravi, da so- anizični sfaleriti v splošnem siromašni s prvinami Fe- skupine. Vsebnost Cu je precej konstantna in se giblje med 300 do 400 ppm. Podobne vrednosti je dobil z mikrosondo tudi Ottemann (Heidelberg). Od slednjih prvin je zanimiv edinole Cd, toda posebnega ekonomskega pomena nima, ker je njegova vsebnost pogosto pod mejo-, ki jo še upoštevajo v ceni koncentrata ZnS. Ge in As niso zasledili, čeprav ju ima S c h r o 11 za značilni sledni prvini triadnih rudišč. Tudi galenit je zelo siromašen s slednimi prvinami. Spektralno analizo vzorca s 83,4 %> Pb podaja tabela 7. Tabela 7 Sledne prvine v galenitu anizičnega rudišča Topla Zn Cd Ag Cu Bi Mn Ba Sr TI In As (ppm) 4000 32 3 3 3 3 3 10 32 3 30 (Analitik: B.Podobnik). Količina Zn je večja zato-, ker so* v galenitu pogosto sfaleritna zrna. Ostale sledne prvine so zastopane v izredno majhnih količinah z izjemo TI, ki se ujema z vrednostmi drugih anizičnih rudišč. Zal ni bil določen Sb, vendar kažejo analize koncentratov sorazmerno visoke vrednosti, to je 600 do 800 ppm. Če primerjamo sfalerit iz Tople s sfaleriti drugih alpskih anizičnih rudišč (tabela 8 in si. 21), vidimo sicer določeno skladnost, vendar obstajajo pri posameznih primerih le precejšnje razlike, ki so pa lahko posledica izbire in priprave vzorca ali pa so odvisne od različnih pogojev nastanka. Tabela 8 Sledne prvine v sfaleritu pomembnejših alpskih anizičnih rudišč (v ppm) Severnoalpski razvoj Južnoalpski razvoj Prvina 1 2 3 4 5 6 7 Mn + 300 1000 10 1000 300 420 Fe 1200 3000 1 % 1000 1000 5000 2820 Co _ — — — — 10 Ni _ 30 — — 300 — 41 Ag 3 5 5 30 5 30 + TI 30 30 — 5 3 — Ge 50 50 300 5 50 31 Sn — — — 10 — As — — 100 100 100 — — In _ — — — — 10 Cd 1500 1000 1000 3000 1000 1000 35 Hg — — — — — — Ga — — 50 100 — — — Sb 40 — — 100 — 30 — Znak — pomeni, da je količina prvine pod mejo občutljivosti, prazno polje, da vrednost ni bila merjena, znak + pa pomeni sledove. 1 Topla (kemični laboratorij Žerjav — 1971). 2 Kolm — Dellach, Dravska dolina (S c h r o 11, 1954 — vzorec 167) 3 Scheinitzen — Dellach, Dravska dolina (S c h r o 11, 1954 — vzorec 165). 4 St. Veit — Lechtaler Alpen, Tirolska (S c h r o 11, 1954 — vzorec 131). 5 Argentiera — Auronzo (S c h r o 11, 1954 — vzorec 156). 6 Grigna — Auronzo (S c h r o 11, 1954 — vzorec 159). 7 Salafossa (Lagny — neobjavljen rezultat analize). 24 — Geologija 17 Analize Fe, Mn in Ni kažejo za rudišči Kolm in Scheinitzen, kjer je sfalerit zelo drobnozrnat in v združbi s piritom in markazitcm, očitno previsoke vrednosti, na kar je opozoril že Schr o 11. Sfaleriti so v splošnem siromašni s Cd; v poprečju ga vsebujejo' dva do trikrat manj kot sfaleriti ladinskih rudišč. Hg je popolnoma odsoten, Ag pa je samo V sledovih. V Topli Ge ni ugotovljen, v St. Veitu pa ga je sorazmerno* mnogo. Zanimivo pri tem je, da ima tudi Cd tu višjo vrednost kot drugod. Tabela 9 nam za ista rudišča kaže sledne prvine v galenitu. Tabela 9 Sledne prvine v galenitu pomembnejših alpskih anizičnih rudišč (v ppm) Severnoalpski razvoj Južnoalpski razvoj Prvina 1 2 3 4 5 6 7 Ag 3 1 30 270 100 300 _ As 30 100 1000 500 500 3000 1950 Sb 700 10 10 400 3000 500 900 Bi 3 5 5 5 3 10 TI 32 50 30 — 50 10 63 Sn — 10 — 10 — Znak — pomeni, da je količina pod mejo občutljivosti, prazno polje pa, da prvina ni bila analizirana. 1 Topla (Inštitut Jožef Štefan). 2 Kolm — Dellach, Dravska dolina (S c h r o 11, 1954 — vzorec 145). 3 Scheinitzen — Dellach, Dravska dolina (Schroll, 1954 — vzorec 143). 4 St. Veit — Lechtaler Alpen, Tirolska (Wetzenstein, 1966). 5 Argentiera — Auronzo (Schroll, 1954 — vzorec 138). 6 Grigna — Auronzo (Schroll, 1954 — vzorec 142). 7 Salafossa (L a g n y — neobjavljena analiza). Vrednosti slednih prvin se v sfaleritih navedenih rudišč kolikor toliko* skladajo* v galenitu pa se precej razlikujejo. Schroll pravi, da so galeniti anizičnih kamenin srebronosni. Menim, da tega ne bi smeli posplošiti. Ugotavljamo pa lahko, da so galeniti v anizičnih kameninah južnoalpskega razvoja v splošnem bogatejši s srebrom, arzenom in antimonom z izjemo Salafosse. V rudišču San Marco (Auronzo) je Schroll našel še višje vrednosti (Ag = 500 ppm). Bi in Sn je v vseh rudiščih izredno* malo*. Nekaj več je TI. Posamezne prvine (posebno Ag) kažejo tendenco naraščanja vsebnosti proti zahodu. Da bi ugotovili odvisnost med nastankom singenetskih rudišč in sedimen-tacijskim okoljem, smo kemično analizirali sedimentne rude anizičnih in ladinskih rudišč. Rezultate kaže tabela 10. Kemična sestava rudnih sedimentov ne govori v prid odvisnosti svinčevo-cinkovih rud od tolikokrat poudarjenega specialnega facialnega razvoja kame^ nine, ker je precej raznolika. Ce primerjamo' razmerje Ca Mg, vidimo, da je v anizični rudi med 1,58 in 1,76; v krovnini ladinskega grebenskega razvoja v revirju Graben 2,20 do 3,29; v revirju Navršnik v lagunskem faciesu 60 m pod karditskim skrilavcem pa celo 38,7. Količina SiO, se tudi izredno spreminja. V anizičnih rudnih plasteh se giblje med 1,40 in 4,31; v ladinskih rudnih "^MUNCHEN oelizisch; SAL2BURG 9 Piau da Barco 10 Val Marzon H Argentiera 12 Mt.Rusiana 13 Coll di Villa picc 1A Coll Piombin 15 Val Interno 16 Mt. Rite Topla Kolm Scheinitzen Hohe Warte St.Veit Salafossa Ferrera Grigna INNSBRUCK KLAGENFURT Q( CELOVEC) OBOLZANO (BOZEN) ljubljana SI. 21. Anizična svinčevo-cinkova rudišča na območju Vzhodnih Alp Abb. 21. Anisische Blei-Zinklagerstatten der Ostalpen Tabela 10 Kemična sestava sedimentnih rud Tople in Mežice Anizična ruda Ladinska ruda 1 2 3 4 5 6 7 % % % % % % % Ca 16,46 17,28 11,21 14,29 14,80 12,44 33,30 Mg 10,40 9,82 6,38 8,20 4,49 5,64 0,86 Zn 12,86 10,84 26,70 19,15 7,60 2,02 7,70 Pb 0,04 0,08 0,35 0,10 0,18 34,69 0,20 Fe 0,56 3,10 3,52 3,12 0,22 0,68 0,13 SiOa 1,45 1,58 4,31 1,69 33,30 5,35 0,40 Ostalo netopno 3,45 2,37 3,39 0,71 PPm ppm ppm ppm ppm ppm ppm F 20 + + + 200 900 560 Ba 120 350 470 590 Sr 27 26 18 24 24 9 Mn 299 283 103 219 294 59 Prazna polja pomenijo, da prvina ni bila analizirana, znak -(- pomeni sledove. Analize Sr in Mn so bile narejene v geološkem inštitutu Freie Universitat Berlin, ostale v kemičnem laboratoriju v Žerjavu. 1 — Topla, rudno telo štev. 4, obzorje 1143 m; 2 in 3 — Topla, rudno telo štev. 2, obzorje 1143 m; 4 — Topla, rudno telo štev. 1, obzorje 1143 m; 5 — Graben, 12. obzorje pri vpadniku; 6 — Graben, 11 obzorje pri vpadniku; 7 — Navršnik, odkop št. 6, 12. obzorje. ritmitih pa celo- med 0,4 in 33,3 °/o. Vendar moramo pri tem upoštevati, da je SiO, bolj odvisna od dotoka blatne komponente in detritičnega materiala manj pa od fizikalno-kemičnih pogojev sedimentacije. Fluora je v Topli zelo malo-, nasprotno- pa je v ladinski rudi včasih v precejšnjih koncentracijah. Tudi pri fluoru zapažamo- tendenco naraščanja proti zahodu, najsi bo to v anizičnih, kakor tudi v ladinskih kameninah. V mežiški ladinski sedimentni rudi je fluorit sorazmerno pogost, vendar ga zapažamo le pod mikroskopom, nasprotno' pa je v Bleibergu in v Severnih apneniških Alpah (Lafatsch) viden v obliki fluoritno^karbonatnih ritmitov. O izvoru fluora v srednjetriadnih kameninah je zapisal Schneider (1954), da sorazmerno kratkotrajne in visoke koncentracije fluora v morski vodi, ki se kažejo v ritmičnem dovajanju fluora in sedimentaciji fluorita, lahko razložimo le s spora-dično' vulkansko dejavnostjo-. Biološki procesi bi pri tem ko-maj prišli v poštev. Verjetno pa se mu zdi, da se je zaradi prehodnega zvišanja količine fluora v morskem sedimentacijskem prostoru spodnjetriadne in srednjetriadne geosin-klinale regionalno nakopičil fluor v organizmih. Lokalne koncentracije fluora so po njegovem mnenju zastrupile posamezne dele morja, povzročile množično umiranje organizmov in s tem o-stvarile pogoje za ekstremen razvoj bituminoznega faciesa. Koritnig (1951) je našel največ fluora v glinovcih in glinastih skrilavcih (poprečno 740 ppm), v apnencih in dolomitih pa samo 180 do- 350 ppm. Po njegovem mnenju prihaja precej fluora v morje s kopnega. Njegove ugotovitve se ujemajo tudi z razširjenostjo fluora v triadnih rudonosnih kameninah severnih Karavank. Anizične rudo-no-sne kamenine so z redkimi izjemami siromašne z glinovcem in tudi s fluorom, nasprotno pa vsebujejo ladinski rudni sedimenti, predvsem v Navršniku, Grabnu in Mučevem, ponekod le precejšnje količine glinaste substance, a tudi fluora 500 do 900 ppm. Fluoritni kristali so v ladinski rudi večinoma kristalizirali v cementacijski fazi diageneze (S t r u c 1, 1971). Pomembna se mi zdi ugotovitev Burjanova (1971), ki pravi, da pomeni prisotnost fluo-rita v paragenezi interstratificirane svinčevo-cinko-ve rude združbo mineralov, ki je nastala v zgodnjem stadiju oso-litve sedimentacijskega bazena. Po Nasakovu in Sokol ovu (1950, cit. v Fiichtbauer-Miiller, 1970) je fluorit najmanj topen (4 mg/l) pri 3 do 4-kratnem zvišanju koncentracije morske vode. Topnost pa se zopet zviša, čim precipitira CaS04. Nekateri ruski raziskovalci (Fuchtbauer-Miiller, 1970) menijo-, da precipitira fluorit povečini na območju rečnih izlivov, ker vsebujejo- reke- v splošnem več fluora kot morska voda. Za reševanje problema o izvoru fluora v interstratificirani rudi se mi zdijo- ugotovitve- Koritnika, Nasakova, Sokolova in Burjanova bolj sprejemljive kot domneva o- vlogi vulkanske aktivnosti. Omenil sem že, da je rudišče Topla nastalo- v nadplimskem pasu, kjer je bila voda dokaj slana in je- nastajal tudi CaS04; zato manjka fluorit. Nasprotno pa je ladinska ruda nastala v lagunskem območju alginih trat, kjer je bila voda manj slana kot v primeru anizične rude. Anizična ruda v Topli nastopa izključno v dolomitu, ladinska interstratificirana ruda pa tudi v apnencu, ki ne zahteva posebnih ekstremnih okoliščin nastanka. Čeprav so količine barija v primerjavi z drugimi prvinami (Pb, Zn, Mo, Cd itd.) v triadnih rudiščih sorazmerno- majhne, je tudi njegovo poreklo še vedno precej sporno. Večina avtorjev pripisuje tudi bariju (v obliki barita) submarin-sko hidrotermalno- poreklo-, med njimi tudi Schulz (1966), ki je raziskoval pojave barita v rudišču Bleiberg. Količine barija v rudonosnem dolomitu Tople- so- za spoznanje višje od poprečnih vrednosti v karbonatnih kameninah, ki jih najdemo- v različnih publikacijah. Navajajo poprečja od 120 do- 390 ppm (Wolf in dr. 1967). Zanimivi so poizkusi Zellerja in Wraya (1956), ki kažejo-, da je oblika o-bo-rjenega CaCO.s močno- odvisna od prisotnosti slednih prvin (nečistoč) v kristalu. Po njunem mnenju pospešujejo- precipitacijo arago-nita naslednji faktorji: visok pH, visoka temperatura, visoke koncentracije Sr2+, Ba2+ in Pb2+ ter nizka koncentracija Mn2+. Kalcit pa precipitira ravno-v nasprotnih okoliščinah, pri nizkem pH, nizki temperaturi in nizkih koncentracijah Sr2+, Ba2+ in Pb2+, a pri visoki koncentraciji Mn. Aragonit mno-go-lažje sprejme omenjene prvine v svojo- kristalno mrežo kot kalcit. Če primerjamo njune zaključke z razmerami, v kakršnih so nastali rudni sedimenti v Topli, vidimo, da se dokaj ujemajo-. Kalcijev karbonat z visoko vsebnostjo- Mg (aragonit ali Mg-kalcit), ki je bil izhodni material za zgodnjo- diagenetsko do-lo-mitizacijo-, je sko-raj zanesljivo precipitiral pri visokem pH, visoki temperaturi (30 °C) in pri povišani vsebnosti navedenih prvin močno koncentrirane- morske vode. Grafenauer (1970) je zagovarjal na podlagi slednih prvin neposredno genetsko zvezo- večine slovenskih rudišč s triadnim magmatizmom. Posebno-zanimiv se mu je zdel alkalni kremenov po-rfir v Cerknem, ki je po- njegovem mnenju zelo bogat s svincem. Vsebuje ga zares več kot druge magmatske kamenine, vendar je razlika le premajhna, da bi na podlagi nje mogli sklepati o matični kamenini rudnih nahajališč svinca in cinka v paleozojskih ali triadnih kameninah. Dacitni porfir na severnem robu Karavank vsebuje celo do 2000 ppm svinca. Kljub temu pa moramo biti celo tu zelo previdni. Če so-namreč granati v dacitne-m porfirju nastali na ta način, da je magma pri svojem prodiranju proti površju pretaljevala in asimilirala apnenec (Grafe-nauer, 1968), je lahko- absorbirala iz triadnih karbonatnih kamenin tudi svinec in cink. Če primerjamo kemično- sestavo- drugih magmatskih kamenin (Duhovnik in so-d., 1964) na območju Slovenije (tabela 11), vidimo-, da vsebujejo- praktično enake sledne prvine- k-ot kremenov porfir v Cerknem, le v drugačni količini. Zato nismo upravičeni poudarjati geokemične sorodnosti med rudnimi nahajališči in triadnimi predo-rninami. Najbolj me pri vsem tem moti odsotnost zelo pomembnih halkofilnih elementov, ki karakterizirajo- paleo-zo-jska in triadna nahajališča. To- so- predvsem Ag, As, Bi, Cd, Ge, Sb, TI in Zn. Če primerjamo- kemično- sestavo- magmatskih kamenin s poprečno- sestavo- sle-dnih prvin v karbonatnih kameninah, kakršne omenjajo- Rankama. in Sahama (1960), Krauskopf (1955) in Ostro-m (1957), lahko- resno- podvomimo o vlogi raziskanih magmatskih kamenin pri nastanku rudišč. Tabela 11 Primerjava poprečne sestave slednih prvin v karbonatnih kameninah s sestavo magmatskih kamenin na območju Slovenije (v ppm) Prvine 1 2 3 4 5 6 7 Ag As Bi Cd Cu — — — — 0.2 — _ 100 12 20 20.2 5—20 18 Ga 16 12 15 18 3.7 3.7 3 (?) Pb 38 15 28 55 5—10 5—10 26 Sb TI Zn — — — — 50 4—20 40 Ba 1000 390 603 300 120 20—200 260 Sr 510 248 91 64 425—475 400—800 490 Mn 1000 1000 253 550 385 1400 V 22 70 19 — 10 2—20 (?) 1400 Sn — — 8 — Ni 6 160 5 2 0 3—10 15 Co 2 7 1 — 0 0.2—2 15 Znak — pomeni, da je količina prvine pod mejo občutljivosti, prazno polje pa, da vrednost ni bila merjena. 1 Tonalitni porfirit —- Turiški vrh (J. Duhovnik in sod., 1964, analitik Z. Ma-ksimovič). 2 Tonalit — Bistra (J. Duhovnik in sod., 1964, analitik Z. Miaksimovič). 3 Poprečje vzorcev keratofirja — Besniški gozd (B 9), Kodraški jarek (TV 12), Rovta-rica (R 33) (J. D u h o v n i k in sod., 1964, analitik Z. Maksimovič). 4 Kremenov alkalni porfir — Cerkno (S. Grafenauer, 1969, analitik Z. Maksimovič). 5 Karbonatne kamenine — poprečje (Rankama in Sahama, 1950). 6 Apnenci in dolomiti — poprečje (K. B. Krauskopf 1955). 7 Karbonatne kamenine — poprečje (1957, cit. v W o 1 f in sod. 1967). Omembe Vredne razlike v korist magmatskih kamenin obstajajo- glede svinca, galija in barija, v korist karbonatnih kamenin pa glede cinka in stroncija. Zgornjeanizični tuf v Severnih apneniških Alpah, ki je nastal v istem sedimentacijskem bazenu kot tuf severnih Karavank, je tudi skoraj brez hal-kofilnih elementov (razen Cu in Ga), kar je vidno iz tabele 12. Tabela 12 Spektralne analize anizičnih tufov iz Severnih apneniških Alp (F r i s c h , 1968) (v ppm) Nahajališče Ba Co Cr Cu Ga Ge Mn Ni Sn Sr V Zr Karwendel 460 0 30 15 5 _ 220 500 25 220 80 900 Wetterstein 2100 10 — 38 7 25 70 800 46 1500 — 800 Inntal (r 170) 550 10 100 10 10 — 110 280 50 46 220 900 Znak — pomeni, da je količina prvine pod mejo občutljivosti. Nedoločljivi so bili: Ag, Bi, Cd, Eu, Ho, In, Lu, Mo, Nb, Pb, Sb, TI, Tm, Th, Y, Yb. Meritve izotopne sestave žvepla v rudnih mineralih Tople so pokazale precejšnje podobnosti z drugimi rudišči v karbonatnih kameninah (Mežica, Bleiberg). Rezultate teh meritev nam je posredovala gospa T. N. S a d 1 u n , za kar se ji najlepše zahvaljujem. Podatke o izotopski sestavi žvepla v posameznih mineralih kaže tabela 13. Tabela 13 Izotopna sestava žvepla v rudnih mineralih Tople Labor. oznaka Mineral Opomba (5 S34°/oo 1. S 48 Sfalerit Drobnozrnati sfalerit v pla-stovitem dolomikritu, obzorje 1143 m — 8.07 2. 4/71 Sfalerit Sfaleritna ruda z galenitom, — 4.4 obzorje 1073 m 3. 4—1/758 Sfalerit Drobnozrnata sfaleritna ruda — 22.4 v plastovitem dolomikritu, obzorje 1143 m 4. 7—71/750 Pirit in Impregnacije sfalerita, pirita — 14.9 markazit in markazita v dolomitu, obzorje 1143 m 5. 2b—71/751 Galenit Sfaleritna ruda z večjo koli- — 17.2 čino galenita, obzorje 1073 m 1. Inštitut Jožef Štefan — analitika: H. Leskovšek, J. Pezdič (1970). 2. GEOHI AN SSSR — analitik: N. M. Zairi (1971). 3. IGEM AN SSSR — analitik: L. P. Nosik (1971). Zgornji podatki kažejo-, da je žveplo- sulfidnih mineralov obogateno- z lahkim izotopom. Vredno-st <5S34 se namreč giblje od —4,4 %o do —22,4 °/oo, srednja vrednost pa je —13,39 °/oo. Razmerje S32/S34 (v vzorcu S 48) je 22,401, kar je skoraj enako- poprečju sedimentnih sulfidov, ki znaša po- Aultu( 1959) 22,49. Obogatitev z lahkim izotopom ter sorazmerno široko območje, v katerem se menja vrednost <3S34 nas navajata na sklep, da vsebujejo- sulfidi v rudišču Topla, podobno- kako-r sulfidi Ško-fj a in Mež.ce (D r o v e n i k in sod. 1970), biogenetsko žveplo. O genezi cinkovo-svinčevega rudišča Topla Cinko-vo-svinčevo rudišče- Topla je, podobno kot druga alpska triadna rudišča, sedimentnega nastanka, pri čemer so sulfidni minerali produkt alokemič-nih diagenetskih procesov. Rudonosna usedlina je bila odložena v sorazmerno plitvi zelo slani vodi, pri povišanem razmerju Mg/Ca in višjem energijskem indeksu, na kar kaže breča oziroma intraklastična kamenina, ki je sestavni del rudonosnega dolomikrita. Podobne razmere, morda nekoliko- manj ekstremne, so vladale tudi med nastankom ladinskih interstratificiranih rudišč, o katerih menijo Schneider (1953 in 1965), Schulz (1964, 1965) in drugi, da je del teh rudišč nastal s kemično, del pa celo z mehansko sedimentacijoi. Po Krumbeinu (1952) so za nastanek singenetskih in diagenetskih Fe sulfidov potrebne naslednje okolnosti: 1. redukcijsko okolje, oziroma okolje z negativnim Eh, 2. nevtralno ali alkalno vodno okolje (tj. pH = 7 ali večji), 3. odmrla organska substanca, 4. aktivnost anaerobnih bakterij, ki reducirajo sulfate, 5. relativno mirna in plitva voda, 6. hitra sedimentacija. V našem primeru so- vladale te razmere edinole v vrhnjih plasteh usedline, tu in tam morda na površju oziroma stiku voda—usedlina. Pri podobnih pogojih lahko nastane še sfalerit, medtem ko je za galenit in markazit potrebno kislo okolje. Na podlagi raziskav Suckowa (1963, cit. v Tischendorf-Un-gethiim, 1965), se pH v posameznih medijih (voda — bakterijska plast — blato) niti ne menja mnogo-, medtem ko- so razlike v Eh znatne, od +0,1 v vodi do —0,6 V v usedlini. V coni intenzivne bakterijske aktivnosti pa raste pH do 9 in Eh pade na —0,4 do —0,6 V (Fairbridge, 1967). pH porne vode v usedlini določa navadno- rahlo- kislo do nevtralno okolje (v sebkhi Perzijskega zaliva znaša 6 do 7), v laguni pa alkalno 8 do- 9. Parageneza sulfidov je funkcija vrednosti Eh in pH oziroma povečanja redukcijskega okolja, ki pa je odvisno od aktivnosti bakterij. V recentnih karbonatnih usedlinah so našli koncentracije od 10 do 10 000 biljonov bakterij v gramu usedline, v isti količini vode nad usedlino pa samo 10 do 1000 bakterij. S procesi v zgornjih plasteh usedline- povezujejo nastanek piritnih fram-bo-ido-v, ki jih najdemoi v velikih množinah malo-dane v vseh triadnih kameninah, zlasti pa v rudonosnih dolomitnih ritmitih. Ne glede na to, ali gre- za organske ali anorganske tvorbe, so- zanesljivo nastali v zgodnji diagene-zi. Kot že omenjeno-, jih najdemo- intergranularnoi med dolo-mitnimi zrni, največ sredi organske ali glinaste substance-, vendar sorazmerno pogosto tudi sredi sfalerit-nih zrn. V istem okolju in sočasno so- nastale tudi sfaleritne- kroglice, ki so- se ohranile tako, da so- bile ujete v piritu ali markazitu. Sfaleritni kroglici v pi-ritnem frambo-idu govorita celo- za to-, da so sfaleritne kroglice nastale pred piritnimi framboidi, kar pa za zdaj še ne bi posplošil. Zgodnjoi diagenezo karakterizira predvsem intenzivna zbirna kristalizacija, ki je v veliki meri odvisna od zrnavosti dolomita, zlasti pa od nekarbo-natnih primesi, to je organske in glinaste substance. Menjavanje granulometrijske sestave do-lomita in sulfidov v posameznih plasteh go-vori za časovno- različne, zaporedne procese do-lomitizacije- in nastanka sulfidov. Dokler je bila porna raztopina alkalna ali nevtralna, sta precipitirala le sfalerit in pirit, in sicer samo v intergranularnih porah. Ko' je postala raztopina rahlo kisla, je pričel kristalizirati tudi markazit. Zelo pogosto najdemo namreč zraščence med pi-ritom in markazitom, v njih predstavljajo' piritna zrna vedno središče zraščenca. V tej fazi so se začeli tudi metasomatski procesi med sulfidnimi in karbonatnimi minerali, ki se prav nič ne razlikuj ejoi od hidrotermalno- metasomatskih procesov. Poslednji se je izločil galenit v še bolj kisli porni raztopini. Piritni in markazitni zraščenci, metasomatski sfalerit in galenit so nastali v pozni diagenezi, ko je bila usedlina že kolikor toliko trdna. Raztopine, iz katerih je precipitiral galenit, so bile močno agresivne, kar se kaže predvsem v dissolucijski breči, ki redno spremlja galenitno ali galenitno^sfaleritno rudo. Končna faza mineralizacije se kaže v kristalizaciji belega dolomita, ki zapolnjuje kontrakcijske razpoke in votline, nastale pri prejšnjem procesu raztapljanja. Starejše zapolnitve vsebujejo tu in tam še sulfidne minerale (tabla 7), mlajše pa so v glavnem brez njih. Parageneza rudnih in karbonatnih mineralov v rudišču Topla je shematsko' podana na sliki 22. Glede nastanka anizične in ladinske rude ugotavljamo naslednje razlike: 1. Ladinska ruda je nastala v glavnem v lagunskih usedlinah plimskega pasu, anizična v Topli pa v nadplimskem pasu. 2. Anizična ruda je nastala večidel v zgodnji diagenezi, ladinska pa v pozni diagenezi. Zato prevladujejo v Topli sedimentne teksture, v ladinski rudi pa metasomatske. 3. Ladinske rudonosne usedline so morale biti bolj čiste in bolj porozne, ker so zaradi večje mobilnosti pornih raztopin nastale z zbirno kristalizacijo in metasomatskimi procesi bogatejše koncentracije kakor v anizičnih usedlinah, kjer je ruda razpršena na večji površini. Pomemben, dokaj sporen problem je izvor svinca in cinka. Ker izključujem možnost epigenetskega oziroma hidrotermalno-metasomatskega nastanka, obstajata dve možnosti: 1. da so svinec, cink in spremljajoče prvine prispele v morje ali usedlino s hidrotermalnimi raztopinami, 2. da so produkt preperevanja starejših, predvsem magmatskih kamenin, eventualno tudi starejših rudišč. Raziskovalci alpskih rudišč, med njimi predvsem Schneider (1953, 1965 in 1967), Maucher (1967) in Schulz (1965) so dali prednost prvi možnosti. Upoštevali so zlasti triadno magmatsko' aktivnost, ki jo v Južnih Alpah in Dinaridih predstavljajo porfiriti in keratofirji ter njihovi tuf, v Severnih Alpah pa samo tufi. Vendar hipogenetsko-hidrotermalnemu izvoru naspn>-tujejo naslednje ugotovitve: 1. svinec je starejši od prikamnine, 2. rudonosni horizonti se časovno ne skladajo z vulkansko aktivnostjo-, 3. svinčevo-cinkovta rudišča so v določeni odvisnosti od litofacialnih in paleogeografskih razmer, 4. geokemična sestava slednih prvin v triadnih rudiščih in magmatskih kameninah ne kaže na medsebojno sorodnost. 1. Izotopne analize galenitov iz svinčevo-cinkovih rudišč v triadnih karbonatnih kameninah (Bleiberg, Mežica, Rabelj in dr.) so pokazale abnormalno pozitivno modelno starost svinca. To pomeni, da je precej starejši od prika- sedimentacija diageneza ani nono-rn cpiyeri RTZU zgodnja pozna 1 Karbonatna usedlina 2 Nekarbonatne primesi 3 Favna in fbra , Dolomitizacija-transformacija aragonit-«-kalcit —dolomit kalcit ali aragon z večjo vsebnost jo Mg kremen (detriti-cen) illit kalcitni skeleti orgcnska subst razkroj« razvoj bakterijske aktivnosti 5 Piritni framboidi in drobni piritni kristalcki 6 Sfaleritne globule Fe okadi, hidroksid i, karbonati ali sulfati ZnC03 --- Sfalerit- intergranularni ' med dobmitom --- 8 Sfalerit- metasomatski - ---- q Rekristalizacija-dolomikrita v dolosparit 10 Pirit zrasčen z galenitom — - -- 11 Markazit --- 12 Galenit m* mm^m m 13 Markazit zrascen z galenitom --- s K Žilni dolomit (beli) -- — 15 Sfalerit v dolomitnih žilicah 16 Galenit v dolomitnih žilicah 17 Sterilen žilni dolomit --- SI. 22. Parageneza anizičnih orudenenj v Topli D i agenes • Sedimentation Epigenes« Fruh - Spat- Karbonatsediment Nichtkarb.Substanz Mg-reicher Calcit oder Aragonit detrQuarz Ulit Fauna und Flora Dobmitisation-Transformation Aragonit —- Calcit Dotomit Calcit-und Aragonit-Schalen, org.Substanz Zersetzung. Bakt. Entwick-lung Pyritframboiden und Feinpyrit- Fe-O/den, Karbonaten oder Sulfaten kristallen Zin kblendekugetchen ZnCOj ---- Intergranulare Zinkblende --- Metasomatische Zinkblende - ---- Rekristallisation von Dolomikrit in Dolosparit Pyrit-Verwachsungen mit Bleiglanz -- -- Markasit --- Bleig lanz --- Markasit-Vervvachsungen mit Bleiglanz --- Gangdolomit (weifi ) -- -- Zinkblende im Gangdolomit -- Bleiglanz im Gangdolomit Steriler Gangdolomit Abb. 22. Paragenese der anisischen Vererzungen in Topla menine. Model bleiberškega svinca (B) leži med 310 in 420 Ma (Ma — milijoni let), kar ustreza razdobju od sredine silurja do spodnjega karbona. Poprečje vseh meritev je 350 Ma (Schroll, 1965). Starost svinca se torej nekako ujema z variscičnoi orogenezo. Variscično gorovje karakterizirajo predvsem močno metamorfozirani gnajsi in kisle globočnine. Z njihovo erozijo se je morje nedvomno obogatilo z vrsto prvin, ki so lahko bile v omenjenih kameninah razpršene ali celo koncentrirane. Če vzamemo samo poprečne vsebnosti Pb in Zn kislih globočnin, ki znašajo po Ran kam i (1950) za Pb 20 ppm, za Zn pa 30 do 130 ppm, je v 1 km3 kamenine 52 000 ton Pb in 78 000 do 390 000 ton Zn. Podobno izotopno sestavo kot galeniti Bleiberga, Rablja in Mežice kažejo tudi galeniti šlezijskih rudišč (Bytom, Olkusz, Boleslaw, Tarnovica) in rudišče Wiesloch (tabela 14), kjer daleč naokrog ni znakov triadnega vulkanizma. Tabela 14 Izotopna sestava galenita pomembnejših svinčevo-cinkovih rudišč v karbonatnih kameninah, ki so nastale na območju Tethysa in Germanskega morja Nahajališče 200/ /204 »'/204 208/ /2 04 1. Bleiberg (popr. 8 vzorcev) t22 18.46 15.82 38.82 2. Mežica (popr. 10 vzorcev) T2s 18.48 15.89 39.14 3. Topla T*1 18.34 15.81 38.90 4. Rabelj t22 18.50 15.81 39.07 5. Slezija (popr. 4 vzorcev) t2 18.47 15.81 38.86 6. Wiesloch Ta 18.58 15.55 38.62 Viri: 1,4,6— Schroll (1965); 2, 3 — M a r s e 1 - K r a m e r (1962) in Patter-son (1970); 5 — Galkiewicz (1961) in Schroll (1965). 2. V Vzhodnih Alpah se triadni vulkanizem niti časovno ne sklada z nastankom svinčevo-cinkovih rudišč. Skoraj vsa anizična rudišča nastopajo v srednjem horizontu. Tufe, ki so na območju severnega alpskega razvoja edini znak Vulkanske dejavnosti, pa vsebuje zgornji del zgornjega horizonta anizičnih plasti. Nič drugače ni v ladinski stopnji. Tu so tufi v spodnjem delu, svinčevo-cinkova rudišča pa leže več sto metrov nad njimi. Poleg tega nikjer ni opaziti dovodnih poti ali hidrotermalne spremembe v nižje ležečih kameninah, ki bi jih pri tako obsežni mreži raziskovalnih rovov v Mežici in Bleibergu morali najti. 3. Sedimentološke in paleogeografske študije (Frisch, 1968; Ger-mann, 1966 in drugi) anizičnih in ladinskih plasti v Severnih apneniških Alpah kažejo, da so rudonosne kamenine nastale v zelo- plitvem sedimentacijskem bazenu, enako tudi rudonosne kamenine v Ziljskih Alpah in severnih Karavankah. Podobne pogoje nastanka kažejo- tudi rudonosne kamenine v Južnih Alpah. Skoraj vedno ugotavljamo- določeno zvezo rudišč z lagunskim in grebenskim faciesom ali z usedlinami (dolomiti) nadplimskega pasu. Rudonosna kamenina interstratificirane rude je največkrat dolomit, le tu in tam apnenec. V izvenalpskih metalogenetskih provincah (Maroko-, Alžir, Francija, Šlezija, Ka-zahstan itd.), kjer so paleogeografske razmere manj komplicirane, so ugotovili, da so rudne koncentracije v karbonatnih kameninah supergenetskega porekla; izvirajo iz granitov in drugih kislih magmatskih kamenin. V Maroku (Touissit-Bou-Beker, Mibladen) in Franciji (Largentiere, Maline in dr.) so rudišča nastala v obalnem pasu granitnih masivov (Bernard in Samama, 1968; S a- mama, 1973). Podobnega mnenja so tudi Gruszczyk (1962, 1971) glede šlezijskih rudišč ter Kudenko- (1954), Ostrovskaja (1960) in Popov (1964) glede rudišč centralnega Kazahstana in Tjan Šana. Slika 23 nam kaže, da so- tudi alpska rudišča skupno s šlezijskimi in drugimi nahajališči (Drienok na Slovaškem, Wiesloch v Nemčiji itd.) nanizana okrog nekdanjega vindelicijskega praga, ki tudi sestoji večidel iz kislih magmatskih in metamorfnih kamenin. Medtem ko- so- rudišča, ki so nastala v Germanskem morju, več ali manj na primarnem kraju, tega za alpska rudišča ne moremo- reči. Vse kaže namreč, da so kamenine Ziljskih Alp in severnih Karavank nastale v istem sedimentacijskem bazenu kot kamenine Severnih apne-niških Alp. Med alpidsko1 orogenezo' so> bile ločene, z njimi vred pa seveda tudi triadna rudišča. Zaradi izredno komplicirane tektonske zgradbe Vzhodnih Alp za zdaj še nimamo zanesljivih paleogeografskih študij, ki bi nam pomagale rešiti marsikateri problem v zvezi z nastankom ne samo svinčevo-cinkovih, temveč tudi uranovih, bakrovih in drugih rudišč. SI. 23. Anizična svinčevo-cinkova rudišča na paleogeografski skici srednje triade Abb. 23. Anisiche Blei-Zinklagerstatten und die palaogeographische Lage im Mitteltrias 1 Wiesloch, 2 šlezijska rudišča — schlesische Lagerstatten, 3 Drienok, 4 St. Veit, 5 Kolm, Scheinitzen, 6 Topla, 7 Auronzo (Salafossa, Argentiera, Grigna etc.) SKLEP Anizična cinkovo-svinčeva ruda je vezana na določen stratigrafski oziroma litofacialni horizont. Na območjih severnoalpskega razvoja triadnih kamenin (St. Veit, Scheinitzen, Kolm in Topla) nastopa v srednjem delu anizične skladovnice, kjer prevladujejo plitvomorske karbonatne kamenine. Z redkimi izjemami se nahaja interstratificirana svinčevo-cinkova ruda vedno v dolomitu, ki vsebuje večje ali manjše primesi organske substance. Svinčevo-cinkova ruda v Topli je nastala sočasno z dolomitom. Ker v plitvi vodi skoraj gotovo ni bilo pogojev za redukcijsko okolje sedimentacije, tudi sulfidni minerali niso mogli nastati z direktno precipitacijo iz morske vode, temveč šele med diagenezo z redukcijo karbonatnih, bikarbonatnih, sulfatnih ali drugih oksidnih spojin. V zgodnji fazi diageneze so nastali piritni framboidi in drobni pentagondodekaederski piritni kristali, sfaleritne kroglice in inter-granularne zapolnitve s sfaleritom, v pozni fazi diageneze pa metasomatski sfalerit, piritni zraščenci z markazitom, markazit in galenit. Sedimentne teksture so- se ohranile le v zgodnjediagenetskem dolomikritu in mineralnih paragenezah, v poznodiagenetskem dolosparitu pa so bile povečini uničene zaradi metasomatskih procesov. Problematičen je izvor rudnih koncentracij. Prevladuje sicer mnenje, da so submarinsko-hidrotermalnega izvora, vendar govori precej argumentov proti takšnemu nastanku. Predvsem so to: abnormalna starost svinca triadnih rudišč (350 Ma), paleogeografske in litofacialne značilnosti rudonosnih kamenin, časovno neskladje z magmatsko aktivnostjo, ki je v mnogih primerih sploh ni bilo. Poleg navedenih argumentov je treba še poudariti, da so triadne magmatske kamenine brez naslednjih pomembnih halkofilnih prvin: Ag, As, Bi, Cd, Ge, Sb, TI in Zn, ki jih srečujemo malodane v vseh alpskih rudiščih. Srebra je sicer v Topli zelo malo, precej več pa ga je v južnoalpskih anizičnih rudiščih, kjer zaznamujemo- največjo triadno magmatsko aktivnost. Iz teh razlogov se mi zdi supergenetsko poreklo rudnih koncentracij v triadnih kameninah še najbolj verjetno. Die Entstehungsbedingungen der Karbonatgesteine und Blei-Zinkvererzungen in den Anisschichten von Topla Ivo Strucl Rudniki svinca in topilnica Mežica, Jugoslavija Anhand von sedimentologischen, lithofaziellen, geochemischen und palaeogeographischen Eigenheiten der Anisschichten im Gebiet von Mežica wird die Entstehung der Blei-Zinklagerstatte Topla besprochen. Die Vererzungen sind schichtgebunden, jedoch kommen sie niemals in weit-ausgedehnten Schichten vor, sondern in Form von sehr unregelmafiigen Erzkorpern. Die an fruhdiagenetischen mittelanisischen Dolomit gebun-denen Zinkvererzungen zeigen viele gut erhaltene sedimentare Gefiige-merkmale. Dagegen sind bei den spatdiagenetischen, an ladinischen Dolo-sparit gebundenen Bleivererzungen, solche Merkmale selten erhalten, viel-mehr tiberwiegen in diesen metasomatische Strukturen. The author discusses the sedimentological, lithofacial, geochemical and palaeogeographical characteristics of the Anisic beds in the Mežica region, and the origin of the Topla zinc-lead ore deposit. The ore bodies are interbedded in Middle Anisic laminated dolomite. There is no con-tinuous ore-bearing layer, but the ore bodies are of cylindrical shape of different length and thickness. The ore and the dolomite are of synge-netic origin. The sulfide minerals, however, could not precipitate directly from the shallow sea water, but originated during the diagenesis by re-duction of oxyde minerals. Lead and zine are very much dispersed; in this they differ from the ore of Ladinian age, that is more concentrated having sterile wall ročk in its immediate surroundings. Einfiihrung Am Siidhang der Peca (2126 m), des zweithochsten Gipfels der Nordkara-wanken, erstreekt sich in Nordwest-Sudostrichtung das idyllische Tal Topla, mit der gleichnamigen Blei-Zinklagerstatte. Die alteste Urkunde iiber Grubentatig-keiten in dieser Lagerstatte ist aus dem Jahr 1834, als an Simon Komposch eine Konzession verliehen wurde. Wie versehiedene Urkunden bezeugen, war die Grube, wahrscheinlich mit kleineren Unterbrechungen, bis zum Jahre 1889 tatig, als sie die Bleiberger Bergwerks Union ubernahm. Wegen der ungunstigen geographischen Lage, besonders aber wegen neuer Aufschliisse von reichen Blei-Zinkerzen in der zentrallagerstatte Mežica, wurden die Arbeiten in Topla aufgegeben. Zur Zeit wird die Lagerstatte wieder fiir den Abbau vorbereitet. Nach den bisherigen Untersuchungen und Abbauergebnissen wird mit einem durchschnitt-lichen Erzgehalt vo-n 6,5 °/o Zn und 2 '%> Pb gerechnet. Geologische Ubersicht Die weitere Umgebung der Lagerstatte setzt sich aus folgenden Gesteins-serien zusammen (Abb. 1): -—■ palaozoische Grunschieferserie mit Diabas und Diabastuff bzw. Gesteine der Magdalensbergserie, — triassische, vorwiegend Karbonatgesteine (Skyth bis Oberladin), — Granodiorite der Eisenkappler Eruptivzone. Die palaozoische Grunschieferserie besteht aus Griinschiefer, Chloritschie-fer, Chlorit-Sericitschiefer, kalkigen und tonigen Sandsteinen sowie aus Diabas und Diabastuff. Im Kontaktbereich der Granodioritzone ist der Tonschiefer in Hornfels umgewandelt worden. Fiir das Alter dieser Gesteinsserie bestehen noch keine sicheren Anhalts-punkte. Wegen ihrer Ahnlichkeit mit der Magdalensbergserie (K a h 1 e r , 1953) wird das silurische Alter angenommen. Die sonst in den Nordkarawanken verbreiteten Grodnerschichten fehlen in Topla vollig. Sehr begrenzt ist auch das Vorkommen von Werfenerschichten. In weiterer Verbreitung finden wir sie nur in dem Unterfahrungsstollen 1073 m, wo sie auf einer Lange von 340 m aufgeschlossen sind. Sie bestehen vorwiegend aus graugriinen Sandsteinen, Tonschiefern und Dolomiten. Am weitverbreitesten sind die Anis- und Ladinschichten. Letztere bauen die Peca und Mala Peca auf (Abb. 2). Da die Arbeit den Anisschichten und deren Vererzungen gewidmet ist, werden diese getrennt besprochen. Das Ladin lasst sich in den Nordkarawanken durch drei verschiedene Fazies-einheiten charakterisieren. Dabei sind folgende Gesteinsserien zu unterscheiden: 1. erzfuhrender Wettersteinkalk (Lagunenfazies), 2. korallenftihrender Kalk (Riff-Fazies) und 3. Partnachschichten (Beckensedimente). Letztere fehlen in Topla, ostlich von Črna und im Gebiet von Eisenkappel sind sie jedoch weit verbreitet. Die Riffkalke bestehen vorwiegend aus Kalk-mikriten, in denen Korallenstocke und andere riffbildende Organismen haufig erhalten sind. Bisher wurden von Kolosvary folgende Korallen aus dem Peca-gebiet und Jazbinatal bestimmt: Thecosmilia badiotica Volz, Craspedophyllia alpina Loretz, Oppelismilia sp. nov, Conophyllia recondita (Laube) Volz, Conophyllia radiciformis (Klipstein) Volz, Die Oppelismilien legen den SchluB nahe, daB der Korallenkalk bis ins Karn reicht. Wahrend der Siidhang der Peca zahlreiche Korallenstocke aufweist, konnte sie Bauer (1970) in den Nordabhangen nicht feststellen. Die Ladinkalke der Mala Peca, welche vom Hauptkamm der Peca durch eine groBere Storung ge- trennt sind, fiihren keine Korallen, sondern Stromatolithlagen, Oolithkalk und schwarze Breecie, die als typische Gesteine der Bleiberger Lagunenfazies gelten. Die altesten vulkanischen Gesteine finden sich als Diabas und Diahastuff in der palaozoischen Grunschieferserie. Obwohl sie der Lagerstatte Topla am nachsten liegen, besteht zwischen ihnen und den Blei-Zinkvererzungen kein genetischer Zusammenhang. Kaum 800 m von der Lagestatte entfernt verlauft die Nordgrenze der Eisen-kappler Eruptivzone mit einem nordlichen Granodiorit- und siidlichen Tonalit-zug. Zwischen beiden erstreckt sich eine Zone, die aus metamorphen Gesteinen besteht. Das Alter dieser Eruptivgesteine ist noch sehr umstritten. Indem Zore (1955) und Š t r u c 1 (1970) fiir den Granodiorit ein palaozoisches (variszisches) Alter annehmen, wird von Berce (1960) ein triassisches, Von Graber (1929), Duhovnik (1956) und Exner (1973) dagegen ein kretazeisches bis tertiares Alter angenommen. Einer Kontaktmetamorphose wurde nur die pa-laozoische Grunschieferserie unterworfen. Auf Grund der Kartierungsergeb-nisse von Isailovič und Miličevič (1964), die im Tonalit von Granodiorit durchdrangte Phyllitblocke gefunden haben, kann dieser als jiinger angenommen werden. Da der Tonalit eine Fluidaltextur parallel mit der Ost-West Bruchtektonik zeigt, konnte auch die Intrusion wahrend der alpidischen Orogenese erfolgt sein. 6,3 km NE von Topla, am NordfuB der Gornja (Abb. 3), befindet sich Dacit-porphyrit. Ahnliche Eruptivgesteine sind in der Nordkarawanken Sockeldecke schon langst bekannt. Bisher wurden sie als postmiozane Eruptivgesteine an-gesehen (Teller, 1896; Duhovnik, 1956; Grafenauer, 1968), da sie angeblich die kohlenfuhrenden Schichten von Leše durchdrungen haben sollen. Ich bezweifle jedoch diese Beobachtungen, denn auch die neugefunde-nen Ausbisse am Nordhang der Gornja liegen konkordant in den Triasschichten. Das Toplatal erstreckt sich unmittelbar nordlich der periadriatisehen Sto-rungszone, wo es nicht nur zum Aufbruch von Eruptivgesteinen gekommen ist, sondern auch zu gro-Ben vertikalen, sowie horizontalen Verschiebungen von re-gionalem AusmaBe. Die Nordrandstorung der Eisenkappler Eruptivzone fallt, mit wenigen Ausnahmen (Abb. 4), steil, 70 bis 80° nach Suden. AuBer dieser Storung sind noch die Končnik-, Kordež-, Pecnik- und Peca-storung zu erwahnen. Obwohl in Bezug auf die Kordežstorung noch gewisse Unklarheiten bestehen, scheint es, daB diese Storung die tektonisehe Einheiten Peca und Mala Peca von einander trennt. Die vertikale Verschiebung betragt iiber 800 m. Indem die Anisschichten im Pecastamm bis zu einer Meereshohe von 1330 m reichen (Abb. 6), sind sie in der Mala Peca unterhalb + 496 m, da die Tiefbohrung V 5 auch bei einer Tiefe von 506 m noch immer im Wetter-steindolomit war (Abb. 5). Auch die anderen geologisehen, tektonisehen und stratigraphischen Verhaltnisse sprechen eindeutig fiir zwei verschiedene tektonisehe Einheiten. Sedimentologische und lithofazielle Merkmalc der Anisschichten in Topla Schon Teller (1896) betonte die Ubereinstimmung mit der Entwicklung ahnlicher Schichten in den Nordkalkalpen. Er verglich die obere anisisehe Kalkserie in den Nordkarawanken mit den Reiflinger Kalken. 25 — Geologija 17 In Topla lassen sich drei ubereinander folgende Gesteinsserien unterscheiden: 3. die obere Kalkserie mit hornsteinfuhrenden Kalken und Mergellagen, 2. die mittlere Dolomitserie, 1. die untere Kalkserie. 1. Die untere Kalkserie besteht vorwiegend aus dunkelgrauen und schwar-zen Plattenkalken. Dabei sind besonders die sogenannten diinnschichtigen, 1 bis 3 cm machtigen Wurstelkalke hervorzuheben (Tafel 1, Abb. 1). Es sind folgende Gesteinstypen zu unterscheiden: Kalkmikrit, Kalkmikrit mit wechselndem Gehalt an Partikeln (Detritus-Korner, Schill, Pillen und Intraklasten), Pillen und Detrituskalke mit Sparit-zement und gebandeter Dolosparit. Am haufigsten sind die beiden erstgenannten Gesteinstypen. An Fossilien enthalten sie besonders Foraminiferen und Uberreste von Crinoiden und dun-nen unbestimmbaren Muschelschalen. Von den Foraminiferen konnten Pilam-mina densa Pantič, Glomospira, Frondicularia und Nodosaria bestimmt werden. Die untere Gesteinsserie ist auch reich an Pillenkalken mit mikritischer Matrix oder sparitischem Zement (Tafel a, Abb. 2). Gegeniiber der skythischen Sedi-mentationsabfolge kam die untere Kalkserie trotz Schwankungen doch schon in einem ruhigeren, etwas tiefer liegenden Sedimentationsraum zur Ablagerung. 2. Im allgemeinen sind die Anisschichten der nordalpinen Fazies dolomitarm. In Topla dagegen nimmt der Dolomit 34 °/o der Gesamtmachtigkeit ein. Er ist vo>rwiegend auf den mittleren Teil beschrankt, wobei sich folgende Typen unterscheiden lassen: — laminierter Dolomikrit mit Feinschichtung in mm-Bereich, — gebanderter Dolosparit — rhytmische Abfolge von 0,5 bis 3 cm machtigen Bandern von weiBem und braunem Dolosparit, — feinkorniger massiver Dolomikrit, — mittelkorniger massiver Dolosparit —• intraklastischer Dolomikrit und Dolosparit, — Dissolutions- und Collapssbreccie, — Milonitbreccie. Der laminierte Dolcmikrit ist entweder erzftihrend oder taub. Der erz-ftihrende Dolomikrit setzt sich aus 0,5 bis 3 mm machtigen feinschichtigen La-gen zusammen, die aus verschiedenen KorngroBen, Konzentrationen sulfidischer Mineralien und einem wechselnden Gehalt an organischer und toniger Substanz bestehen (Abb. 8 u. 18). Der feinschichtige Dolomit zeigt oft ein geopetales Gefuge. Das Liegende der Feinschichten besteht in der Regel aus intraklasti-schem Material. Auch die Korngrofie der Dolomit und Sulfidkorner ist meistens groBer als im Hangenden der feinschichtigen Lagen. Diese jedoch ist fast immer vom Ton- oder vom organogenen Gehalt abhangig, der die Zirkulation des Porenwassers und eine weitgehende Sammelkristallisation des Dolomits und der Sulfide verhindert hat. Die geopetale Anlagerung der Sulfidmineralien ist daher in den meisten Fallen als Produkt fruhdiagenetischer Prozesse, d.h. der Sammelkristallisation. und nicht als mechanische Ablagerung anzusehen. Ein besonderes Merkmal des feinschichtigen, vor allem des erzleeren Dolomits sind die sogenannten »Birdseyes«. Es sind kleine Hohlraume, die im unteren Teil mit feinkornigem Dolomikrit, im oberen mit Sparitzement aus- gefiillt sind (Abb. 9). Nach S h i n n , der mehrere hundert Proben rezenter Sedimente untersucht hat, kommen »Birdseyes« vorwiegend in Supratidal- und Tidalsedimenten vor, welche aufierdem folgende Merkmale zeigen: Feinschich-tung im mm-Bereich, Algenkrusten und Schrumpfkliifte. Der intraklastische Dolomikrit der mittleren erzfiihrenden Gesteinsserie gibt uns nicht nur sehr wichtige Daten iiber die Entstehung des Dolomites, sondern auch iiber die der Zinkblende-Pyrit-Markasit Vererzungen. Sie lassen sich drei Typen zuordnen: — Intraklastdolomikrit bzw. Breccie mit sterilen Intraklasten und erzreicher Matrix, —■ Intraklastdolomikrit mit erzfuhrenden Intraklasten und vonviegend erz-leerer Matrix, —■ Steriler Intraklastdolomikrit oder Intraklastdolosparit. Der erst ervvahnte Typ bildet zusammen mit dem feinschichtigen Erzdolo-mikrit die wichtigsten Zinkblendevererzungen in Topla. Makrcskopisch gesehen geht es um eine Breccie mit verschieden groBen schwarzen Bruchstiicken und grauem erzreichen Dolomitzement. Die Intraklasten bestehen aus Dolomikrit mit einem etwas hoheren Gehalt organischer Substanz und sehr kleinen fein-verteilten Pyritkornern. Vereinzelt enthalten sie auch Zinkblendekorner. Der Zement besteht vorwiegend auch aus Dolomikrit, doch gibt es Ubergange zu Dolosparit. AuBer den Intraklasten findet man haufig auch Fossilreste (Crinoi-den und Foraminiferen), dimne Muskowitblattchen und Quarzkorner. Der Intraklastdolomikrit erscheint niemals in machtigeren Schichtlagen, sondern ist immer in mm- bis cm-Feinschichtung ausgebildet. Die Breccie ist in einem Ab-lagerungsmilieu mit hohem Energieindex entstanden. Es folgte immer eine Sedimentation von feinkornigem Material, was auf wechselnde Schwankungen des Ablagerungsmilieus deutet. Die Entstehung des Intraklastdolomites kann mit den rezenten Ablagerungsbedingungen in der »supratidal zone« der Florida Bay verglichen werden. wo es nur zeitweilig, bei Sturm- und Springfluten, zur Bildung turbulenter Ablagerung kommt. Besonders die Sturmfluten tragen groBe Mengen von Karbonatschlick aus dem Gezeitenbereich auf die halb, oder zum Teil auch ganz ausgetrockneten supratidal Sedimente. Dabei kann die obere, schon zum Teil konsolidierte Sedimentoberflache mitgerissen und in Form von Intraklasten, zusammen mit dem Karbonatschlick aus dem Gezeitenbereich, abgelagert werden. Mit diesem Model laBt sich auch der Fossilreichtum (Crinoiden und Foraminiferen) des lebensfeindlichen Milieus der Erzsedimente erklaren. In Bezug auf die Entstehung der Dolomite weisen die Intraklaste auf deren friihdiagenetische Bildung hin. Die Dolomitbildung muB also bald nach der Sedimentation, schon auf der Sedimentationsoberflache, stattgefunden haben. Von den bisher besprochenen Intraklastdolomiten unterscheiden sich wesent-lich die Dissolutions- und Collapsbreccien. Der grobkornige weiBe Dolomitzement zeigt, daB es sich hier um spatdiagenetische oder epigenetische Bildun-gen handelt. Fast immer stehen sie in einer Beziehung zu den Bleiglanzverer-zungen, die bekanntlich ein mehr oder weniger saures Milieu benotigten, das aber auch gleichzeitig eine Auflosung des Karbonatgesteins verursachte. Nach der Bleiglanzausscheidung wurde der zuerst aufgeloste Dolomit wieder aus-geschieden, jedoch diesmal als weiBer', steriler Dolosparitzement. 3. Die o bere Gesteinsserie diente schon von jeher fiir die anisische Schicht-folge als Leithorizont, welches Alter auch mit Fossilfunden bestimmt werden konnte. Teller (1896) und Berce (Žlebnik, 1955) fanden in dieser Gesteinsserie geniigend determinierbare Fossilien, um sie in den Oberanis (Illyr) einzuordnen. AuBer dem Leitfossil Paraceratites trinodosus Mojsisovics wurden noch Sturia sp. ind. Ptychites sp. ind., Nautilus sp. ind. und Rhyncho-nella trinodosi Bittner bestimmt. Als besonderes Merkmal der oberen Gesteinsserie ist der hornsteinfiihrende Kalkstein hervorzuheben. Wo iiber den Anis-schichten, wie z. B. ostlich von Črna, die Partnachschichten folgen, enthalt der Kalk der oberen Gesteinsserie nach obenhin immer mehr Mergelzvvischenlagen, bis er zuletzt vollig in mergelige Gesteine iibergeht. In Topla jedoch liegt iiber den Kalk der oberen Gesteinsserie Dolomit, was sich auch in den obersten Anisschichten bemerkbar macht. Im Vergleich zu den beiden unteren Gesteinsserien sind die Gesteine der oberen Serie wesentlich anders entwickelt. Es iiberwiegen Kalkmikriten und Biokalkmikriten, die besonders reich an unbestimmbaren Filamenten, Radio-larien und Schwammnadeln sind. Letztere scheinen als Ausgangsmaterial fiir die Entstehung des Hornsteins zu sein. Die mikroskopischen Beobachtungen fiihren zum ahnlichen SchluB, zu dem auch N e w e 11 mit seinen Mitarbeitern (1953) bei den Untersuchungen der Gesteine des Delawara Basens in Texas, gekommen ist (Abb. 11). Die geochemischen Eigenheiten der Anisschichten in Topla Wegen Platzmangel wird an dieser Stelle nur eine kurze zusammenfassende Beschreibung iiber den Si02 und Sr Gehalt der Anisgesteine gegeben. Weitere Einzelheiten sind aus der Abb. 12 und Tabelle 2 ersichtlich. Hervorzuheben ist besonders der wesentliche Unterschied des Si02 Gehaltes beider Kalkserien, welcher sogar als Unterscheidungsmerkmal dienen kann. Indem die untere Kalkserie nur einen Durchschnittsgehalt von 2,51 °/o Si02 aufvveist, betragt dieser in der oberen Kalkserie 15,04 %. In der unteren Kalkserie kommt Si(X in Form von Tonmineralien und Detritusquarz vor, in den oberen vorwiegend in Form von Hornstein und Fossilskeletten. Der Strontiumgehalt variiert zwischen 46 und 2080 ppm. Hohere Werte ge-horen nur den mikritischen und biomikritischen Kalksteinen. Die anderen Ge-steinstypen, sovvie umkristalisierte mikritische Kalke, Pillen und Detrituskalke mit Sparitzement, Mergel und Tonlagen, hornsteinfiihrende Kalke und ver-schiedene Dolomitarten, enthalten verhaltnismaBig wenig Strontium. Nur in der oberen Gesteinsserie besteht zwischen Strontium- und Fossilgehalt der Kalksteine eine bemerkbare Abhangigkeit. Die Blei-Zinkvererzungen Die Blei-Zinklagerstatte Topla nimmt nach den bisherigen Untersuchungen eine Oberflache von 0,6 km2 ein. Weitere Ausdehnungsmoglichkeiten bestehen in Ost- und besonders in Westrichtung, auBerdem ist noch eine weitere Ab-teufung nach Norden moglich. Die bisher aufgefundenen Vererzungen befinden sich auf einer Meereshohe von 1073 bis 1202 m. Am weitesten ausgedehnt und auch am erfolgreichsten waren bisher die Schurfarbeiten auf Horizont 1143 m (Abb. 13). Die Vererzungen sind schichtgebunden, jedoch kommen sie niemals in weit-ausgedehnten Schichten vor, sondern in Form von einige zehn Meter langen und nur wenige Meter breiten, schlauchartigen, sehr unregelmaBigen Erzkorpern. Auch trichter- und nestartige Erzkorper sind keine Seltenheit. Gehaltarme Blei-Zinkimpragnationen sind weit verbreitet, jedoch kann man nach den bis-herigen Untersuchungen iiber ihre Form und Ausdehnung noch nichts Bestimm-tes sagen. Nach einer Bemusterung des gesamten Dolomitkomplexes auf Horizont 1143 m, betragt der Durchschnittsgehalt von 277 Proben des Dolomits in der Lagerstatte 3570 ppm Blei und 3970 ppm Zink. Nach dem Mineraliengehalt, dem Mengenverhaltnis von Blei und Zink und nach strukturellen und texturellen Merkmalen kann man zwei verschiedene Vererzungstypen unterscheiden: 1. Schichtvererzungen mit verschiedenen und in den meisten Fallen sehr gut erhaltenen sedimentaren und diagenetischen Gefiigemerkmalen, 2. Vererzungen in Form von Impragnationen und dunnen Kluftausfiillungen. Die Lagerstatte ist arm an Mineralienarten. Bisher wurden folgende Mine- ralien festgestellt: Zinkblende, Pyrit, Markasit, Melnikovitpyrit, Bleiglanz, Hy-dro-zinkit, Smithsonit, Cerussit, Anglesit, Limonit bzw. Goethit und Greenockit. Die Zinkblende, das mengenmaBig und okonomisch bedeutendste Mineral, tritt vorwiegend in Form von fein verteilten, 0,005 bis 0,2 mm grossen Kornern und Kornaggregaten auf, (Tafel 4, Abb. 1 u. 2; Tafel 7, Abb. 1). Als Anhalt fiir die giinstigsten Vermahlungsbedingungen wurden mehrere quantitative Aus-zahlungen der KorngroBen gemacht (Grobelšek, 1962, 1969), deren Ergeb-nisse auf der Tabel] e 3 zu sehen sind. Zum Teil sind es intergranulare friih-diagenetische Ausfiillungen (Tafel 4, Abb. 5 u. 6), zum Teil spatdiagenetische oder auch epigenetische Verdrangungen (Tafel 5, Abb. 1—3; Tafel 6, Abb. 1). Daher ist auch die Zinkblende vonviegend xenomorph. AuBer der Zinkblende sind in den Poren auch Pyritkorner und organische Substanz vorhanden. Letz-tere hat sicherlich auf die Sammelkristallisation negativ gewirkt. Uberhaupt kann man feststellen, daB die Zinkblende gegeniiber Bleiglanz, Pyrit und Markasit viel weniger zur Bildung idiomorpher Kristalle geneigt hat. Bei der Sam-melkristallisation entstehen vorwiegend xenomorphe Aggregatbildungen (Tafel 5, Abb. 1 u. 2, Tafel 14, Abb. 3) und nicht wie bei den vorher erwahnten Mineralien, grossere idiomorphe Kristalle oder Idioblaste. Da im Markasit und Pyrit die Zinkblende sehr oft in Form von winzig kleinen Kugelchen oder kleinen Rhombdodekaederkristallen (Tafel 5, Abb. 3—6) auftritt, scheint es, daB das Ausgangsprodukt der Zinkblende in koloidaler Form ausgeschieden worden ist, und zwar zusammen mit dem Karbonat. Fraglich ist nur, in welcher chemischen Form. Denkbar ware als Karbonat, Sulfat oder Sulfid. Da es sich hier doch um eine Seichtwasser-Sedimentation handelt, kommt wahrscheinlich nur eine der oxydischen Formen — Karbonat, Bikarbonat oder Sulfat — in Frage, die dann erst wahrend der Fruhdiagenese in Sulfid umgewandelt wor-den ist. Fiir diese Voraussetzung spreehen zwei kleine Zinkblendekiigelchen im Pyritframboid auf Abb. 16 bzw. auf Tafel 8, Abb. 3. Ein groBer Teil der Zinkblendeanreicherungen entstand durch spatdiagene^ tische metasomatische Prozesse. Die Ausscheidung der Zinkblende in weissen Dolomitadern (Tafel 4, Abb. 3 u. 4; Tafel 7, Abb. 2) ist entweder den spat-diagenetischen oder epigenetischen Vorgangen zuzuschreiben. Bleiglanz tritt vorwiegend in Form von Impragnationserz auf. Es sind 1 bis 5 mm groBe idiomorphe Kristalle, die entweder vollig, meistens jedoch nur zum Teil auskristallisiert sind (Tafel 6, Abb. 2, 3, 4 u. 6). Der Bleiglanz ist ein Produkt spatdiagenetischer Prozesse worin sich noch Relickte von Dolomit, Zinkblende und Pyrit befinden. Die sauren Erzlosungen waren gegenuber Dolomit viel aggressiver als gegenuber der Zinkblende und dem Pyrit, die in den meisten Fallen nicht aufgelost, sondern nur eingeschlossen wurden (Tafel 6, Abb. 6). Pyrit tritt in beiden Vererzungstypen auf, und zwar in Form von Fram-boiden oder idiomorphen Kristallen (Tafel 8, Abb. 1, 2 u. 3). Framboide sind haufig besonders in den laminierten Zinkerzen, bzw. im intergranularen Poren-raum des friihdiagenetischen Dolomits. Daraus folgt, daB auch die Pyrit-framboide sicherlich friihdiagenetisch, unmittelbar nach der Dolomitisation ent-standen sind. Vorwiegend sind sie in der organischen Substanz eingebettet; in vielen Fallen auch in der Zinkblende (Tafel 8, Abb. 1). Da die Zinkblende unmittelbar nach der Entstehung der Framboide ausgeschieden wurde, schutzte sie diese vor der weiteren Wirkung der Porenlosungen. Die meisten Framboide sind in winzig kleine (5—20 u) Pentagondodekaederkristalle umkristallisiert. Spatdiagenetsiche Pyritkristalle sind meistens mit Markasit verwachsen. Wir finden namlich haufig Pyritkristalle, die vom Markasit radialstrahlig um-schlossen werden (Tafel 8, Abb. 4). Markasit ist neben Zinkblende mengenmaBig das haufigste Mineral der Zinkvererzungen. In einigen Schichten ubertrifft er sogar die Zinkblende. Makroskopisch scheinen die Markasitkristalle als kugelformige Bildungen, die sich dann unter dem Mikroskop als radialstrahlige oder auch ungeordnete Ag-gregate herausstellen (Tafel 9). Zwillingslamellen (Tafel 8, Abb. 5) sind fast ein regelmaBiges Merkmal der Markasitaggregate. Auch der Markasit enstand im spateren Stadium der Diagenese, jedoch vor der Entstehung der spatdiageneti-schen oder epigenetischen Dolomitadern, die hier und da Zinkblende und Bleiglanz, jedoch kein Markasit oder Pyrit enthalten.. Die Lagerstatte Topla gehort zu den wenigen Blei-Zinklagerstatten in den Karbonatgesteinen, die iiber so vieles und dazu gut erhaltenes Bewe:smaterial verfugen, das mit groBer Sicherheit auf die sedimentare Entstehung der Blei-Zinkvererzungen deutet. In den meisten Lagerstatten, zu denen auch die ladini-schen in den Alpen (Mežica, Bleiberg, Raibl usw.) gehčren, ist dieses Beweis-material nur fragmentarisch erhalten geblieben, da es durch spatere, besonders spatdiagenetische Prozesse verwischt worden ist. Die an spatdiagenetischen Do-losparit gebundenen Bleivererzungen in Topla zeigen auch keine Sedimentstruk-turen, dagegen die an fruhdiagenetischen Dolomit gebundenen Zinkvererzungen sehr viele. DaB die Erzrhytmite sedimentar enstanden sind und nicht durch die selek-tive Metasomatose oder ahnliche hydrothermale Prozesse, darauf deuten besonders verschiedene submarin entstandene Texturen und Strukturen. Besonders sind hier die »Lcad čast« Strukturen hervorzuheben, wobei sedimentare und diagenetische Strukturen zu unterscheiden sind. Die erstgenannten werden durch Bruchstiicke bzw. Intraklaste des Intraklastdolomikrits verursacht, die zur rhytmischen Abfolge des Erzsediments gehoren (Tafel 3). Hier und da sind es auch angeschwemmte Fossilreste (Tafel 14, Abb. 1 u. 2), die eine Biegung der liegenden Schichtlagen verursachen. Einzelne groBere Bruchstucke oder deren Anhaufungen verursachen in den liegenden, schcn halb verfestigten, jedoch noch plastischen Erzsedimentlagen Verwerfungen und Faltungen (Tafel 11, 12 u. 13), die meistens durch mikrotektonische Prozesse erklart wurden. Die Kreuzschichtung (oder UberguBschichtung) auf Abb. 4 (Tafel 13) ist auch durch eine groBere Zufuhr von intraklastischen Material entstanden. Als Beispiel einer diagenetischen »load čast« Struktur ist diese auf Abb. 1 und 2 (Tafel 10) anzusehen. Ihre Entstehung ist der fruhdiagenetischen Sam-melkristallisation zuzuschreiben. Das Sediment muB noch plastisch, jedoch zur gleichen Zeit zum Teil auch schon verfestigt gewesen sein, so daB eine Kluft entstand, die nachtraglich mit Dolomit gefiillt wurde. Die Sulfidaggregate sind nicht nur schwerer, sondern auch druckfester als das umgebende Sediment, deshalb konnen auch Deformationen in den hangenden Schichtlagen entstehen. Sicherlich konnen auch ahnliche Deformationen bzw. »load čast« Strukturen durch resedimentierte Bruchstucke hervorgerufen werden. Deshalb ist es auch oft schwer festzustellen, ob es sich um eine sedimentare oder friihdiagenetische Struktur handelt. Im Erzsediment findet man verhaltnismaBig oft rippelartige Wellenstruktu-ren und Faltungen (Tafel 11, Abb. 2 u. 3), die entweder mit submarinen Glei-tungen oder auch Wellentatigkeit zu erklaren sind. Sehr interessant in geneti-scher Hinsicht sind die Fossilfunde im Erzsediment, die auf Tafel 14 darge-stellt sind. Auf j eden Fall handelt es sich um angeschwemmte Fossilien, da sie in einem Sediment eingebettet sind, welches in einem lebensfeindlichem Milieu entstanden ist. Die erhaltenen Fossilreste zeigen nicht nur auf die sedimentare Entstehung der Erze, sondern sie geben uns auch ziemlich klare Auskunft iiber das Entstehungsmilieu der Zinkblende. Da der Kalkspat des Crinoids keine Auflosungskennzeichen oder Kcroisionsoberflachen aufweist, muB die Zinkblende und der Pyrit des umgebenden Erzsediments im alkalischen bis neutra-len Milieu entstanden sein. Auf diese Weise ist das Fossil auch erhalten ge-blieben, da es die Sulfidmineralien vor den weiteren diagenetischen Umwand-lungsproizessen geschiitzt haben. Ahnlich, wie die anderen anisischen Lagerstatten, ist auch Topla eine vor-wiegend Zinklagerstatte, in der die Bleikonzentrationen eine untergeordnete Rolle spielen. Das Blei/Zink Verhaltnis betragt 1:4 bis 1:6. Die Erzmineralien sind im Gegensatz zu den der siidalpinen anisischen Lagerstatten (siehe Tabel-len 8 und 9) arm an Spurenelementen. Mit der Mikrosonde und Analysen von Konzentraten wurde festgestellt, daB die Zinkblende sehr eisenarm (0,1 bis 0,12 °/o Fe) ist, daB der Cu-Gehalt von 300 bis 400 ppm betragt und daB der Cd-Gehalt zwischen 1000 und 1500 ppm liegt und keine okonomische Bedeutung hat. Ge und As wurden nicht festgestellt, obwohl sie nach Sehr o 11 (1954) sonst fiir die triassischen Lagerstatten sehr typisch sind. Auch der Bleiglanz ist arm an Spurenelementen. Er enthalt TI und As um 30 ppm, alle anderen sonst fiir Bleiglanz ublichen Spurenelemente sind unterhalb 10 ppm (Tabelle 7). Das Ca Mg Verhaltnis des laminierten Erzdolomits betragt 1,75, das des umgebenden Dolomits dagegen 2,06. Die rontgenographischen Messungen (Tabelle 2) zeigen sogar einen Ca UnterschuB des Erzdolomits. Wenn wir die experimen-tellen Untersuchungen von SiegeT (1961) und die Zusammensetzung rezenter Dolomite in Abhangigkeit vem Klima mit dem Erzdolomit von Topla ver- gleichen, so kommen wir zu dem SchluB, daB dieser in einem maBig bis stark aridem Klima entstanden ist, bzw. in einem Milieu mit hoher Salinitat und Temperatur. Es ist nicht ausgeschlossen, dass eine gewisse Beziehung zwischen der Intensitat von Dolomitisation, Bakterienaktivitat und Mineralisation be-steht. SiO, variiert im Erzdolomikrit von 1,42 bis 2,61 °/o und im Dolosparit der mittleren anisischen Gesteinsserie von 0,42 bis 1,01 °/o. Der Unterschied ist dem groBeren Illitgehalt im Erzdolomikrit zuzuschreiben. Der Fluorgehalt ist im Gegensatz zu den in den anderen triassischen Lager-statten sehr gering (Tabelle 10). Von Bedeutung sind die Feststellungen von K o r i t n i g (1951), der in Tonschichten einen Durchschnittsgehalt von 740 ppm Fluor fand, im Kalkstein und Dolomit dagegen nur 180 bis 350 ppm. Wenn wir diese Feststellung mit den anisischen und ladinischen Erzsedimenten verglei-chen, sehen wir, daB jene Erzsedimente mit hoherem Tonanteil auch einen hoheren Fluorgehalt aufweisen. Fiir die Herkunft des Fluors konnten die Unter-suchungen russischer Forscher, die namlich einen hoheren Fluorgehalt beson-ders an FluBmiindungen festgestellt haben. von groBerer Bedeutung sein. Die Entstehung der Blei-Zinklagerstatte Topla Ahnlich den ladinischen Blei-Zinkvererzungen scheinen auch die anisischen auf bestimmte stratigraphische Niveaus beschrankt zu sein. Im Alpenraum mit nordalpiner Entwicklung treten sie im mittleren Teil des anisischen Schicht-pakets auf, in dem Karbonatgesteine in Seichtwasser-, Riff- und Lagunenfazies uberwiegen. AuBer Tepla sind hier noch die Lagerstatten St. Veit, Scheinitzen und Kolm an diese stratigraphische Position gebunden. Die Blei-Zinkvererzungen in Topla sind mit groBer Sicherheit sedimentar entstanden, wobei jedoch die Sulfide als Produkte intensiver diagenetiseher alochemischer Prozesse anzusehen sind. Das erzhaltige Sediment muB, wie schon betont, in sehr seichtem Wasser, mit hoher Temperatur, Salinitat und hohem Mg/Ca Verhaltnis abgelagert worden sein. Auf Grund des intraklasti-schen Anteils in versehiedenen Abschnitten der Erzschichtung wird auch ein zeitweilig hoherer Energieindex des Meereswassers angenommen. Nach Krumbein (1952) sind fiir die Entstehung von syngenetischen Sulfiden folgende Bedingungen notwendig: — reduzierendes Milieu mit negativem Eh, — neutrales oder alkalisehes Wassermilieu (pH = 7 oder hoher), —• abgestorbene organisehe Substanz, — Entwicklung und Aktivitat der sulfatreduzierenden Bakterien, — relativ ruhiges und seichtes Wasser, — aktive Sedimentation. Auch in unserem Beispiel miissen solehe Verhaltnisse entweder in den ober-sten Sedimentschichten oder an der Grenzschicht Wasser-Sediment geherrscht haben. Unter diesen Bedingungen entstanden besonders Pyrit und Zinkblende; Bleiglanz und Markasit bildeten sich jedoch in einem saurigeren Milieu. Ohne iiber die organisehe oder anorganisehe Herkunft der Pyritframboide Gedanken zu verlieren, ist es sicher, daB die Framboiden im friihdiagenetischen Stadium der Gesteinsbildung enstanden sind. Im gleichen Milieu, bzw. gleichzeitig sind auch die Zinkblendekugelchen entstanden, die zum Teil in Rombdodekaeder- kristalle umkristallisiert sind. In diesen beiden Formen sind nur jene Zink-blendekorner erhalten geblieben, die im Pyrit oder Markasit aufgefangen wur-den. Die zwei Zinkblendekugelchen im Pyritframboid auf Abb. 3 (Tafel 8) sprechen sogar dafiir, daB sie vor den Pyritframboiden entstanden sind, was man aber wahrscheinlich noch nicht verallgemeinern darf. Solange die Poren-losungen alkalisch bis neutral waren, wurden nur Zinkblende und Pyrit aus-geschieden, und zwar im intergranularen Porenraum. Sobald aber der pH Wert unter den Neutralpunkt fiel, kam es schon zu Ausscheidungen von Markasit. Sehr haufig finden wir namlich Vervvachsungen von Markasit, wobei der Pyrit immer den Kern der Verwachsungen bildet. In dieser Phase kommt es auch vorwiegend zu metasomatischen Prozessen zwischen Sulfiden und Karbonaten, welche sich von der hydrothermalen Metasomatose iiberhaupt nicht unterscheiden lassen. Bleiglanz wurde ziemlich am SchluB des spatdiagenetischen Sta-diums ausgeschieden. Die Porenlosungen miissen in dieser Phase gegeniiber dem Dolomit ziemlich aggressiv gewesen sein, was sich in der Bildung von Dissolutionsbreccien auBert, welche in der Regel Begleiterscheinungen der Blei-vererzungen sind. Als SchluBakt des Mineralisationsprozesses ist die Ausfiillung der Kontraktionskliifte und bei der Auflosung entstandener Hohlraume anzu-sehen. Die alteren Dolomitadern enthalten hier und da noch Zinkblende und Bleiglanz, die jungeren sind dagegen vcrvviegend steril. Die paragenetische Ab-folge der Vererzungen in Topla ist auf Abb. 22 dargestellt. Ein sehr wichtiges, jedoch noch sehr umstrittenes Problem ist die Herkunft der Erzmetalle. Es bestehen zwei Moglichkeiten: 1. daB die erzbildenden Elemente durch hydrothermale Zufuhr ins Meer gelangt sind, oder 2. daB es sich um Erosionsprodukte magmatischer Gesteine oder alterer Lagerstatten handelt. Die meisten Forscher der alpidischen Blei-Zinklagerstatten, wie M a u c h e r , Schneider und S c h u 1 z , bevorzugen die erste Moglichkeit. Sie berufen sich auf die rege triassische vulkanische Aktivitat in den Sudalpen, die durch Porphyrite, Keratophyre und deren Tuffe zweifelsohne bewiesen ist. In den Nordkalkalpen sind bisher nur Tuff- und Tuffitlagen gefunden worden. Gegen eine submarine hydrothermale Zufuhr sprechen jedoch gewisse Tatsachen, welche nicht zu ubersehen sind. 1. Das Blei ist nach den bisherigen Isotopenbestimmungen alter als das Nebengestein, 2. Die erzfuhrenden Horizonte stimmen zeitlich mit der vulkanischen Aktivitat nicht ganz uberein, 3. Die Blei-Zinkvererzungen stehen immer in gewisser Beziehung zu be-stimmten lithofaziellen und palaogeographischen Verhaltnissen, 4. Die bisherigen geochemischen Untersuchungen, besonders auf Spuren-elemente, zeigen, daB zwischen triassischen Pb-Zn-Lagerstatten und den triassi-schen Eruptivgesteinen keine Verwandschaft besteht (Tabelle 11 u. 12). Es ist sogar bemerkenswert, daB in den triassischen Eruptivgesteinen sehr wichtige chalkophyle Elemente, sowie Ag, As, Bi. Cd, Ge, TI und Zn, iiberhaupt fehlen. Aus diesen Grunden ist eine supergene Herkunft der Metallkonzentrationen durchwegs moglich. Da die Vererzungen dcch oft an Gesteinsfolgen des laguna-ren Fazies mit Stro-matolit- und ahnliche Lagen gebunden sind, diirfte die biolo-gische Aktivitat bei der Metallkonzentration eine gewisse Rolle gespielt haben. Literatura Objavljena dela A u 11, W. U. 1959, Isotopic Fractionation of Sulfur in Geochemical Processes. Researches in Geochemistry, 241—259, New York. Amstutz, G. C., Bubenicek,L. 1967, Diagenesis in sedimentary mineral deposits. Developments in Sedimentology 8, 417—475, Elsevier, Amsterdam. Baas-Becking, L. G. M., Moore, D. 1961, Biogenic Sulphides. Econ. Geo-logy 56, 259—272, Lancaster. Bathurst, R. G. C. 1958, Diagenetic fabrics in some british Dinantian lime-stones. Liverpool and Manchester Geol. J., 2, 11—36, Liverpool. B a u e r, F. G. 1970, Fazies und Tektonik des Nordstammes der Ostkarawanken von der Petzen bis zum Obir. Jahrbuch Geol. B. A., Bd 113, 189—247, Wien. B e r c e , B. 1960, Nekateri problemi nastanka rudišča v Mežici. Geologija 6, 235 do 250, Ljubljana. Bernard, A. in Samama, J. C. 1968, Premiere contribution a l'etude sedi-mentologique et geochimique du trias Ardechois. Sciences de la Terre Metallogenie, 1—105, Nancy. B e r n e r , R. R. A. 1969, Migration of iron and sulphur within anaerobic sediments during early diagenesis. Am. J. Sci. 267, 19—42, Heidelberg. Bissell, H. J. 1967, Classification of sedimentary carbonate rocks. Developments in sedimentology 9 A, 87—168, Elsevier, Amsterdam. B 1 u c k, B. J. 1965, The sedimentary history of some Triassic conglomerates in the Vlae of Glamorgan, South Wales. Sedimentology 4, 225—245, Amsterdam. C 1 o u d, P. E. 1962, Environment of calcium carbonate deposition west of An-dros Island, Bahamas. U. S. Geol. Surv. Prof. Pap., 350, 1—138. Degens, E. T. 1968, Geochemie der Sedimente. F. Enke Veri. Stuttgart. Drovenik, M., Leskovšek, H., Pezdič, J., Strucl, I. 1970, Izo-topska sestava žvepla v sulfidih nekaterih jugoslovanskih rudišč. RMZ 2/3, 153—173, Ljubljana. Drovenik, M. 1972, Prispevek k razlagi geokemičnih podatkov za nekatere predornine in rude Slovenije. RMZ 2/3, 145—167, Ljubljana. Duhovnik, J. 1956, Pregled magmatskih in metamorfnih kamenin Slovenije. Prvi jugoslovanski geološki kongres, 23—26, Ljubljana. Duhovnik, J. 1967, Facts for and against a syngenetic origin of the stratiform ore deposits of Lead and Zine. Economic Geology Monograph 3, 108—125, New York. Fabricius, F. 1961, Die Strukturen des »Roggenpyrits« Kossener Schichten, Rat. Geol. Rundschau, V. 51, 647—657. Fairbridge, R. W. 1967, Phases of Diagenesis and Authigenesis. Developments in sedimentology 8, 19—90, Elsevier, Amsterdam. F a n i n g e r, E., 1970, Pohorski tonalit in njegovi diferenciati. Geologija 13, 35 do 104, Ljubljana. F a r r a n d , M., 1970, Framboidal Sulphides Precipitated Syntetically. Mineralium Deposita, V 5, 3, 237—247, Heidelberg. F i s c h e r , A. G., 1965, Fossils, early life, and atmospheric history. Proc. Natl. Acad. Sci. U. S., 53/6 1205—1215. Fuchtbauer, H., Goldschmidt, H. 1965, Beziehungen zwischen Calciumgehalt und Bildungsbedingungen der Dolomite. Geologische Rundschau, Bd 55, 29—40 Stuttgart. Fuchtbauer H., Muller, G. 1970, Sediment-Petrologie II. Sedimente und Se-dimentgesteine. Schweizerb. Veri., Stuttgart. G a d o w , S. 1970, Sedimente und Chemismus, Das Watt-Ablagerungs- und Le-bensraum, 23—35. Verlag W. Kramer, Frankfurt. Galkiewicz, T. 1961, Izotopowy sklad olowiu za Slasko-Krakowskich zloz cynkowo-olowiowych. Rudy i Metale Niezelazne 6, 267—268. Germann, K. 1966, Ablauf und Ausmass diagenetiseher Veranderungen im Wettersteinkalk (Alpine Mitteltrias). Doktorska disertacija, Univerza Miinchen. Gobanz, A. 1968, Das Bleierz-Vorkommen in Unter-Karnten. Jahrb. des nat. Landes-Museums von Karnten 8, Klagenfurt. Goldsmith, J. R., Graf, D. L. 1958, Structural and compositional variations in some natural dolomites. J. Geol., 66, 678—693. Graber, H. V. 1929, Neue Beitrage zur Petrographie und Tektonik des Kristal -lins von Eisenkappel in Siid-Karnten. Mit. d. Geol. Ges. XXII B, Wien. Grafenauer, S. 1958, Diskusija k članku Rudarsko-geološka karakteristika Rudnika Mežica, Geologija 4, 229—233, Ljubljana. Grafenauer, S. 1962, Geneza vzhodnoalpskih svinčevih in cinkovih nahajališč. RMZ, 4, 313—322, Ljubljana. Grafenauer, S. 1965, Genetska razčlenitev svinčevih in cinkovih nahajališč v Sloveniji. RMZ, 2, 165—172, Ljubljana. Grafenauer, S. 1968, Granati iz okolice Kotelj na Koroškem. RMZ, 1, 17—22, Ljubljana. Grafenauer, S. 1969, O triadni metalogeni dobi v Jugoslaviji. RMZ, 353—364, Ljubljana. Gruszcyk, H. 1962, Beitrag zur Genesis der Erzfiihrung in den Sudeten. Buli. Acad. Pol. Sc. Ser. Sc. geogr. V. 10, 3, Varšava. Gruszcyk, H. 1971, Geologiczne warunki wystepowania barytu. Inst. geol. prace-tom LIX, 9—30. G u m b e 1, C. W. 1861, Geognostische Beschreibung des bayerischen Alpenge-birges und seines Vorlandes, Gotha. Hillinger, K. 1863, Der Bleibergbau auf der Petzen. Jahrbuch des naturh. Landesmuseums von Karnten, 23—24, Klagenfurt. Huckriede, R. 1959, Trias, Jura und tiefe Kreide bei Kaisers in den Lechtaler Alpen. Verh. geol. B. A., 44—91, Wien. K a h 1 e r , F. 1953, Der Bau der Karavvanken und des Klagenfurter Beekens, Carinthia II, Sonderheft 16, Klagenfurt. Koritnig, S. 1951, Ein Beitrag zur Geochemie des Fluor. Geochemica et Cosmochimica Acta 1, 89—116. Kostelka, L., 1965, Opažanja in misli o svinčevih-cinkovih orudenenjih v Apneniških Alpah južno od Drave. RMZ 2, 173—180, Ljubljana. Kostelka, L. 1971, Beitrage zur Geologie der Bleiberger Vererzung und ihrer Umgebung. Carinthia II. Sonderheft 28, 283—289, Klagenfurt. Krauskopf, K. B. 1955, Sedimentary deposits of rare metals. Econ. Geology, 411—463, Lancaster. Kubanek, F. 1969, Sedimentologie des alpinen Muschelkalks am Kalkalpen-sudrand zwischen Kufstein (Tirol) und Saalfelden (Salzburg). Doktorska disertacija, Berlin. Kudenko, A. A. 1954, Ob uslovijah formirovanija osadočno-metamorfičeskih mestoroždenij svinca v Centralnom Kazahstane. Razvedka i ohrana nedr 1. K u 1 p, J. L., Turekian, K., Boyd, D. W. 1952, Strontium content of Li-mestones and fossils. Buli. Geol. Soc. Am., 63, 701—716, New York. L o s e r t, J. 1963, Aufgabe der selektiven Metasomatose bei der Entstehung pseudosedimentarer Pb-Zn-Erze in der alpidischen Trias (am Beispiel der Lagerstatte Drienok bei Banska Bystrica, Tschechoslowakei, dargelegt), Symposium — Problems of Postmagmatic Ore Deposition, Vol. 1, 572—577, Praga. Love, L. G. 1964, Early diagenetic pyrite in fine-grained sediments and the genesis of sulphide ores. Sedimentology and Ore Genesis, 11—17, Elsevier, Amsterdam. Maucher, A., Schneider, H. J. 1967, The alpine Lead-Zinc ores. Eco-nomic Geology, Monograph 3, 71—89, New York. M i 11 e r H. 1962, Der Bau des westlichen Wettersteingebirges. Z. deutsch. geol. Ges., 113, 409—425, Hannover. Miller, H. 1965, Die Mitteltrias der Mieminger Berge mit Vergleichen zum westlichen Wettersteingebirge. Verh. d. Geol. B. A. 14, H. 1/2, 187—212, Wien. Morlot, A. 1849, Uber die geologischen Verhaltnisse von Oberkrain. Jb. det Geol. R. A. I, 400—416, Wien. Neuhaus, A. 1940, Uber die Erzfiihrung des Kupfermergels der Haaseler und der Groditzer Mulde in Schlesien. Zeitschrift angew. Mineral. 2, 304—343, Berlin. Ne well, N. D., Rigby, J. K., Fischer, A. G., Whi teman, A. J., H i c k o y , J. E., B r a d 1 e y , J. S. 1953, The Permian reef complex of the Guada-lupe mountains region, Texas and New Mexico. O d u m , H. T. 1957, Biochemical deposition of strontium. Texas, Univ. Inst. Marine Sci. 4, 39—114. Omenetto, P. 1968, Le risorse minerarie della regione de Belluno. Atti della giornata di studi geominerari 31—42, Trento. Ostrom, M. E. 1957, Trace elements in Illinois Pennsylvanian limestones. Illinois State Geol. Surv. Circ. 243, 1—34. Ostrovskaja, G. A. 1960, Osobennosti formirovanija svincovo-cinkovyh rud v tufokarbonatnyh otloženijah. Prikladnaja geologija, voprosy metallogenii, Gos-geoltehizdat, Moskva. P 1 a c e r, L. 1968, Razvoj spodnjetriadnih in srednjetriadnih skladov med Črno in Suhodolom, diplomsko delo, Univerza, Ljubljana. Popov, V. M. 1964, Plastovye mestoroždenija cvetnyh metallov i voprosy ih genezisa. Meždunar geol. kongr. XXII sessija, 350—368, Moskva. Ramdohr, P. 1960, Die Erzmineralien und ihre Verwachsungen. Akademie Ver-lag, Berlin. Ramovš, A. 1970, Stratigrafski in tektonski problemi triasa v Sloveniji. Geologija 13, 159—169, Ljubljana. Rankama, K., Sahama, Th. G. 1950, Geochemistry, Univ. Chicago Press, Chicago. Rothpletz, A. 1888, Das Karwendelgebrige. Z. D. u. O. A. V., 19, 401—470, Miinchen. R u s t, G. W. 1935, Colloidal primary copper ores at Cornwall Mineš, SE Missouri. J. Geol. 43, 398—426. S a m a m a, J. C. 1973, Ore Deposits and Continental Weathering. Ores in Sedi-ments, 227—247, Heidelberg. Sarthein, M. 1965, Sedimentologische Profilreihen aus den mitteltriadischen Karbonatgesteinen der Kalkalpen nordlich und siidlich von Innsbruck. Verhandl. d. Geol. B.R.H. 1/2, 119—162, Wien. Schneider, H. J. 1953, Lagerstattenkundliche Untersuchungen im oberen Wet-tersteinkalk der bayrischen Kalkalpen. Doktorska disertacija, Univerza Miinchen. Schneider, H. J. 1954, Die sedimentare Bildung von Flusspat im Oberen Wet-tersteinkalk der nordlichen Kalkalpen. Abh. Bayer. Akad. Wiss., math.-naturw. KI., N.F., 66, 1—37, Miinchen. Schneider, H. J. 1964, Facies differentiation and controlling faktors for the depositional Lead-Zinc concentration in the Ladinian geosyncline of the Eastern Alps. Developments in Sedimentology 2, 29—45, Amsterdam. Schneiderbohn, H. 1923, Chalkographische Untersuchung des Mansfelder Kupferschiefers. Neues Jb. Min. Beil. Bd. 47, 1—38. S c h r o 11, E. 1954, Ein Beitrag zur geochemischen Analyse ostalpiner Blei-Zin-kerze. Osterr. Min. Gesell., 1—85, Wien. Schroll, E. 1965, O vprašanju abnormalne izotopne sestave svinca v svinčevih in cinkovih rudiščih apneniških Alp, RMZ 2, 139—154, Ljubljana. Schultz, O. 1964, Mechanische Erzanlagerungsgefiige in den Pb-Zn Lager-statten Mežica und Cave del Predil. Berg- u. Hiittenm. Mh., 109, 12, Wien. Schulz, O. 1966, Sedimentare Barytgefiige im Wettersteinkalk der Gailtaler Alpen. Tschermaks min. u. petr. Mitt., Bd 12, 1, 1—16, Wien. S h i n n , E. A., G i n s b u r g , R. N., L 1 o y d , R. M. 1965, Recent supratidal dolomite from Andros Island, Bahams. SEPM. Spec. Pap., 13, 112—113. Shinn, B. A. 1968, Practical Significance of Birdseye Structures in Carbonate Rocks. J. Sedim. Petrol., 38, 215—223, Tulsa. S i e g e 1, F. R. 1961, Variations of Sr/Ca ratios and Mg contents in recent carbonate sediments of the northern Florida Keys area. J. Sediment. Petrol., 31, 336—342, Menasha. S m i r n o v, S. S. 1954, Die Oxydationszone sulfidischer Lagerstatten. Akad. Veri., Berlin. Straaten, L. M. van, 1954, Sedimentology of recent tidal flat deposits and the psammites du Condroz (Devonian). Geol. Mynbouw, N.S., 16, 25—47. Strehi, E. 1962, Das Palaozoikum und sein Deckgebirge zwischen Klein St. Paul und Brucki. Carinthia II, Jg. 152, 46—78, Klagenfurt. S t r u c 1, I. 1962, Problematika raziskovanja svinčevo-cinkovih nahajališč na območju Slovenije. RMZ 4, 361—364, Ljubljana. Š t r u c 1, I. 1965, Nekaj misli o nastanku karavanških svinčevo-cinkovih rudišč s posebnim ozirom na rudišče Mežice. RMZ 2, 155—164, Ljubljana. S t r u c 1, I. 1970, Stratigrafske in tektonske razmere v vzhodnem delu severnih Karavank. Geologija 13, 5—20, Ljubljana. Š t r u c 1, I. 1970, Poseben tip mežiškega svinčevo-cinkovega orudenenja v rudišču Graben. Geologija 13, 21—34, Ljubljana. S t r u c 1, I. 1971, On the Geology of the Eastern Part of the Northern Karawankes with Special Regard to the Triassic Lead-Zinc-Deposits. Sedimentology of parts of Central Europa, Guide book, VIII. Int. Sediment. — Congress, 285—301, Heidelberg. T a u p i t z , K. C. 1954, Die Blei-Zink-Schwefelerzlagerstalten der nordlichen Kalkalpen westlich der Loisach. Doktorska disertacija, Bergakad. Clausthal. T e 11 e r, F. 1896, Erlauterungen zur geologischen Karte der ostlichen Auslaufer der Karnischen und Julischen Alpen (Ostkarawanken und Steiner Alpen), K. K. Geol. R. A., Wien. Thomas , G. E., Glaister, R. P. 1960, Facies and porosity relationships in some Mississippian carbonate cycles of Western Canada Basin. Buli. Amer. Assoc. Petrol, Geol., 44, 569—588, Tulsa. Tischendorf, G., Ungethiim, H. 1965, Zur Anwendung von Eh-pH Be-ziehungen in der geol. Praxis. Ang. Geol. Berlin, 11, 2, 57—66. W o 1 f , K. H., C h i 1 i n g a r, G. V., B e a 1 e s , F. W. 1967, Elemental composition of carbonate skeletons, minerals, and sediments. Developments in Sedimentology 9B, 23—150, Elsevier, Amsterdam. Z e 11 e r, E. J., W e a y , J. 1956, Factors influencing precipitation of calcium carbonate. Buli. Amer. Assoc. Petrol. Geol., 40, 140—152, Tulsa. Zore, A. 1955, Rudarsko-geološka karakteristika rudnika Mežica. Geologija 3, 24—80, Ljubljana. Z 1 e b n i k , L. 1955, Triadni cephalopodi izpod Pece. Geologija 3, 216—219, Ljubljana. Neobjavljena dela Blatnik, V. 1972, Poročilo o raziskavah diabaza v Zgornjem Javorju. Arhiv rudnika Mežica. F r i s c h , J. 1968, Sedimentologische, lithofazielle und palaogeographische Unter-suehungen in den Reichenhaller Schichten und im alpinen Muschelkalk der nordlichen Kalkalpen zwischen Lech und Isar. Neobjavljena doktorska disertacija, Univerza Miinchen. Duhovnik, J. Grafenauer, S., Ramovš, A., 1964, Študija wengenske metalogene dobe v Jugoslaviji, I. faza. Sklad »Borisa Kidriča«, Ljubljana. Grafenauer, S., Duhovnik, J., Strmole, D. 1965, Študija wengenske metalogene dobe v Jugoslaviji, II. faza. Sklad »Borisa Kidriča«, Ljubljana. Grobelšek, E. 1962, 1969, Poročila o mikroskopskih preiskavah rudnih vzorcev iz Tople. Arhiv Rudnika Mežica. Grobelšek, E. 1971, Metalometrijska prospekcija Pb in Zn na območju Rudnika Mežica. Arhiv Rudnika Mežica. Isailovič, S., Miličevič, M. 1964, Geološko kartiranje granita Črne na Koroškem i obodnih tvorevina. Poročilo. Uran, S. 1971, Dopolnilni rudarski projekt — eksploatacija novega revirja Topla. Arhiv Rudnika Mežica. Wetzenstein, W. 1966, Die Blei-Zinklagerstatte St. Veit an der Heiterwand, (Tirol) — ostliche Lechtaler Alpen und ihr geologiseher Rahmen. Diplomsko delo, Freie Universitat, Berlin. UDK 553.067/.068:546.22.02(635) Preliminary Sulfur Isotope Investigations and Origin of Massive Sulfides in Asmara Area, Ethiopia Milan Hamrla Ljubljana, Prešernov trg 3 Precambrian conformable massive sulfide deposits have been discove-red in Eritrea province of Northern Ethiopia in recent years. The ore bodies are associated with the greenschist-metavolcanic sequence, and have in ali appearance originated as "exhalative-sedimentary" precipita-tions in the upper Precambrian eugeosynclinal environment. Later hydro-thermal events evidently affected and enriched the deposits. Preliminary sulfur isotope investigations of fourty eight random samples of sulfides suggested that part of the sulfur was of magmatic origin, and part of it derived from marine sulfate. Hence the isotopic data would support the concept of basically submarine volcanogenic formation of deposits. Consequently, a wide potential target in search for possible ore is indicated in the corresponding beds. Introduction Geological investigations of the Eritrean deposits have been conducted by the Ministry of Mineš of the Ethiopian Government in the period 1963 to 1972. Field surveys and drilling were applied. The preliminary isotope study was completed in 1972. It was attempted to see whether isotopic pattem could con-tribute to the interpretation of the history of mineralizations. Fourty eight samples of sulfides were tested, ali but one originating from drill cores. Half of them belong to Embaderho deposit. For Adi Rassi three core samples from 1965 drilling campaign were available only. The initial examinations of Embaderho, Adi Nefas, Debanva and Adi Rassi deposits revealed that favourable grading and location of some of them, though small in size, offer a reasonable chance for economic exploitation. In addition there is a number of localities where mineralizations of the same type are indicated. Since 1971 Nippon Mining Co-. has been developing Debarwa deposit and diligently exploring other localities. The long awaited development of modern mining has thus started in Ethiopia. The study of Eritrean sulfide deposits and geological controls of ore ac-cumulation is a challenging task from both theoretical and practical points of view. The understanding of the relationship between ore, its origin and geo-logical environment would hopefully provide guidance to other potentially promissing areas. So- far a close genetical relationship with the Precambrian geosynclinal sedimentary and volcanic activity has been suggested for these deposits, but more detailed investigations are required. The author is greatly indebted to the Ministry of Mineš of the Ethiopian Government, in which service he was when involved in investigations of Erit-rean deposits. The permission to use the data was obtained from H. E. Ato Teshome Gebremariam, the Minister of State. The support and interest for this study shown by Ato Shiferaw Demissie, the former Acting Head of Geological survey, is acknowledged. The responsibility for the interpretations rests solely with the author. General geology and mineralogy of ore deposits From gathered geological evidence the writer has been led to regard the mineralizations as basically of syngenetic submarine "exhalative-sedimentary" type, having originated in Precambrian eugeosynclinal environment. Consider-ing alternative interpretations, such as replacement or magmatic injection, this concept has been favoured. Athough the deposits sho-w differences in structure, lithology and mineralogy, with massive siliceous or disseminated ores of vari-able grades prevailing at places, the mechanism of formation seems to have been essentially the same. There is evidence that the deposits combine an early "sedimentary" stage in close association with submarine volcanism, and sub-sequent "vein type" stage or more of them. The sulfides which precipitated in the first stage were probably remobilized and enriched by hydrothei-mal ac-tivity in newly opened channels, shears and faults. Gold and sulfides in quartz veins, known to occur at many localities in Eritrea (Jelene, 1966), seem to be associated with hydrothermal aetion in dilatant features. Figure 1 shows the geological set-up of the Asmara area. The host roeks in which the mineralizations occur are Upper Precambrian greenstones derived from shallow-water assemblages of sedimentary argillaceous and volcaniclastic roeks, not surpassing the greensehist facies due to low-grade regional meta-morphism. Silicic to> intermediate leucocratic sheet extrusives are in close time and space relationship wih the greensehist roeks. These ancient flows are por-phyritic calc-sodium types, pervasively affected by deuteric alteration. The ore .ippears in numerous layers more or less conformable with the greensehist se-quence (Fig. 2). The age of the complex is possibly of the order between 700 and 1,000 m. y. (K a z m i n , 1972). The whole Asmara area is underlain by ap-parently late- or post-tectonic felsic magmatics, which might have been involved in later mineralizing episodes. The ores of Eritrean massive sulfide deposits are composed prevailingly of pyrite with minor amounts of copper, zine and lead sulfides which are enriched at places. Pyrite is the dominant and the oldest mineral. The early pyrite is idiomorphic and extensively replaced by other sulfides. In Embarderho and Adi Rassi ores varying amounts of magnetite and pyrrhotite are present, both in-timately mixed with pyrites as fine-banded ore, or forming a sort of irregular narrow channels. Pyrite, pyrrhotite and magnetite are coexistent; the close intergrowth excludes that some pyrite would have broken down to pyrrhotite due to metamorphism. Chalcopyrite occurs intimately associated with pyrrho-tite occasionally, but for the most part it is an apparent later constituent in mineral assemblage. It also form s veinlets and nests in vein quartz, indicating a later epigenetic introduction. Sphalerite is generally closely associated with chalcopyrite and occurs, too, in at least two generations. Galena is present as minor disseminations in schists and irregular inclusions in quartz veins. It is the latest constituent of the polymineral ores. Bornite, tennantite and enargite occur at places, mostly as secondary minerals (Hamrla, 1971). The prevailing gangue is quartz. In Adi Nefas ore pyrite and sphalerite are intimately intergrown with barite and quartz. Barite is abundant at Debarwa where it forms the central part of the ore bodies. It is confined to near-surface portions and seems to disappear at depth. Chlorite, calcite, mica (phlogopite) Fig. 1. Geological sketch-map of Asmara-Adua area, showing location of sulfide occur- rences. General location of the area in inset. (After various sources) SI. 1. Geološka skica območja Asmara-Adua z doslej znanimi nahajališči sulfidov. Položaj območja desno spodaj. (Po različnih virih). 1 Embaderho, 2 Adi Nefas, 3 Debarwa, 4 Adi Rassi 26 — Geologija 17 and lime silicates of epidote and tremolite groups are intimately associated with massive sulfides at places, especially in Embaderho> deposit. Detailed account of the lithological environment, morphology and composi-tion of ores and rocks of the four deposits will be presented in another paper. Sulfur isotope studies A large number of data on sulfur isotope composition from various sulfide ore deposits have been published. S m i r n o v (1968) summarized the variations of sulfur isotope composition in sulfides, and T ho de (1963), Dechow and J en s en (1965), Anger et al. (1966), Field (1966), Anderson (1969), J en s en (1971), Lusk (1972) and others discussed the sulfur isotope data of various deposits. The interpretations are variable and refer to deviations from the average zero permil isotopic composition of crustal sulfur. As sho-wn by Dechow and J en s en (1965), stratiform sedimentary deposits contain-ing sulfur of biogenic origin exhibit random <3S34 values spread over comparati-vely wide range between +5 do —50 permil. T h ode (1963) stated that bac-teriogenic sulfate reduction produces isotopically lighter sulfides with a fractionation factor ranging from 0 to 25 permil, averaging about 15 permil. Sedi-mentary deposits are thus enriched in S32 relative to the seawa,ter sulfate, which has at present a <5S34 isotopic composition of about 20 permil. The seawater sulfate is believed to have been + 14.5 permil in Precambrian period (G u h a , 1971), + 27 permil in Middle Ordovician (Lusk, 1972), and around + 32 permil in Middle Devonian (Anger et al., 1966). Bacterial reduction of seawater sulfate ions produces hydrogen sulfide which reacts with metals, forming biogenic sulfides. The proces is favoured by moderate temperatures. Many fac-tors influence the isotopic composition of biogenically produced sulfur (Lusk, 1972). On the other hand, a narrow range of isotopic variations near zero permil is typical of magmatic hydrothermal sulfides, the sulfur being primordial and derived from a deep-seated source within the crust or upper mantle (J e n s e n , 1971). Magmatic hydrothermal deposits may show slight enrichment in heavy isotope S34 relative to meteoritic standard. According to Dechow (1960) a slight positive (5S34 shift of mean values is characteristics of fissure vein deposits. In general, an enrichment in lighter S32 isotope and a broad range of <5S34 values are regarded typical for biogenic sedimentary sulfides, and a narrow range of <5S34 values near zero permil for sulfur of magmatic hydrothermal sulfides. These relations, however, are usually not so simple. The original isotopic composition can be altered by factors like kinetic fractionation processes during sulfur mobilization, or isotopic exchange reactions by mixing between S34 enriched marine sulfate and igneo-us sulfur-bearing fluids (J e n s e n , 1971; Lusk, 1972). The process of kinetic fractionation, when successive sulfides are formed in various stages of ore genesis, shows a general trend from early sulfides Fig. 2. Geological map of Asmara area. — Enlarged inset from Fig. 1 SI. 2. Geološka karta asmarskega območja. — Povečani del si. 1 enriched in S34 to late sulfides relatively depleted in S34 (F i e 1 d and M o o> r e, 1971). Anger (1969) has stated the opposite view of S32 enrichment in the initial stage and depletion in a later one. An S34 enrichment by mixing is at-tributable to exchanges which apparently occur at the sea floor or already in the volcanic vents through sediments during the passage of igneous fluid compounds (Lusk, 1972). According to J en s en (1958), fractionation of sulfur requiers low temperature« as well, because isotope exchange equilibrium oonstant falls off with increasing temperature. Isotopic alteration can be brought about also by metamorphism (D e c h o w and J e n s e n , 1965), which would decrease initial isotopic variations in ore and tends towards isotopic homogeniza-tion. Among the possible effects of diffusion, metasomatism and metamorphism, the latter could be most far-reaching. In addition there is the primary fractionation between coexisting sulfide suites, which affects the normal paragenetic order of sulfide deposition by a depletion in S34 (T a t s u m i , 1965; S t a n t o n and Rafter, 1967; Lusk and Crocket, 1969; Field and Moore, 1971). It is probably influenced by the depositional environment or even the degree of regional metamorphism (Field and Moore, 1971). Fractionation factors for pairs of coexisting sulfides are quite constant and range between 0,5 and 3 permil, pyrite sulfur the heaviest and that of galena the lightest. Because of low-grade regional metamorphism the initial depositional isotopic pattern of Eritrean sulfides could not be essentially modified. The present isotopic composition may be therefore assumed sufficiently indicative for distribution of 5S34 values of original sulfur. Selection, preparation and analysis of samples Samples of sulfides were separated from crushed drill cores by hand, ground and sieved, and the —60 and + 325 mesh fraction retained mainly. Magnetite and pyrrhotite were separated with a magnet. The gangue was first removed by use of an improvised hydrodinamic funnel separator. The concen-tration was passed through heavy liquid Potassium tetraiodomercurate (Thou-lets solution), repeatedly washed with distilled water and dried. Of samples thirthy one are pyrite. To separate other sulfides from mineral assemblages was difficult and in some cases impossible because of narrow intergrowth and lack of facilities to do so*. No treatment with HC1 was attempted to* separate pyrite from other sulfides. Consequently, some specimens could not be obtained suf-ficiently pure. The concentrates were checked by binocular microscope. The purity of Embaderho, Debarwa and Adi Rassi samples was reasonable. Pyrite and pyr-rhotite usually contained some magnetite, and pyrrhotite was slightly conta-minated with pyrite. Nearly ali Adi Nefas samples contained a quantity of barite and some sulfides as well. Although the contaminations have influenced the values, this could be tolerated in light of the general and preliminary character of testing. An attempt to- interpret the admixture of barite provided tentative information on the source of sulfate sulfur. Sulfur isotope analyses were undertaken in the Laboratory of Isotope Geology (Prof. N. L. J en s en), University of Utah, Salt Lake City, USA. The proeedures of mass spectrometric investigations have been described in litera- ture. Duplicate analyses of twelve of the samples tested indicate an average precision of the measurements in the order of ± 0.2 permil. The analytical data are expressed as dS34 permil values, it being deviations (<5) in permil (°/oo) of S34 isotope in the sample relative to the standard meteoritic sulfur. Zero permil is the composition of the troilite phase of Canon Diablo meteorit for which the ratio S32/S34 is 22.220 (J e n s e n , 1971). The ratio and <5S34 are related by equa-tion where Rx is the measured ratio S34/S32 of the sample, and Rs the known S34/S32 ratio of the standard. Samples enriched in S34 relative to the standard have positive permil values, and negative values indicate depletion in S34 or enrichment in S32. The widely used term "fractionation" refers to isotopic variations between samples, that is differences in isotopic ratios and hence dS34 values. Results The <5S34 values and pertinent data for sulfide concentrates are assembled in Table 1 for each of four deposits separately. Mean <3S34 permil values with standard deviations and ranges are summari-zed in Table 2 with respect to sulfide mineralogv. The values are randomly distributed. In pyrites positive and negative values alternate, and no vertical zonation trend or clustering of values along drillholes are discernible (Table 1). The highest negative value (—12.44 °/oo) exhibits pyrite in samples of fine-banded ore with abundant magnetite admixture. The highest positive value ( + 12.80 %o) belongs to- chalcopyrite from distinctive quartz vein-lets in hornfels-type ročk. Discussion dS34 values for Embaderho samples are variable and wide spread. Those from sulfides intersected at the bottom of drillhole EMB-1 exhibit positive (5S34 values; the ore consists of massive fine-grained pyrite with plenty of irregular inclusions of pyrrhotite, magnetite and chalcopyrite. Disseminated and banded pyrite in schists shows preference for positive (5S34 values whereas massive fine--grained ore, composed of banded and cockade pyrite, shows in turn negative f^S34 values. This fine-banded ore exhibits a layered "sedimentary" texture characterized by coexisting pyrite, gelpyrite and magnetite. Pyrrhotite separated from irregular inclusions in massive pyrite ore exhibits positive ^S34 values. Chalcopyrite occurs usually with quartz gangue and shows positive dS34 values. Positive values exhibits also pyrite from a clear crosscutting quartz vein in drillhole EMB-7, as well as pyrite and galena finely distributed in green-schists in drillhole EMB-4. These veins appear to be products of later hydro-thermal episodes in the deposit. Adi Nefas samples contained for the most part admixtures of barite, and eonsequently the (5S34 values resulted from sulfide and sulfate sulfur content The most intimate intergrowth of barite with sulfides points out that the mineral suite originated contemporaneously. Hence <5S34 total distribution could be regarded as indicative for the environment. The evaluation attempted is as follows. Adi Nefas samples contained from 10 to 40 percent barite, in average about 22 percent, which yielded about 8.5 percent of sulfate sulfur referring to total sulfur. Čalculating 91.5 percent of sulfide (pyrite) sulfur with a mean <5S34 value 1.26 permil, contaminated with an average 8.5 percent of sulfate (barite) sulfur of unknown initial dS34 value — the mean <5S34 value of the mixed 8 samples being 2.47 permil, the resulting <5S34 value of barite sulfur could be computed to about +15 permil. Such a high dS34 value for barite sulfur indicates that sulfate sulfur did not originate from magmatic sources. If the composition of Precambrian sea-vvater sulfate was about + 14.5 permil or so, then the barite sulfur should have been derived from marine sulfate. There is evidence that bacteriogenic reduction of seawater sulfate was operative. Biogenic fractionation in an organic environment may produce under certain conditions alsoi sulfate sulfur enriched in S34 relative to marine sulfate (Lusk, 1972). As to the barium ions, they were most probably brought in the depositional environment by magmatic fluid compounds. Barite is a common admixture in deposits of massive sulfides. It forms ex-tensive beds closely associated with sulfides as e.g. in Paleozoic Meggen deposit in Germany (Buschendorf et al., 1963). Masses of barite are associated with Japan's Kuroko ores (Matsukuma and Horikoshi, 1970). An-derson (1969) reported, however, that barite has not been found in Precambrian stratabound deposits of massive sulfides. The single negative value of galena from an apparently epigenetic quartz vein is difficult to explain until more isotopic data will be available for Adi Nefas mineral assemblage. Samples of Debarvva pyrites show a mean dS34 value near zero permil. The narrow spread would indicate a magmatic source of sulfur although some negative values might be associated with bacteriogenic influence in sulfide formation. Unfortunately no barite from Debarwa mineral assemblage has been analysed as yet. The slightly negative values of only three Adi Rassi samples are insufficient for conclusions. The results of the preliminary isotopic investigations are not indicative of a simple interpretation. They do not support a plain magmatic origin. The spread of <5S34 values, especially those of pyrite, is greater than that of magmatic hydrothermal deposits, and must be regarded rather diagnostic of biogenic sulfur generated in a marine environment. The broad range of (5S34 permil values for pyrite and the presence of sulfur enriched in S32 and S34 may be due to derivation from multiple sources; part of pyrite-forming sulfur could be of magmatic origin via submarine springs, and part derived from seawater sulfate. It is conceivable that a sort of exchanges between exhaled fluid sulfur compounds and marine sulfate took plače. Considerable difference exists between pyrites and oither sulfides, which (5S34 permil values show narrower ranges with mainly positive values. This would support the evidence that they originated as later hydrothermal pro- ducts. The mineralizing fluids were different in isotopic sulfur composition from those of the sedimentary environment of early bedded ore formation. The formation of later mineral inclusions and croscutting weins, following the precipitation of early layered and banded ores of the "sedimentary" stage, could be interpreted by solution-deposition phenomena thro-ugh revived hy-drothermal activity. The solutioms could have extracted the metals either from the original source, or from already precipitated ore minerals, hence remobiliza-tion. Hydrothermal activity has evidently occured already during most early stages of ore formation and had continued further on with recurrences of igneous events, possibly also postdating regional metamorphism. Especially Debarwa and Adi Nefas deposits show best evidence, structurally and mineralo-gically, of the cooperation of later hydrothermal events which enriched them. Adi Rassi deposit exhibits a stock-vvork character and was affected by post--sedimentary mineralization as well. S34 enrichment could be possibly explained by mixing of marine or connate sulfate with metal- and sulfur-bearing fluids egressing from magmatic sources in the way assumed by Lusk (1972) for Canadian New Brunswick massive sulfide deposits. Analogous conditions were found by A n g e r et al. (1966) for Rammelsberg deposit in Germanv, where about 50 percent of ali pyrites and sulfides of Cu, Zn and Pb were interpreted to- have been derived from submarine magmatic springs on the sea floor. The rest of pyrites, showing enrichment in S32, formed due to uptake of bacteriogenic sulfur. Whatever the interpretation of isotopic fractionation, the broad range of isotopic composition of sulfur from Eritrean ores is an indication that iso-topically light bacteriogenic sulfur participated, at least, in the formation of the dominant early precipitated pyrite. If negative permil values reflect the proportion of biogenic sulfur than the massive, fine-grained, banded pyrite would be most enriched in S32. This ore type is characterized at Embaderho by coexisting sulfidic and oxidic minerals. On the mechanism of sulfide precipitation on the sea floor one can speculate. There is some microscopic evidence that coloidal proceses were involved. The pH — Eh and other controls of the depositional environment must have been such that the contemporaneous deposition of sulfides and oxides was made possible: pyrite and magnetite are coexistent in fine^banded ore. It can be sup-posed that amorphous colloidal iron hydroxides were precursors to> magnetite. Barite precipitated contemporaneously at places, its sulfur having been derived from marine sulfate. Conclusions The initial geological studies of some of the Eritrean massive sulfide deposits point out that the origin of ores could be related basically to ancient volcanism, which produced metal rich fluids entering the marine sedimentary environment. The preliminary isotopic study of sulfide sulfur would support the submarine volcanic-exhalative origin. Considering the isotopic variations, on assumption that the primary isotopic differences have not been affected essentially by modest regional metamorphism, it becomes evident that the source of sulfur was vary-ing while the deposit was forming. The ore bodies formed initially as syngenetic depositions of massive sulfides precipitated primarily from metal- and sulfur- Table 1 Embaderho Drill- <5 S34 permil value Estimated hole Depth Sample admixtures No. (m) No. py po cp gl (°/o) EMB-1 5.30 E 15 3.42 98.30 E 14 —1.16 113.35 E 13 0.88 114.30 E 11 6.60 118.90 E 12 —2.52 144.98 E 10 —4.03 155.20 E E 9 24 —2.62 12.80 py 5 163.00 E 8 —12.44 240.80 E 7 —6.98 264.25 E 6 4.17 280.50 E 5 —12.39 288.25 E 21 3.35 py 5 292.60 E E 4 20 3.35 1.42 301.30 E 19 5.18 301.40 E E 3 23 3.51 12.66 E 2 4.15 302.50 E 18 4.03 py 5 E 22 2.24 303.90 E 1 4.32 EMB-4 161.65 E 17 E 25 5.64 1.18 EMB-7 101.35 E 15 4.28 Adi Ncfas py si cp gl AN-5A 136.70 N 1 3.76 137.70 N 2 4.07 139.40 N 11 4.71 py 45, si 25,ba30 140.90 N 3 —4.05 N 12 3.08 py 55, si 25, ba 20 143.40 N 9 1.58 py 5, ba 20 145.50 N 4 2.91 ba 15 146.35 N 7 0.44 ba 10 148.10 N 8 —1.45 ba 40 149.10 N 5 2.73 ba 15 151.45 N 6 5.80 ba 25 Outcrop N 10 —5.97 Debarwa py D-6A 51.40 D 1 1.68 si 5 59.00 D 2 —1.98 si 5 71.00 D 3 —1.68 73.00 D 4 0.05 74.70 D 5 —0.68 100.80 D 6 6.01 110.30 D 7 2.22 D-l/70 92.00 D 8 —0.73 bo + cc 20 Adi Rassi py po cp AR-D1 99.00 R 1 —0.90 AR-E1 134.0 136.0 R R 2 3 —0.52 —2.40 cp 20, m 15 Abreviations: py po cp si gl — pyrite — pyrrhotite — chalcopyrite — sphalerite — galena m — magnetite bo — bornite cc — chalcocite ba — barite -bearing solutions around submarine outlets, with syngenetic or early-epigenetic participation of seawater sulfate through bacteriogenic activity. The relatively high irregular fractionation would indicate that the depositional environment was rather unstable and characterized by short-term variability. The following vein type mineralizations were introduced already early and subsequently probably in more stages. They were either newly brought mineral components or remobilization of original ore minerals. The hydrothermal pro-cesses have been causally related to structural disturbances and magmatism. The precipitated sulfides originated probably through interaction of sulfur-bearing fluids of prevailingly magmatic origin with marine or connate sulfate. It is conceivable that the trapped connate waters, released and activated by com-paction and heating of the sedimentary sequence in the geosynclinal basin, took part as well and reacted with magmatic fluids to form metal sulfides. Such origin may account for a general S34 enrichment. A further conclusion is that the phenomenon of complex submarine minerali-zation in eugeosynclinal environment, having a considerable temporary ex-tension, possibly could not be of restricted local dimensions. Consequently, from practical point of view to look for possible ore, the Precambrian geosynclinal metavolcanic sequence of greenschist facies in Northern Ethiopia must be considered as a wide potential target for search of sulfide mineralizations of this type. The present data indicate that the zone of interest might extend from Eritrea south-westward through Tigre and Beghemder provinces into Wollega province of Western Ethiopia and even further south. It extends in ali probabi-lity northwards through Northern Eritrea and could be linked across the Red Sea with Saudi Arabian Precambrian where similar deposits of massive sulfides reportedly exist (Dr. Garnet, pers. comm.). Table 2 Locality Mineral No. of Range samples %o Difference %o Mean <5S34 %0 Embaderho py po 17 4 3 1 —12.44 to + 1.42 to +2.24 to +6.98 +5.18 + 12.80 19.42 3.76 10.56 —0.11 ± 5.97 + 3.49 ± 1.36 + 9.23 ± 4.93 + 1.18 cp gl Overall 25 —12.44 to + 12.80 25.24 + 1.64 ± 5.91 Adi Nefas py sulfides + ba (av. 22 °/o ba) gl 3 8 1 —4.05 to —1.45 to +4.07 +5.80 8.12 7.25 + 1.26 ± 3.75 +2.47 ± 2.36 —5.97 (?) Overall 12 —5.97 to +5.80 11.77 + 1.47 ± 3.42 j Debarwa py 8 —1.98 to + 6.01 7.99 +0.61 ± 2.46 Adi Rassi po 1 —2.40 py + cp 1 —0,52 cp 1 —0.90 Overall 3 —2.40 to —0.52 1.88 —1.27 ± 0.81 Predhodne preiskave žveplovih izotopov in nastanek »masivnih sulfidov« v okolici Asmare Milan Hamrla Ljubljana, Prešernov trg 3 Rudna nahajališča »masivnih sulfidov« so bila odkrita pred nekaj leti tudi v severni Etiopiji v okolici Asmare, glavnega mesta province Eritreje. Vezana so večidel na kloritske zelene kamenine zgornjega prekambrija, ki vsebujejo inter-kalacije porfiritskih magmatskih kamenin. Raziskave nekaterih lokalnosti so pokazale, da je rudarsko izkoriščanje ekonomsko mogoče. Japonsko podjetje Nippon Mining Co, je nedavno odprlo prvo rudišče Debarwa ter pričelo z od-kopavanjem. Začetno geološko proučevanje štirih najbolj dostopnih nahajališč Embaderho, Adi Nefas, Debarwa in Adi Rassi je pokazalo, da je nastanek oru-denj v ozki zvezi s sedimentacijskimi in vulkanskimi dogodki na morskem dnu V prekambrijski geosinklinalni fazi ter ga lahko razlagamo- z vulkanskimi ekshalacijami. Konkordantna plastovito-lečasta rudna telesa so na splošno zgrajena iz drobnozrnate, ozko pasaste, pretežno piritske rude ter presekana z nedvomno mlajšimi žilnimi orudenji. Opazovanja so vodila do splošnega sklepa, da so rudišča v glavnem kombinacija osnovne prevladujoče »sedimentarne« faze m poznejših »žilnih« faz, ki so jih obogatile. Med naštetimi rudišči so sicer določene strukturne in mineraloške razlike, ki pa so videti zgolj kvantitativne. Da bi videli, ali more izotopska sestava žvepla sulfidov pripomoči h genetskemu tolmačenju orudenja, smo kot začetni poskus naročili analize žveplovih izotopov za 48 vzorcev sulfidov, ki smo jih pripravili iz jeder vrtin. Zaradi nizke stopnje regionalnega metamorfizma, ki ne preseže kloritskega faciesa, smatramo, da izotopska sestava žvepla rudnih mineralov ni bila bistveno spremenjena. <5S34 vrednosti žvepla so izpremenljive in kažejo, da je bilo poleg žvepla magmatskega izvora udeleženo tudi bakterijsko žveplo, ki izvira iz sulfatov morske vode. Izotopske variacije nakazujejo, da je bilo biogenetsko žveplo udeleženo ne samo med singenetskim usedanjem prvotne rude okrog izhodišč vulkanskih ekshalacij na morskem dnu, ampak tudi pozneje v Času »žilnih« faz, ki pomenijo najbrž mobilizacijo in premeščanje prvotnih rudnih mineralov. Povišane vrednosti <5S34 v vzorcih sulfidov iz žil moremo tolmačiti s tem, da so se raztopine magmatskega izvora mešale s konatnimi vodami, vsebujočimi morski sulfat. Čeprav ne poznamo vzrokov izotopske frakcionacije, lahko trdimo-, da je ruda nastala ob bistveni udeležbi morskega sulfata. To dejstvo potrjuje njen nastanek v morskem okolju in potemtakem njeno stratigrafsko- zvezo> z zelenimi metavulkanskimi, prvotno sedimentnimi plastmi zgornjega prekambrija. Razlaga nastanka z metasomato-zo- ali magmatskimi injekcijami sulfidne taline potemtakem ne pride v poštev. Stratigrafski, oziroma lito-loški koncept nakazuje o-bširno- območje, v katerem moremo pričakovati nahajališča tega tipa, kar potrjujejo že doslej najdene indikacije. Ustrezna cona se vleče iz Eritreje proti jugozahodu v smeri zahodne Etiopije ter zlasti proti severu in je verjetno-v zvezi z analognimi kameninami Saudske Arabije, v katerih poročajo o rudah istega tipa. References A n g e r, G. et al. 1966, Sulfur isotopes in the Rammelsberg ore deposit (Ger-many). Econ. Geol., vol. 61, p. 511—536. A n g e r, G. 1969, Die genetischen Zusammenhange zwischen deutschen und norwegischen Schwefelkieslagerstatten unter besonderer Berticksichtigung der Er-gebnisse von Schwefelisotopen Untersuchungen. Clausthaler Hefte zur Lagerstatten-kunde und Geochemie der Mineralischen Rohstoffe, Heft 3. Anderson, C. A. 1969, Massive sulfide deposits and volcanism. Econ. Geol., vol. 64, p. 129—146. Buschendorf, F., Nielsen, H., Puchelt, H., and Riecke, W. 1963, Schwefelisotopen Untersuchungen am Pyrit — Sphalerit — Baryt-Lager Meggen (Lenne/Deutschland) und an verschiedenen Devon Evaporiten. Geochim. et Cosmochim. Acta, vol. 27, p. 501—523. D e c h o w , E. and J e n s e n , M. 1965, Sulfur isotopes of some Central Afričan sulfide deposits. Econ. Geol., vol. 60, p. 894—941. D e c h o w, E. W. 1960, Geology, sulfur isotopes and the origin of the Heath Steele ore deposits, Newcastle, N. B. Canada. Econ. Geol., vol. 55, p. 539—616. F i e 1 d, C. W. 1966, Sulfur isotope abundance data, Bingham district, Utah. Econ. Geol., vol. 61, p. 850—871. F i e 1 d, C. W. and Moore, W. J. 1971, Sulfur isotope study of the "B" Limestone and galena fissure ore deposits of the U. S. Mine, Bingham mining district, Utah. Econ. Geol., vol. 66, p. 48—62. G u h a, J. 1971, Sulfur isotope study of the pyrite deposit of Amjhore, Shahbad district, Bihar, India. Econ. Geol., vol. 66, p. 326—330. Hamrla, M. 1966, 1970, 1971, 1973. Unpublished reports on Eritrean base metal deposits. Archives of the Ministry of mineš. Addis Ababa. J e n s e n , L. M. 1958, Sulfur isotopes and the origin of sandstone-type uranium deposits. Econ. Geol., vol. 53, p. 598—616. Jelene, D. 1966, Mineral occurrences of Ethiopia. Published by the Ministry of Mineš, Addis Ababa. J e n s e n , M. L. 1971, Provenanee of Cordilleran intrusives and associated metals. Econ. Geol., vol. 66, p. 34—41. K a z m i n , V. 1971, Precambrian of Ethiopia. Nature, No. 16, p. 230. Lusk, J. and Crocket, J. H. 1969, Sulfur isotope fraetionation in coexisting sulfides from the Heath Steele B-l orebody, N. B. Canada. Econ. Geol., vol. 64, p. 147—155. Lusk, J. 1972, Examination of volcanic-exhalative and biogenic origins for sulfur in the stratiform massive sulfide deposits of New Brunswick. Econ. Geol., vol. 67, p. 169—183. Matsukuma, T. and Horikoshi E. 1970, Kuroko deposits in Japan, a review. In: Volcanism and ore genesis. Edited by Tatsumi, T. Tokyo. Stanton, R. L. and Rafter, T. A. 1967, Sulfur isotope ratios in coeXisting galena and sphalerite from Broken Hill, New South Wales. Econ. Geol., vol. 62, p. 1088 t0 Smi r n o v , V. J. 1968, The sources of ore-forming material. Econ. Geol., vol. 63, k. 380—389. ' . , ,• , „„„ T h o d e H G 1963, Sulfur isotope geochemistry. In: Studies m analytical geo-chemistry. Roy.' Soc. Can., Spec. Publ. No. 6. Edited by Shaw, D. M p. 25-41. T a t s u m i, T. 1965, Sulfur isotopic fractionation between coexisting sultide minerals from 'some Japanese ore deposits. Econ. Geol., vol. 60, p. 1645—1659. UDK 553.635.1(497.18) Ležište gipsa Slane Stine kod Sinja Jožef Škerlj Geološki zavod, Ljubljana, Parmova 33 U 1972. godini autor je istraživao rezerve gipsa u ležištu Slane Stine kod Sinja. Sedimentacija sulfata u širem području Sinja vršila se vero-vatno paralelno u više manjih laguna permskog ili verfenskog mora. Medutim, na terenu nigde nije zapažen neposredni kontakt izmedu sul-fatne serije i njene krovine. Njena prvobitna krovina, verovatno verfen-ske starosti, potpuno je erodovana, a sulfatne stene pokrivene su terci-jarnim sedimentima. Zbog tih uslova starost i položaj sulfatne serije različito se tumače. Ležište sadrži gips u asociaciji sa anhidritom i drugim, prelaznim mineralima. Odnos gips/anhidrit variira izmedu 77,89.' 22.11 o/o u donjem nivou površinskog kopa i 83,05/16,95 °/o u gornjem nivou. Prvobitno nataložena supstanca je anhidrit, koji je kasnije hidratacijom pretvoren u gips. Uvod Prvi začetci istraživanja i eksploatacije gipsa na brojnim pojavama u široj okolini datiraju več iz početka dvadesetog stoleča i vezani su za izgradnju cementne industrije u Splitu. Ovu prvu i zanatsku proizvodnju obavljali su me-štani na svojim parcelama iz več prirodno otvorenih izdanaka. Nešto intenzivnija proizvodnja započeta je u toku 1929. godine, kada se javlja veči interes za gipsom, kao sirovinom za cementnu industrij u. Tom pri-likom Vlada Stuparič, apotekar iz Sinja otvara prvi manji površinski kop na lokalnosti Slane Stine i daje prvu normalnu proizvodnju gipsa za potrebe cementne industrije. Od toga perioda se eksploatacija na lokalnosti Slane Stine sa kračim ili dužim prekidima obavlja do naših dana. Ova lokalnost nesumnjivo pretstavlja, bar na osnovu postoječih podataka, najznačajnije ležište gipsa u ovome području. Ostale pojave, kao što su: Podvaroš, Stipanoviči, Jadrijeviči, su svakako podredenog značaja. Prvi sistematski intenzivni j i eksplaatacioni radovi započeti su na ležištu Slane Stine neposredno posle II. svetskog rata, dck su prvi detaljni istražni radovi započeti u toku 1966. godine. Iz ovog posleratnog perioda postoji veči broj raznih izveštaja i projekata, koji obraduju pojedine geološke i rudarske probleme, pa smo jih pri obradi ležišta uspešno- koristih. U toku 1972. godine Geološki zavod Ljubljana preuzeo je na zahtev Industrij skog gradevnog preduzeča »Sadra« iz Sinja istraživanje ležišta Slane Stine i na osnovu svih postoječih podataka izradio odgovarajuči elaborat o rezervama i kvalitetu gipsne supstance. Geološke karakteristike ležišta Teren šire okoline ležišta Slane Stine izgraduju različite tvorevine, medu kojima smo obzirom na naš zadatak razlikovali: sedimente perma, sulfatnu serij u, sedimente triasa, terciara, kvartara, aluvijum i eruptivne stene. Sulfatna serija, anhidrit i gips, odgovara verovatno permu, ali ne isključu-jemo ni mogučnost verfenske starosti. Posle stvaranja sulfatne serije, koja je nesumnjivo oborena u plitkoj vodi, dolazi do produbljivanja dna i taloženja povlatnih sedimenata, verovatno verfena. Medutim, na terenu nigde nismo zapazili neposredni kontakt izmedu podine i sulfatne serije, kao i sulfatne serije i povlatnih sedimenata. Takode, izvedene bušotine nigde nisu prošle kroz po-vlatne sedimente, celu sulfatnu serij u i ušle u podinske sedimente. Nedostatak ovih dokaza dozvoljava različita tumačenja starosti, pa čak i položaja sulfatne serije. Ležište sulfatnih stena se u svojim na površini ispoljenim delovima javlja u obliku zone orjentisane u pravcu NW—SE. Njena dužina iznosi oko 5 km, dok širina variira od 1—2 km. Rudarskim radovima zona je otvorena na lokacijama Kojič, Slane Stine i Bukva. Današnja eksploatacija obavlja se samo na lokaciji Slane Stine, gde se nalazi postoječi površinski kop (si. 1). Obzirom na naš zadatak, detaljnom istraživanju podvrgnut je samo mali deo ležišta, tj. oko-lina postoječeg eksploatacionog polja. Sulfatna formacija nalazi se otvorena u postoječim eksploa taci onim radovima i u brojnim izdancima vidljivim na površini. Pored toga, ona je konstatovana i u znatnom broju bušotina na različitoj dubini od površine. Na osnovu svih dosada izvršenih istražnih i eksploatacionih radova uočava se da je prvobitna krovina serije, verovatno triaske starosti, potpuno erodovana, te da je masa sulfatnih stena prekrivena mladim sedimentima. U otvorenim profilima površinskog kopa se vidi da je gornja granična površina sulfatnih stena vrlo> neravna, sto< je posledica intenzivne erozije; Zadobijeni reljef u znat-noj meri potseca na kraške oblike u krečnjacima, koji liče na škrape i štrče iz sulfatne mase u vidu večih ili manjih »gipsnih zuba«. Prostor izmedu ovih oblika zapunjen je glinovitim materijalom. Razlikovali smo dve osnovne vrste materijala: anhidrit i gips. Anhidrit pret-stavlja primarnu suptancu ležišta i danas se nalazi uglavnom u njegovim dubljim djelovima. U višim delovima on je pod dejstvom vode prešao u gips. Granična površina je vrlo neravna, što je posledica pretvaranja anhidrita u gips. Iz izvršenih istražnih radova se vidi da je gips u najvišim delovima relativno homogen, dok se u nižim delovima ležišta ponegde naizmenično' sme-njuju gips i anhidrit. Pojave anhidritskih uklopaka u gipsu pretstavljaju relikte, koji nisu još potpuno transformisani. U ostalom, uopšte se može zaključiti da nigde u ovome ležištu nije izvršena potpuna transformacija anhidrita, jer se u gipsu svuda u večoj ili manjoj meri nalazi i anhidrit. Odnos i položaj gipsa i anhidrita u pojedinim delovima ležišta prikazan je na slici 2. Ležišna tektonika. U neposredno'] bližini ležišta več A. T a k š i č (1969) je pretpostavio postojanje dva veča raseda. Prvi stariji, pravca SW—NE je jednim mladim rasedom raskinut na dva dela. Mladi rased se pruža NE—SW i prostire se duž severoistočnog oboda ležišta. Postojanjem ovih raseda objašnjavamo situaciju u krajnjem severoistočnom delu istraživanog terena. Bušotina B-16 (si. 2) i B-17 izvan profila, nisu nabušile sulfatnu seriju. Ova činjenica ukazuje na dejstvo tektonike i dozvoljava pret-postavku da je deo ležišta spušten duž spomenutih raseda (Profil a, si. 2). U svim otvorenim profilima površinskog kopa gips se javlja kao masivna stena bez izražene slojevitosti. Veče prisutstvo glinovite komponente u pojedi-nim partijama daje utisak prividne slojevitosti. Uzimajuči ovo u obzir izgleda da cela masa strmo pada ka severoistoku. Lokalna manja rasedanja su vrlo česta tako da je celokupna masa izpucala i delimično potpuno zdrobljena. Brojna povijanja u gipsu (si. 3) imaju takode lokalni značaj. Ona su nastala prilikom pretvaranja anhidrita u gips, pri čemu se razvijaju znatni pritisci, jer se povečava obim ležišta u procesu hidratacije. Kvalitet ležišne supstance U ovome ležištu nastupaju, kao- što je to več pomenuto, dve vrste materi-jala, gips i anhidrit. Obzirom, na sadašnji način prerade samo gips pretstavlja korisnu supstancu, dok je anhidrit jalova i štetna komponenta. Gips iz ovoga SI. 1. Pogled na površinski kop »Slane Stine« (slikano sa jugozapada) Fig. 1. Open pit Slane Stine, view from SW 27 — Geologija 17 N-65° N--^70° B- 8/66 I.V /I llovača ' v I Loam Siva1 glina, mjestimično lapor 1--—-j Grey clay, partly marl J' .".■.' 1 Gips prevladuje v——-—J Gypsum prevailing j 1 Anhidrit prevladuje ' Anhydrite prevailing t t B-1/66 Gips i anhidrit u približno istim procentima Gypsum Qnd anhydrite contents about equal Rased Fault Busotina Borehole 10 5 0 10 20 30 40 50m SI. 2. Geološki profili ležišta gipsa Slane Stine Fig. 2. Geological sections of Slane Stine showing the relationship between gypsum and anhydrite SI. 3. Lokalna povijanja gipsa, u južnom delu površinskog kopa (foto Lj. Tolič) Fig. 3. Gypsum deposit Slane Stine affected by local tectonic (photograph by Lj. Tolič) ležišta se več čitav niz godina eksploatiše isključivo za cementnu industriju od čijih potreba i zavisi nivo produkcije u postoječem kopu. Več sama ova činje^ niča u d o volj noj meri svedoei da je kvalitet gipsa zadovoljavajuči za pred-videnu namenu. Iz ovog razloga sva do sada izvršena ispitivanja odnosila su se pre svega na kvalitet gipsa. Tekom istražnih radova, paralelno sa hemijskim ispitivanjem gipsa ispitano je i više uzoraka anhidrita, tako da u odredenoj meri poznajemo kvalitet i ove komponente. Makroskopski i mikroskopski opis gipsa i anhidrita. Gips i anhidrit ovoga ležišta pretstavljaju stene svetlosive boje. Cesto se zapažuju i partije smede boje, koja verovatno potice od oksidacije organskih primeša. Krupnog su zrna i kompaktnog izgleda. Glinovita komponenta se javlja u vidu tankih pruga, tako- da pojedine partije pokazuju zonalni sastav. Ponekad su brečastog habi-tusa, sa fragmentima crnog glinca i rede krečnjaka. Veličina ovih fragmenta retko prelazi 5 cm u prečniku. Gips se od anhidrita makroskopski razlikuje isključivo po manjoj tvrdini i manjoj specifičnoj težini. Inače, u ležištu vrlo retko se nalaze čisti pretstav-nici gipsa ili anhidrita, jer postoje postepeni prelazi jedne supstance u drugu. Mikrosko-piranju je podvrgnut jedan uzorak anhidrita. i pri tom je konsta-tovano da je osnova sastavljena iz alotriomo-rfnih zrna anhidrita, koja su srasla, te grade mo-zaičnu strukturu. Pojedina zrna anhidrita do-stižu do 1,8 mm. Zma su duguljasta i paralelno orjentisana. Opaža se izrazita cjepljivost i uporedno potamnenje. Uzorak je kompaktan. Mikroskopsko* ispitivanje jedno-g uzorka gipsa je pokazalo da je osnova uzorka pretstavljena krupnim delimično vlaknatim zrnima gipsa. Medu alo-trio-morfnim zrnima nalaze se i duguljasti prizmatični kristali. Zrna su medu sobo-m srasla. Po-neka, retka zrna sadrže vrlo- sitne uklopke karbonata, vero-vatno kalcita. Zapažaju se i retka zrna anhidrita. Izrada i obrada preparata izvršena je u Geološkom zavodu u Ljubljani (pe-trograf S. Orehe k). Fizične osobine ležišne supstance. Gips i anhidrit o-voga ležišta i pored znatne ispucanosti pretstavljaju materijal u kome je moguče otvaranje površinskog kopa bez nekih večih te-ško-ča u odnosu na geo-mehaničke osobine sedimenata. Ova činjenica konstatovana je tokom dugo-go-dišnjih eksploatacionih radova u površinskom kopu Slane Stine. U toku 1970. godine rezultati prakse potvrdeni su izvršenim ispitivanjima u Institutu gradevinarstva Hrvatske u Zagrebu, kada je na 6 uzoraka utvrdeno- da prirodni ugao opita iznosi 75° sa oscilacijama od 73° do 78°. Zapreminska težina gipsa iz ovo-g ležišta ispitivana je u dva navrata i to: 1965. godine u preduzeču IGP »Sadra« — Sinj i 1966. godine u Institutu gradevinarstva Hrvatske — Zagreb, ispostava Split. Na osnovu ovih ispitivanja izvršenih na više uzoraka, kao srednja vrednost za zapreminsku težinu gipsa iz ovog ležišta preuzeta je vrednost od 2,19kg/dms (2,19 kg/dm8 do 2,22kg/dm3). Hemijska ispitivanja sulfatne supstance vršena su u više navrata. To* su pre svega ispitivanja izvedena u toku istražnih geoloških radova u kampanji 1966. i 1972. godine. Zatim, hemijska ispitivanja koja se stalno vrše radi kontrole tekuče proizvodnje, bilo> za potrebe rudnika ili kupaca gipsa. Izvedeni istražni radovi imali su za cilj istraživanje samo gipsnog tela, pa su bušotine uvek obustavljene ili na več unapred odredenom nivou ili u masi u kojoj se sadržaj anhidrita naglo povečavao. Na osnovu vehkog broja izvršenih hemijskih analiza uočljivo je da ovo le-žište sadrži dva krajnja pretstavnika sulfatne supstance, gips (tabela 1), anhidrit (tabela 2), kao i čitav niz postepenih prelaza jedne supstance u drugu (tabela 3). Variiranje sadržaja anhidrita u gipsu nije vezano za odredene nivoje, več se on nalazi tamo gde su se za to stekli povoljni uslovi (tabela 4). Sve u nastavku prikazane analize uradene su u laboratoriji Zasavskih premogovnika Trbovlje. Na prikazanim tabelama pored broja bušotina (B-2) označen je broj uzorka (B-5,/5). Uzorci su oprobovani iduči od površine ka dubini. Manji broj uzorka znači da je oprobovani interval bliži površini i obratno-. Dok se u bušo-tini B-21 anhidrit nalazi u gornjem delu, uzorak B-21/1, do-tle se u bušotini B-l on nalazi negde- u sredini o-probovanog profila, uzorak B-15/5. Ove anhidritske partije u relativno- čisto j masi mogu u znatno-j meri uticati na opadanje kvaliteta pri eksploataciji gipsa. Na osnovu svih izvršenih radova, uključivši i ispitivanje kvaliteta, uočljivo je da istraživani deo sulfatnog tela pretstavlja ležište gipsa, dok veče mase anhidrita treba očekivati u dubini. Kvalitet ležišta gipsa najbolje karakterišu podaci o sadržaju gipsa i anhidrita na pojedinim nivojima, koji se u stvari odnose na kvalitet istražnim radovima utvrdenih rezervi. Na kraju možema zaključiti da je: — kvalitet gipsa iz ovoga ležišta u dovolj noj meri upoznat zahvaljuči obim-nim istražnim radovima, — primenljivost ove sirovine (gipsa) u industriji je dokazana u toku dugo-godišnje proizvodnje. Medutim, ovo se odnosi samo za primenu u industriji cementa, — primenljivost ovog materijala za prodzvodnju gradevinskog gipsa nije dokazana i ako ima elemenata koji govore u prilog ove mogučnosti, — osnovna štetna komponenta pri upotrebi gipsa iz oVog ležišta u cement-noj industriji je anhidrit. Ostali elementi pretstavljuju, u granicama u kojima su ovde zastupljeni, uglavnom inertne komponente. Tabela 1 Srednji sastav uzoraka gipsa, uzetih u 1972 god. u Krist. SiOs Br. Anhi- Vlaga voda + Gub. žar. bušot. Gips drit na 45° 230 °C net. R2O3 SOs CaO MgO na 900°C B-ll 82,00 18,00 0,08 17,14 0,86 0,17 41,20 33,20 1,32 23,18 B-12 93,51 6,48 0,07 19,54 1,27 0,61 42,65 33,60 0,36 21,60 B-13 89,98 10,01 0,11 18,81 3,46 0,51 42,35 31,30 1,22 21,04 B-14 89,34 10,66 0,11 18,67 4,26 0,48 41,50 31,60 1,00 21,28 B-15 78,07 21,93 0,10 16,32 4,18 0,53 42,35 32,35 0,96 19,30 B-19 90,15 9,84 0,11 18,84 3,92 0,25 42,40 31,00 1,15 21,30 B-20 87,83 12,17 0,10 18,36 4,50 0,45 31,20 41,45 0,65 21,28 B-21 88,08 11,92 0,09 18,40 4,80 0,64 40,65 31,10 1,32 21,30 B-22 91,56 8,43 0,09 19,14 3,22 0,53 42,55 31,90 0,58 21,32 B-24 83,54 16,46 0,10 17,46 3,18 0,36 43,50 32,00 1,07 19,20 Tabela 2 Hemijske analize anhidrita iz 1966 god. u l0/o Br. bušot. SiOž i br. Anhi- Krist. + uzorka Gips drit Vlaga voda net. R2O3 SOa CaO MgO B-l/2 5,25 94,75 0,22 1,10 29,67 0,52 41,03 27,30 0,22 B-l/4 6,3 93,7 0,22 1,32 34,35 0,45 36,26 26,80 0,55 B-3/1 20,00 80,00 0,30 4,18 16,20 0,75 44,85 32,81 0,42 B-4/6, 7 22,00 78,00 0,18 4,66 14,80 0,61 45,60 33,40 0,42 Tabela 3 Analize prelaznih partija anhidrita u gips iz 1966 god. Br. bušot. SiOs i br. Anhi- Krist. + uzorka Gips drit Vlaga voda net. R2O3 SOs CaO MgO B-2/2, 3 58,50 41,50 0,28 12,29 4,27 1,05 47,40 32,50 2,32 B-5/5 55,00 45,00 0,36 11,62 15,63 — 42,36 29,00 0,84 B-6/6 36,00 64,00 0,17 7,50 18,13 — 44,11 29,00 0,84 B-6/8 54,00 46,00 0,24 11,32 23,05 0,50 37,15 26,05 1,24 B-7/6, 7, 8 61,50 38,50 0,08 12,95 10,68 0,18 44,76 29,67 1,89 B-8/ 33,00 67,00 0,24 6,90 22,62 0,30 40,05 20,25 1,02 Tabela 4 Kretanje sadržaja anhidrita po vertikali u dve bušotine, B-21 i B-15 u «/0 Br. bušotine Br. bušotine i br. uzorka Gips Anhidrit i br. uzorka Gips Anhidrit B-21/1 75,89 24,11 B-15/1 89,76 10,24 B-21/2 85,17 14,93 B-15/2 87,03 12,97 B-21/3 87,32 12,68 B-15/3 87,18 1 ',82 B-21/4 92,39 7,61 B-15/4 88.37 11,63 B-21/5 92,63 7,37 B-15/5 52,11 47,89 B-21/6 91,77 8,23 B-15/6 89,28 10,72 B-21/7 91,72 8,28 B-15/7 89,00 11,00 B-21/8 91,00 9,00 B-15/8 62,73 37,27 B-21/9 90,43 9,57 Tabela 5 Sadržaj gipsa i anhidrita na pojedinim nivojima u '»/« Nivo Gips Anhidrit 368 83,05 16,95 358 81,16 18,84 348 77,89 22,11 The Gypsum Deposit of Slane Stine at Sinj Jožef Skerlj Geološki zavod, Ljubljana, Parmova 33 During 1972 the gypsum deposit of Slane Stine was surveyed, for evaluation of the quantity and quality of the producible reserves. The sulfate formation seems to have been deposited in late Permian or early Werfenian age. The contact between the sulfate and its original hanging wall probably of Triassic age, however, could not be found anywhere in the field, as the whole Triassic has been removed, and the worn and irregular surface has been covered by late Tertiary sediments. A large number of chemical analyses proved that the deposit contains gypsum associated with anhydrite and transitional minerals. The ratio gypsium/ anhydrite varies between 77,89/22,11 percents in the lower level of the open-cut and 83,05/16,95 percent in the upper level. The gypsum originat-ed by hydratation of anhydrite. In the wider vicinity of Sinj in Dalmatia there are many sulfate occurrences. The most noted gypsum deposit is that of Slane Stine, where exploitation took plače since the beginning of the century in connection with the cement produc-tion at Split. The gypsum is associated with anhydrite and transitional minerals, therefore it requires very careful sampling. During 1972 the Geological Survey Ljubljana surveyed the gypsum deposit with the aim to evaluate the quantity and quality of producible gypsum reserves up to depths 20—30 m. The sulfate formation is underlain by Permian dolomite and limestone. Th: original hanging wall of probably Triassic age, however, cannot be found any where in the field, as the whole Triassic has been removed and the worn and irregular surface has been covered by Tertiary sediments. Anhydrite is found today mainly in the deeper parts of the open cut (Fig. 1). Gypsum, the only substance of commercial importance, prevails in the upper parts of the deposit. There is no clear and continuous boundary between both minerals. Fig. 2 shows the relations between anhydrite and gypsum in some parts of the deposit. Gypsum and anhydrite occur in massive ročk; but when associated with clay, they give an impression of an apparent stratification. Gypsum varies in texture from granular to compact, and it is light yellow in colour. In some places it is brecciated, containing fragments of black clay-stone, more rarely of limestone. Gypsum can be roughly distinguished from anhydrite by its lower hardness and specific density, that amounts to 2,19 to 2,22 kg/dm3. Microscopic examination reveals a mosaic texture of allotriomorphic an-hydrite grains. Cleavage and parallel development of oblong grains are distinc-tive. Between allotriomorphic grains there are elongated prismatic crystalls. Gypsum contains minute carbonate inclusions, probably calcite, and scarce anhydrite grains. The gypsum deposit is of sedimentary origin, formed in lagoonal environ-ments. The primary substance was anhydrite, that gradually changed into gypsum by hydratation, which is proven by larger and smaller anhydrite inclusions in the masses of gypsum. During the alteration processes the volume of the gypsum deposit increased considerably due to absorbtion of H„0, which caused local teetonic processes (Fig. 3). The alteration of anhydrite into gypsum has not been completed, as even the purest masses of gypsum contain stili more than 5 % of anhydrite; the anhydrite content increases in greater depths considerably. Literatura Barič, Lj. 1969, Eruptivne stjene (Albitizirani diabazi) iz okolice Sinja. Geološki vjesnik, Sv. 22, Zagreb, str. 349—410. Margetič, M. 1947, Tektonski poremečaji kao temelj postanka kraških polja Srednje Dalmacije. Geološki vjesnik. Sv. 1, Zagreb, str. 68—110. Takšič, A. 1968, Die Vertebratenfauna aus dem Goručatal bei Sinj. Bulletin scientifique, Section A, T-13, 3—4, Zagreb, str. 74—75. Tolič, Lj. 1958, Geološka i tehnološka ispitivanja sadre — Sinj. Konstrukcioni biro gradevne industrije — Zagreb, Arhiv IGP »Sadra« — Sinj. UDK 550.8:627.8 (234.323.6) Geološke raziskave soške doline med Bovcem in Kobaridom Dušan Kuščer Inštitut za geologijo, Ljubljana, Aškerčeva 20 Karel Grad, Anton Nosan in Bojan Ogorelec Geološki zavod, Ljubljana, Parmova 33 Članek podaja važnejše rezultate geoloških raziskav za projektirano HE Trnovo na Soči. Območje sestoji v glavnem iz zgornjetriadnega apnenca in dolomita. Ponekod leži na triadnih plasteh jurski apnenec, ki mu sledi na jugu najprej zgornjekredni apneni fliš, nato pa laporasti peščeni fliš. Na severu imamo namesto apnenega fliša rdeči laporasti apnenec, na katerem leži tudi tu povečini laporasti fliš. Kvartarni dolinski zasip je debel do 320 m. Njegov spodnji del sestoji iz prepustnega proda, srednji iz neprepustnega jezerskega melja in gline, zgornji pa iz prepustnega holocenskega proda in grušča. Številne meritve gladine podtalnice in prepustnosti v vrtinah ter ocena izgub vode iz akumulacijskega bazena skozi zakraseli apnenec proti spodnjemu prepustnemu delu kvartarnega zasipa so pokazale, da je hidravlična prevodnost sistemov apnenec-prod približno obratno sorazmerna s širino kraških kanalov. Uvod Geološke raziskave za energetsko' izrabo' zgornje Soče ob velikem kolenu med Bovcem in Kobaridom so se pričele že pred drugo svetovno vojno. Prvo pregrado so1 projektirali pri Kršo-vcu ob vstopu Soče v bovški kotel. Dovodni rov naj bi potekal skozi greben Polovnika do strojnice pri Trnovem. Leta 1951 je raziskave nadaljeval Geološki zavod Ljubljana s površinskim geološkim re-kognosciranjem soške doline od izvira do- Mosta na Soči, nato1 pa leta 1953 z vrtanjem med Bovcem in Srpenico-. Za energetsko- izrabo zgornje Soče je bil najzanimivejši projekt HE Trnovo- z veliko akumulacijo pod Bovcem. Po projektu naj bi zgradili 80 m visoko pregrado1 okrog 1 km nad velikim kolenom Soče pri Žagi. Aluvialno- dno- soške doline se- nad Žago- močno- razširi in bi se za pregrado zbralo 330 milijonov m3 vode-. Vtok v dovo-dni rov je bil projektiran okrog 1 km nad pregrado-, dovodni rov bi prečkal greben Po-lo-vnika in potekal po geološko kompliciranem ozemlju do- strojnice pri Trnovem ali pri Kobaridu. Projekt je bil zaradi varstva narave v zgornjem Posočju opuščen. Rezultati raziskav pa so- geološko- zanimivi, zato jih je vredno objaviti. Dopolnili smo- jih z dodatnimi raziskavami, ki jih je omogočil Sklad Borisa Kidriča, za kar se mu na tem mestu najlepše zahvaljujemo. Prav tako se zahvaljujemo Soškim elektrarnam, ki so prispevale za tisk geološke karte. Projekt HE Trnovo na Soči je izdelal po naročilu Elektrogospodarske skupnosti Slovenije Elektroprojekt Ljubljana. Zastopnik Elektrogospodarske skupnosti ing. Rado Boltežar in glavni projektant ing. Savo Janežič sta se od začetka zavedala, da bodo geološke razmere močno vplivale na projekt. Sodelovala sta pri programiranju geoloških raziskav in spremljala njihovo, izvedbo. Za uspešno sodelovanje se jima najlepše zahvaljujemo. Poleg avtorjev so pri geoloških raziskavah sodelovali še M. Breznik, S. Buser, J. Drnovšek, L. Žlebnik in J. Ivankovič. Za to publikacijo sta stratigrafijo in tektoniko predkvartarne podlage obdelala K. Grad in B. Ogorelec. Zadnji je podrobneje sedimentološko raziskal zgornjekredne plasti. Kvartar in hidrogeologijo sta obdelala D. Kuščer in T. Nosan, izgube vode iz akumulacijskega bazena je ocenil D. Kuščer. Osnovne geološke raziskave zgornjega Posočja Porečje Soče sta geološko opisala med prvimi F. Hauer (1857, 1868) in D. S t ur (1858). Med najpomembnejša moremo šteti raziskovanja F. Koss-mata (1908—1920) in A. Winklerja (1920, 1923, 1926, 1931). Nadalje omenjamo italijansko geološko karto Tolmin (R. F a b i a n i, 1937) v merilu 1 : 100 000, ki ima novejše podatke posebno v razčlenitvi jure in krede. R. Seli i (1953) je opisal mezozojske fosile iz zgornjega Posočja zunaj kartiranega območja. Določil je več novih vrst zgomjetriadnih, liasnih in zgor-njejurskih makrofosilov. Leta 1963 je R. Seli i obravnaval zahodne Julijske Alpe in Karnijske Alpe. Podal je tudi pregledno tektonsko sliko soške doline med Bovcem in Kobaridom. B. Ogorelec (1970) je sedimentološko raziskoval zgornjekredne sedi-mente zgornjega Posočja. Kvartarno geologijo soške doline sta podrobneje obravnavala A. W i n k 1 e r (1926, 1931) in S. Ilešič (1951). M. C o u s i n (1970) je raziskoval na mejnem območju med Jugoslavijo in Italijo. Ozemlje med Tržaškim zalivom in Julijskimi Alpami je razdelil na več con. A. Šercelj (1970) je določil starost interstadialne ali interglacialne jezerske krede zahodno od Bovca, ki jo je našel J. Kun a ver. Po analizi 14C je les v njej starejši od 51 000 let. Geološke raziskave za projekt HE Trnovo Z raziskovalnim vrtanjem v prvi fazi v letih 1953 do 1957 so bili zbrani osnovni geološki podatki v profilih Srpenica, Boka in Suhi potok. Vrtine pri Srpenici in v profilih Boka in Suhi potok so pokazale, da je kvartarni zasip tega dela doline zelo debel (okrog 300 m). Razmere so za gradnjo v profilu Srpenice zaradi velike množine prepustnih peščenih sedimentov manj ugodne kot v ostalih dveh profilih, kjer je debelina vododržnih jezerskih sedimentov večja. Topografsko je ugodnejši profil tik pod izlivom Boke, kjer visoka terasa na desnem bregu spodnjega toka Boke močno zoži profil soške doline (profil Boka), vendar je ta geološko neugoden. Plast vododržne jezerske krede tu ni sklenjena, ampak jo na desni strani doline nadomeščata prepusten pesek in prod. V času od 1960 do 1963 je bilo območje podrobnejše geološko kartirano. S. B u s e r je kartiral območje med Trnovim in Ladro. Kredne sedimente tega območja je mikropaleontološko preiskala L. Šribarjeva. Podrobnejšo geološko karto širšega območja projektirane HE Trnovo v merilu 1:10 000 je izdelal K. Grad, geološko karto akumulacijskega bazena in območja obeh raziskanih pregradnih profilov v merilu 1:5000 pa A. Nosan. Te karte je uporabil K. Grad kot podlago pri izdelavi pregledne geološke karte vsega območja (tab. 1). V naslednji fazi raziskovalnega vrtanja v letih 1961 do 1963 je bil podrobneje raziskan nekoliko širši profil Suhi potok (si. 1), kjer je plast vododržnih jezerskih sedimentov sklenjena od levega do desnega boka doline. Obenem smo raziskali območje med obema profiloma, da bi ugotovili obseg vododržne površinske obloge, ki bi jo bilo treba, zgraditi na desni strani v primeru, da bi gradili pregrado v profilu Boka. V zadnji fazi raziskav v letih 1963 do 1965 sta bila z rovoma v profilu Suhi potok raziskana še skalnata boka tik nad projektirano zajezitvijo v dolžini 180 m na desnem in 250 m na levem boku. V rovih so bili zvrtani piezometri, ki so kazali gladino podtalnice v apnencu. SI. 1. Bovški kotel. Z belo črto je nakazan profil »Suhi potok« Fig. 1. Bovec Basin. The profile "Suhi Potok" is indicated by the white line Za vododržnost pregradnega profila in spodnjega dela akumulacijskega bazena je odločilen obseg jezerske krede in način njenega priključka na skalno podlago'. Zato je bil kvartarni zasip na območju akumulacijskega bazena raziskan s 7 vrtinami in z geofizikalnimi meritvami na razdalji okrog 3 km od pregrade. Zaradi velikega ovinka Soče med projektirano pregrado in strojnico pri Kobaridu se dolžina dovodnega rova skrajša, če pomaknemo vtok vstran od pregrade v akumulacijski bazen. Po- prvotnem načrtu naj bi bil vtočni objekt na sorazmerno- položnem delu vznožja Po-lo-vnika okrog 2,3 km od pregrade. Vrtine v letu 1964 so- pokazale, da je tu pobočje na debelo- pokrito- z grobim gruščem in plazinami. V takem materialu ne bi mogli zagotoviti ustrezne stabilnosti terena za tako- občutljivo zgradbo- kot je vtočni objekt. Zato je bila raziskana še druga lokacija za vtočni objekt okrog 2,8 km od pregrade. Raziskave z rovom in 3 vrtinami v letih 1964 in 1965 so pokazale, da je tu fliš močno* tektonsko' zdrobljen in zato- tudi tu ne bi bilo možno zgraditi vtočnega objekta na dovolj zanesljivem terenu. Končno je bil vtočni objekt pomaknjen bliže k pregradi, kjer se apnenec Po-lo-vnika spusti do dna doline. Mehanske lastnosti fliša so- bile raziskane v dveh rovih; v prvem na severni strani Polo-vnika, kjer je bil predviden vtočni objekt v flišu, v drugem pa med Drežnico in Magozdom, kjer bi moral dovodni rov prečkati fliš na južni strani Po-lo-vnika. Za strojnico in derivacijo je bilo- raziskanih več variant. Prvotno so predvidevali kot naslednjo stopnjo pod Bovcem pregrado pri Kobaridu, tako da bi bila strojnica bovške stopnje na levem bregu akumulacijskega bazena Kobarid okrog 1 km vzhodno od Trnovega. Nadaljnje projektiranje je pokazalo, da bi bilo ugodneje izrabiti padec Soče od Bovca do- Kobarida v eni stopnji. Preiskani sta bili dve varianti za strojnico. Po- prvi bi bila strojnica v kaverni v bližini Trnovega z odvodnim rovom do- Kobarida. Po rezultatih vrtin in geofizikalnih meritev segajo v najkrajši varianti prepustne kvartarne naplavine pod koto odvodnega rova. Zato pridejo v poštev le daljši odvodni rovi po levi strani Soče. Po drugi varianti bi postavili strojnico v bližini Kobarida pod Ladrski Kuk, bodisi na površju, bodisi v kaverni pod spodnjim delom pobočja. Za zajetje v-o-de Učje so- bile v pregradnem profilu napravljene 3 raziskovalne vrtine. Vodo- iz Učje bi speljali po dovodnem rovu v akumulacijski bazen. Stratigrafija predkvartarne podlage Na kartiranem ozemlju nastopajo- zgornjetriadni, jurski in kredni sedimenti. Med temi smo- podrobneje raziskali kredne sedimente, predvsem kredni fliš. Triada Najstarejši razkriti skladi so- zgornjetriadni. Javljajo se sivi debelo skla-doviti apnenec, sivi plastoviti in pasoviti dolomit in v manjši meri neplasto-viti dolomit. Apnenec ustreza po- svojem razvoju dachsteinskemu apnencu Severnih apneniških Alp. Med fosilnimi ostanki so velike školjke Megalodon sp. zelo številne na grebenu Po-lo-vnika (si. 2). Na severni in na zahodni strani Polo-vnika je apnenec drobno ooliten. Apnenec prehaja navzdol v pasoviti dolomit, kar je SI. 2. Dachsteinski apnenec z megalodontidami. Polovnik. Fig. 2. Dachstein Limestone with Megalodontidae. Mt. Polovnik SI. 3. Nariv dachsteinskega apnenca Rombona na fliš severno od Bovca Fig. 3. Dachstein Limestone of Mt. Rombon thrust over Cretaceous Flysch north of Bovec vidno predvsem v jedru polovniške antiklinale severno od Srpenice in pri slapu Boka severno od Žage. Po- fosilnih ostankih in po primerjavi z drugimi območji sklepamo, da obsega apnenec zgornji del noriške in retsko- stopnjo. Po-raziskavah K. Grada in L. Šribarjeve (1968) vsebuje ta apnenec v jugovzhodnem delu Julijskih Alp ponekod tudi spodnjeliasne fo-raminifere vrste Involutina liassica (Jones). Na območju pri Venzoni v zahodnih Julijskih Alpah sta M. Cousin in M. Neumanno-va (1965) našla isto- foraminifero v neritičnem apnencu. Kanin, Rombon, Svinjak in Polovnik sestoje iz dachsteinskega apnenca, ki je v višjih delih razkrit na vseh straneh bovškega kotla in pri Kobaridu (si. 3 in 4). Razen apnenca najdemo na obravnavanem območju plastoviti, skladoviti in delno pasoviti zgornjetriadni dolomit. Fosilnih ostankov sicer nismo našli, toda po položaju in razvoju pripada noriški in delno retski stopnji. R. Seli i (1963) je raziskoval širše območje v Italiji in našel, da se glavni dolomit in dachsteinski apnenec lateralno nadomeščata. Glavni dolomit je razkrit le v jugozahodnem delu naše karte južno- od črte Zaga—Srpenica in v manjši meri v jedru polovniške antiklinale ter pri slapu Boka (si. 5). Proti Kobaridu in Tolminu prevladuje neplastoviti, ponekod kristalasti dolomit. V okolici Tolmina najdemo plastoviti dolomit in apnenec z rožencem, ki po F. Kossmatu (1920) predstavljata baški facies zgornje triade. S. Buser pa je pri kartiranju območja med Kobaridom in Tolminom za projekt HE Gabrje menil, da sta dolomit in apnenec z vložki roženca spodnjejurske starosti. Na geološki karti smo zato dolomit in apnenec z rožencem v okolici Kobarida uvrstili v spodnjo juro. Razvoj dachsteinskega apnenca je mogoče nadrobneje opazovati v obeh raziskovalnih rovih v profilu Suhi potok. Že J. Ivan ko v j č (1964) je pri kartiranju rovov ločil poleg kompaktnega apnenca še vložke brečastega apnenca in glino. Menil je, da je glina vezana na tektonske cone. Pri ponovnem ogledu rovov smo našli, da je dachsteinski apnenec razvit podobno- koit »loferski« facies Severnih apneniških Alp (A. Fischer, 1964), v katerem se ciklično menjavajo- trije členi A, B in C. Člen A predstavlja brečo ali konglomerat z rdečim ali zelenim glinastim vezivom. Člen B je iz laminiranega, delno- stromatolit-nega dolomita (loferita). Člen C je iz kalc-ilutita in kalkare-nita ter vsebuje po^-gosto- lupine megalodonto-v. Tako je- razvit dachsteinski apnenec v obeh rovih. Na površju pa smo- zanesljivo- ločili le člen C in redkeje B. Brečo- je na površju težko o-paziti zaradi preperevanja in pogostnih tektonskih premikov. Sliki 6 in 7 prikazujeta brečo- in loferit z območja Suhega potoka in Boke-. Po' značilnem razvoju dachsteinskega apnenca moremo sklepati, da je nastajal v zelo- plitvi vodi. Člen A je značilen za supralitoralno cono, tj. območje, ki je samo občasno- poplavljeno. Laminirani stro-matolitni člen B je značilen za območje- plime- in oseke, to- je- litoralno- cono-. Glavnina apnenca, ki pripada členu C, pa se je usedala pod cono plimovanja, vendar še- vedno- v plitvi vodi. Tudi glavni dolomit je nastajal v plitvem morju, in sicer po H. Zanklu (1971) po-večini v lito-ralni coni. Naštete značilnosti in enakomeren razvoj na obsežnih površinah ter velika debelina apnenca in dolomita kažejo, da je dno morja moralo biti skoraj ravno in se je počasi pogrezalo-, kakor je napredovalo- usedanje. Podrobnejši študij paleogeo-grafskega razvoja zgornjetriadnih sedimento-v otežuje njihova zamotana tekto-nika. SI. 4. Drežniška planota z grapo Kozjek v ospredju, nariv dachsteinskega apnenca Krna v ozadju Fig. 4. Drežnica Plateau and Kozjek Gorge in the foreground. In the background Krn Mountain, consisting of Dachstein Limestone thrust over Cretaceous Flysch SI. 5. Slap Boka v zgornjetriad- nem apnencu in dolomitu Fig. 5. Boka Waterfall in Upper Triassic Limestone and Dolomite Jura Jurski sedimenti so razkriti na znatno manjšem prostoru. Zaradi neznačilnega razvoja, pomanjkanja fosilov in zamotane tektonike jih je težko določiti. Na podlagi raziskav za projekt HE Gabrje prišteva S. Buser spodnji juri tudi temno sivi ploščasti dolomit in apnenec z rožencem pri Kobaridu. Nad tem sledi sivi skladoviti apnenec, ki je delno- ooliten. Njegova starost ni natančneje določena. Iz bližnje okolice omenja R. Seli i (1953) v dolini Bavščice NE od Bovca brahiopode srednjega liasa Spiriferina aesontina Selli in Rhynchonella alberti Oppel. Srednjeliasne fosile našteva tudi z območja severozahodno od Kanina v rdečem brečastem apnencu. V dolini Koritnice sestoji talnina »scaglie« iz sivega sklado-vitega apnenca z lapornimi polarni in ponekod limonitnimi gomolji. Apnenec je mikriten in intrabiospariten. L. Šribarjeva (B. Ogorelec, 1970) je določila v mi-kritnem apnencu vrsto Globigerina helveto-jurassica Haeusler, ki je značilna SI. 6. Dachsteinski apnenec, breča z zelenim glinastim vezivom. Člen A loferskega ciklotema. Rov Suhi potok. Polirana površina. Naravna velikost Fig. 6. Dachstein Limestone, breccia with a green clayey matrix. Member A of Lofer cyclothem. Gallery Suhi Potok. Polished surface. Natural size POLOZAJNA KARTA - LOCATION MAP 100km Dravo g % ' ^ ( Bovec Sava ®—-Ljubljana opiužna Trieste Trst < Tabla 1 - Plate 1 GEOLOŠKA KARTA OZEMLJA BOVEC-KOBARID - GEOLOGIG MAP OF B.OVEC-KOBARID ARE A novo Geološka meja Geological boundary KVARTAR - QUATERNARY Holocen - Holocene Turon in spod. senon - Turonian and Lovver Senonian ■~-if2r3L- Rdečkasti laporasti apnenec in lapor z rožencem (scaglia) •_!—JIReddish marly limestone and marl with chert (scaglia) Mikrofavna, makrofavna Microfauna, macrofauna Prod in pesek Gravel and sand OGNJEN Smer in vpad plasti Strike and dip of strata Sivi laporasti apnenec z rožencem (volčanski apnenec) Grey marly limestone with chert (Volče limestone) Grušč in podor Ročk rubble and rockfall Magozd Nagnjena antiklinalna os Plunging anticlinal axis JURA - JURASSIC Pleistocen - Pleistocene Prelom Fault Sivi oolitni in brečasti apnenec Grey oolitic and brecciated limestone Rečne terase River terraces Domnevni prelom Supposed fault Temno sivi plastoviti dolomit in apnenec z rožencem (lias) Dork grey bedded dolomite and timesfone with chert (Liassic) Jezerska kreda Lacustrine silt and clay f^everzni prelom, nariv Reverse fault, tfir-€st fault' Domnevni reverzni prelom, nariv Supposed reverse fault, thrust fault Vrtina, več vrtin Borehole, group of boreholes Nahajališče proda Gravel pit Geološki profil Geologic section Plaz Landslide Morena Glacial till ZGORNJA TRIADA - UPPER TRIASSIC Norik in ret - Noric and Rhaetic Morena in grušč Glacial till and ročk rubble Skladoviti apnenec Thick bedded limestone ZGORNJA KREDA 7UPPER CRETACEOUS Zgornji senon - Upper Senonian Plastoviti in masivni dolomit Bedded and massive dolomite Fliš Flysch Izvir Spring Kraški izvir Karst spring Brečasti apnenec Brecciated limestone SI. 7. Dachsteinski apnenec. Člen B loferskega ciklotema s stromato-litnim pasom. Dolomitizirani apnenec (belo), kalcit (črno). Nahajališče Boka. Acetatna folija, negativ. Naravna velikost Fig. 7. Dachstein Limestone. Member B of Lofer cyclothem with stro-matolite. Sparry calcite (dark), dolomitic limestone (white). Occur-rence: Boka. Peel, negative print. Natural size SI. 8. Intrasparitni apnenec z doggersko mikrofavno. Dolina Koritnice. 35 X povečano Fig. 8. Intrasparitic limestone with Doggerian microfauna, Koritnica Valley. 35 X enlarged za dogger. V istih plasteh nastopajo- tudi številne Verneuilinidae in Textularii-dae (si. 8, 9). Na severnem pobočju Polovnika nastopa tudi skladoviti oolitni apnenec in laporasti apnenec (si. 10) z limonitnimi gomolji, velikimi do 5 cm. Verjetno pripada juri. Od mikrofosilov so določene le Verneuilinidae in Textulariidae, značilnih fosilov za juro nismo dobili. Na verjetno jursko starost teh plasti sklepamo po litološki podobnosti s plastmi v dolini Koritnice. Na priloženi geološki karti (tab. 1) so te plasti označene kot dachsteinski apnenec, ker zaenkrat nimamo zanesljivih dokazov o njihovi jurski starosti in bi težko- potegnili mejo' med temi plastmi in pravim dachsteinskim apnencem. Tudi rožnati apnenec, razkrit v manjšem obsegu severno- od Bovca, je verjetno spo-dnjejurski. Kreda V krednih sedimentih so facialne razlike izrazitejše kot v starejših usedlinah, kar pripisujemo- močnejšim tektonskim deformacijam morskega dna, na katerem so se usedali. Na raziskanem območju delimo- kredne sedimente na dve SI. 9. Mikritni apnenec s fora-minifero Globigerina helvetg-jurassica Haeusler. Dogger. Dolina Koritnice. 100 X povečano Fig. 9. Micritic limestone with Globigerina helveto-jurassica Haeusler. Dogger. Koritnica Valley. 100 X enlarged SI. 10. Oolitni apnenec s spa-ritnim vezivom, jura? Severno pobočje Polovnika. 5 X povečano Fig. 10. Oolitic limestone with sparite cement, Jurassic? Northern slope of Mt. Polov-nik. 5 X enlarged -► ~ > oooooo —*-k— - 1 2 3 U 5 6 7 8 SI. 11. Razprostranjenost fliša in tektonske enote na območju med Bovcem in Kobaridom Fig. 11. Map showing flysch areas and structural units between Bovec and Kobarid 1 Flišne golice, 2 Fliš, prekrit z rečnimi naplavinami in morenami, 3 Zgornjetriadni, jurski in spodnjetenonski sedimenti, 4 Smer toka med sedimentacijo fliša, 5 Smer toka med sedimenta- cijo »divjega fliša«, 6 Meja severnega in južnega faciesa krede, 7 Nariv, s Prelom 1 Flysch outcrops, 2 Flysch, covered by alluvium and till, 3 Upper Triassic, Jurassic and Lower Senonian sediments, 4 Current direction during flysch sedimentation, 5 Current direction during "Wild Flysch" sedimentation, 6 Limit of the north and south facies of the Cretaceous, 7 Thrust fault, S Fault facialni območji, na okolico Drežnice in bovški kotel (si. 11). V prvem se pričenjajo kredni skladi s tankoplastovitim apnencem z roženci (volčanski apnenec), v drugem pa z rdečim mikritnim apnencem (»scaglia«). Na obeh območjih sledi na apnencih lapornato peščeni fliš. Z njim se konča sedimentacija morskih plasti v zgornjem Posočju. Bovški kotel. Spodnji del krednih sedimentov tvori mikritni apnenec, ki ga v literaturi pogosto označujejo kot »scaglio«. Apnenec je tankoplastovit, navadno v polah, debelih nekaj cm do* 10 cm. Debelejše pole so* le na prehodu v fliš. Navadno je vijoličasto, rdeč, redko je svetlo sivkast ali zelenkasto* siv. Po* sestavi je apnenec zelo* fino-zrnat in laporast z različnim odstotkom glinaste snovi. Med posameznimi polarni so* nekaj mm debele plasti gline enake barve kot apnenec. Kontakti med posameznimi polarni so navadno* rahlo valoviti (si. 12). Mikritni apnenec je* bogat z mikrofosili, posebno* z globotrunkanami, ki kažejo* na turonsko ali spodnjesenonsko starost. V profilu Slatnek je med globo-trunkanami določila L. Šribarjeva vrste Globotruncana elevata (Brot-zen), G. calcarata Cushman (si. 13), G. tricarinata (Quereau), in G. Unneiana (d'Orbigny). Poleg globotrunkan je mnogo* drugih pelagičnih oblik. Pogoste so roženčeve* leče, ki dosežejo velikost pesti in so* neenakomerno* razporejene. Pri tektonskih premikanjih je »scaglia« razpokala in drobne razpoke je zapolnil sparit. Pravo* debelino »scaglie« je težko določiti. V dolini Koritnice sta kontakta s krovnino in talnino prekrita. Debelino* cenimo* na okrog 150 m. V grapi Slatnek je debelina manjša, kontakt s talnino* je* tektonski. Talnina »scaglie« je v dolini Koritnice svetlo* sivi skladoviti apnenec sred-njejurske starosti. V bovškem kotlu leži nad »scaglio« fliš. Dobri profili so le v njegovem spodnjem in zgornjem delu. Popolnega sedimentološkega zaporedja nismo mogli ugotoviti, ker manjkajo* izdanki v osrednjem delu bovškega kotla, ki je pogreznjen in na debelo prekrit s kvartarnimi naplavinami. V grapi Slatneka smo* detajlno* posneli spodnji del flišnih plasti v skupni debelini čez 500 m (si. 14). Fliš leži konko-rdantno* na »scaglii«. V bazi normalnega peščenega fliša so nekaj milimetrov debele pole peščenega glinovca in laporja. Glinovec je* precej pust in se iverasto* kroji. Tankoplastovitega glinovca je okrog 60 m. Zelo* je opazna sprememba barve. Ob kontaktu je glinovec temno* vijoličasto siv kot »scaglia« in bolj laporast (vsebuje 32 °/o CaCOs), više* pa postaja čedalje* bolj glinast in temno* siv. Temu je vzrok redukcijsko* okolje in sedimentacija meljni-kovitovih gelov, ki se* kopičijo* v mikroskopsko velike grozde markazita. Tanke razpoke v glinovcu, ki so navadno* vzporedne plastem, zapolnjuje* kalcit. Prva peščena pola v flišu nastopa dva metra nad kontaktom s »scaglio« in je debela 2 cm. Peščenjak je zelo drobnozrnat in je po* sestavi poldroba. Enakomerno velika in izometrična zrna so* srednje zaobljena. Med seboj se delno dotikajo*. Sestava peščenjaka je naslednja: kremen 30 %>, litoidni fragmenti 30 °/o (roženec, apnenec, skrilavec), kalcit do* 20 °/o, klorit 1 do* 2 °/o. Ostalo* pripada glinenemu vezivu (si. 15). Ta tip peščenjaka je značilen za vse peščene plasti bovškega fliša. Enak peščenjak je tudi ob Gljunu (si. 16) in v dolini Koritnice. Spreminjata se le velikost zrn in količina karbonatov. Peščene pole v višjih delih fliša so debelejše. Prve debelejše pole peščenjaka se v Slatneku pojavijo po 60 m laporastega in glinastega skrilavca. Pole so- debele do- 20 cm in močno izstopajo- iz mehkejšega skrilavca. Peščenjak ima enako sestavo- in karakteristiko kot prej opisani. Sedimento-lo-ško- pripada intervalom Ta—e (po- A. H. Bo-umi, 1962). V eni od plasti smo na dveh krajih zasledili helminthoide, ki jih štejejo med najbolj razširjene sledi bentonskih organizmov v flišu. Po- A. Seilacher j u (1959), je ta hieroglif karakterističen za bolj distalno in globljo morsko sedi- Sl. 12. Rdeči mikritni laporasti apnenec (»scaglia«) Grapa Slatnek Fig. 12. Red micritic marly limestone ("Scaglia"). Slatnek Gorge SI. 13. Globotruncana calcara-ta Cushman v mikritnem apnencu (»scaglia«), kampanij. Grapa Slatnek. 35 X povečano Fig. 13. Globotruncana calca-rata Cushman in micritic limestone ("Scaglia"), Campanian. Slatnek Gorge. 35 x enlarged 320° 300- - 200- i 260° 280°\ \ 2 0 6 M0\ 7 \ 300° SI. 14. Profil fliša v Bovški kotlini, soteska Slat-nek Fig. 14. Flysch section of the Bovec Basin, Slat- nek Gorge 1 Fliš s karakteristikami distalnega razvoja, 2 Oli-stostroma, 3 Peščeni glino-vec in lapor, s tankimi pe-ščenami polarni, 4 Tanko-ploščasti rdeči apnenec in laporasti apnenec z rožen-čevimi lečami (»scaglia«), 5 Debeloskladoviti sivi apnenec, 6 Smer tokovnic, 7 Smer brazd 1 Flysch with characteri-stics of distal deposits, 2 Olistostrome, 3 Sandy argi-lite and marl, with thin sandstone beds, i Thin-bedded red limestone and marly limestone with chert lenses (»Scaglia«), 5 Thick-bedded grey limestone, 6 Direction o£ flute casts, 7 Direction of groove casts SI. 15. Flišni peščenjak s postopno zrnavostjo. Soteska Slatnek. 35 X povečano Fig. 15. Flysch sandstone dis-playing graded bedding. Slatnek Gorge. 35 X enlarged SI. 16. Tankoplastoviti fliš ob Gljunu Fig. 16. Thin bedded flysch at the Gljun Brook SI. 17. Interval valovite lami-nacije v flišni turbiditni sek-venci. Soteska Slatnek. 3 X povečano Fig. 17. Interval of current ripple lamination in flysch turbidite sequence. Slatnek Gorge. 3 X enlarged mentacijo. Po prvih peščenih plasteh kaže fliš bolj monoton peščen razvoj. V plasteh prevladujejo zgornji intervali turbiditnega zaporedja (T,i_e). Pogosto je lepo viden interval valovite laminacije (si. 17). Interval Tc je redek, medtem ko gradacijski interval Ta in spodnji laminarni interval Ti, manjkata. Fliš je včasih rahlo- zguban, posamezni odseki profila pa so* prekriti. Tokovnice (flute casts, si. 18), brazde (gro-o-ve casts) in druge mehanske teksture turbiditov so- sicer redke, vse pa kažejo na transport materiala s severozahoda. Zanimiva je olistostroma pri mostu čez Slatnek, debela okrog 30 m. Tu »plavajo« v glinasti in drobno- peščeni osnovi redki slabo- zaobljeni bloki. Prevladujejo- bloki rdeče »scaglie«, blokov mezozojskih apnencev je manj. Bloki so različno veliki, od velikosti pesti do- Več m3. Olistostroma je nastala tako, da so se bloki apnenca plazili pod vodo z boka bazena (v tem primeru z juga), in se pomešali med glinasto- in drobnopeščeno osnovo. Olistostroma kaže na močna tektonska dogajanja med sedimentacijoi fliša. V njeni krovnini sledi zopet tankoplastoviti fliš. Profil fliša v dolini Koritnice nam kaže lastnosti fliša v severnem delu bovškega kotla, a je slabše razgaljen kot profil v grapi Slatnek. To- velja predvsem za spodnji del. Zato je tudi teže določiti njegovo- pravo debelino. Cenimo, da je okrog 500 metrov tankoplastovitega fliša z enakimi karakteristikami kot v Slatneku. Že pri prejšnjih kartiranjih so posebno pozornost vzbujale debele ko-nglo-meratne plasti pri mostu čez Koritnico- pred vasjo Kal. Označili so- jih za »divji fliš« (A. Winkler, 1920), ker naj bi imel iste značilnosti kot podoben fliš v Švici. Značilnosti fliša v dolini Koritnice se spreminjajo od globoko-morskih v spodnjem delu (glinovec in tankoplastoviti fliš) do plitvomorskih, ki ga predstavlja »divji fliš«, tj. odražajo- razvoj iz distalnega k proksimalnemu flišnemu SI. 18. Plast fliša s tokovnicami. Gljun. Puščica kaže smer transporta Fig. 18. Flute casts in flysch sandstone. Gljun Valley. Arrow indicates current direction SI. 19. »Divji fliš« pri mostu čez Koritnico Fig. 19. "Wild Flysch" at the bridge on the Koritnica River SI. 20. Konglomeratna plast »divjega fliša« pri mostu čez Koritnico Fig. 20. Conglomerate bed in the "Wild Flysch" at the bridge on the Koritnica River faciesu. Prehod je postopen. Peščene plasti postajajo više čedalje debelejše, bodj grobozrnate, pojavljata se tudi gradacijski in laminarni interval Ta^-b. Prve tanjše plasti drobnega konglomerata nastopijo 400 m severno od mostu. Prodniki dosežejo tu velikost oreha. Pri mostu čez Koritnico- (si. 19 in 20) so1 posamezne plasti debele nekaj cm do- enega metra. Prodniki so različno- veliki, navadno- 2 do- 10 cm, največ pa 20 cm v premeru. V dveh plasteh smo- šteli prodnike. Njihovo- petro-grafsko sestavo- podajamo- v tabeli 1. Vidimo-, da je tretjina prodnikov iz drobno-zrnate-ga flišnega peščenjaka. To so- veliki in največji prodniki. Drugo tretjino tvori svetlejši mezo-zo-jski apnenec. Dokaj močno je zastopana tudi »scaglia«, roženec pa je pogosten med drobnimi prodniki. Kamenine, ki sestavljajo- prodnike, najdemo ob robu flišnega bazena, oziroma v talnini fliša. To- tudi govori za sorazmerno kratek in bolj lokalen transport materiala; tokovnice v »divjem flišu« pa kažejo- na transport s severa. Obremenitvene vzbo-kline (load casts) in pomanjkanje glinene komponente kažejo na hitro sedimentacijo v obliki fluksoturbiditov. To- je kombinacija podvodnega plazenja s turbidito-m, kjer se drže prodniki in peščena zrna dokaj skupaj, glina pa zaostaja in se v suspenziji odnaša v distalni del bazena. Pogoj za -tako sedimentacijo- je strmo dno-. Vlo-go- glinastega veziva prevzameta tu grob in drobnejši pesek, laporja in gline pa je zelo malo-. Z »divjim flišem« se je končala se-di-mentacija na bovškem območju. Tabela 1 Petrografska sestava prodnikov v »divjem flišu« Koritnice .M ca ■S- S 0 §.£3 N >0 w 01 g 0J U £ Š-> -S ao 03 O m g £ C/2 K N O O) C N O K a to c u ^ n as 2-° c o >M O 2 gša as -h t; S M C ti K 5 O >o o E oŠVS oii.s 03 a 3 •M M Število preiskanih prodnikov iz 37 9 5 3 28 2 6 90 1. plasti Število preiskanih prodnikov iz 2. plasti 27 12 4 4 25 — 8 80 Skupaj 64 21 9 7 53 2 14 170 v °/o 37 22 32 1 8 100 Flišne go-lice nad Bovcem in pri Gljunu kažejo- normalen razvoj fliša, kakršnega dobimo- v talnini »divjega« fliša. Petrografska sestava peščenjaka in gli-novca je ekvivalentna vzorcem iz doline Koritnice in grape Slatnek. Tokovnice kažejo tudi tu transport s severozahoda. Zaradi bližine narivnega kontakta pod Rombo-nom je fliš v grapah nad Bovcem zguban in delno razpokan. Sam na-rivni rob je prekrit z moreno. Čeprav je mikrofavna v pelagičnih glinenih intervalih v bovškem flišu številna, so foraminifere slabo ohranjene. Povečini so prekristaljene in se jim da določiti le rod. Globotrunkane kažejo na zgornjesenonsko starost fliša. Poleg njih so še foraminifere rodov Lenticulina, Cibicides, Bathysiphon in spikule spongij. Fliš in »scaglia« pri Vrsniku, vzhodno od bovškega kotla, sta le vzhodni ostanek nekdaj enotne bovške flišne kadunje. »Scaglia« je tu zelo zgubana in razpokana ter v tektonskem stiku z dachsteinskim apnencem. Na sestavo fliša moremo sklepati le po kosih flišnega. peščenjaka med preperino. Ti so enaki kot na Bovškem. Peščenjak je drobnozrnata poldroba. Tudi analiza težkih mineralov kaže podobno mineralno sestavo kot v Slatneku in Koritnici. Svetli apnenec ob kontaktu s »scaglio«, ki je na kartah označen kot daehsteinski, je mikroskopsko podoben apnencu s severne strani Polovnika. To je drobnozrnati oolitni apnenec s sparitnim cementom brez fosilov. Okolica Drežnice. Stratigrafski ekvivalent »scaglie« predstavlja na območju Drežnice volčanski apnenec. Ime je uvedel S tur (1858) po kraju Volče pri Tolminu (si. 21). F. Kossmat (1914) ga opisuje kot ploščasti laporasti apnenec z lečami roženca in ga uvršča v spodnjo kredo. Z O. Marinellijem ga imata za ekvivalent »biancone« Južne Tirolske in Beneške. Med geološkim kar-tiranjem za projekt HE Trnovo je K. Grad opazil, da kaže volčanski apnenec pogosto gradacijsko zrnavost in ritmično zgradbo. Podrobno smo preiskali mikroprofil v debelini 4 m v zgornjem delu tega apnenca ob cesti med Kobaridom in Drežnico z namenom, da bi ugotovili njegove sedimentološke karakteristike in nastanek (si. 22, 23). Volčanski apnenec, kakršen je pri Drežnici, imamo lahko za fliš v apnenem razvoju. Razumljivo je, da so zaradi apnenega materiala posamezne flišne značilnosti slabše izražene ali sploh manjkajo (npr. tokovnice, hieroglifi), pogosto so pa lepo vidni interval postopne zrnavosti, interval valovite laminacije in pelitni interval (si. 24). Posamezne pole volčanskega apnenca so debele največ 40 cm, navadno pa 5 do 10 cm. Loči jih zelo tanka, največ nekaj mm debela laporna plast. Spodnji interval je gradacijski in sestoji iz drobnih slabo zaobljenih kosov mikritnega apnenca z mikrofavno (si. 25). Vezivo je mikritno in sparitno. Srednji interval ni posebno pogosten. Kaže tokovno, pogosto tudi valovito lami-nacijo, ki je opazna le v debelejšem preparatu. Oba intervala sta značilna za sedimentacijo iz turbiditnih tokov, ki so prenašali apneni material z bokov bazena, kjer se je že konsolidirani apnenec erodiral. V zgornjem intervalu (si. 26) je zelo drobnozrnati mikritni apnenec, ki vsebuje bogato pelagično fo-raminiferno mikrofavno (globotrunkane, globigerine, redkeje gumbeline in mi-liolide). Med globotrunkanami sta najbolj pogostni Globotruncana linneiana d'Orbigny in Globotruncana coronata Bolli (determinirala L. Šri bar jeva), ki kažeta na spodnje senonsko starost volčanskega apnenca. Ta apnenec je nastajal z direktno sedimentacijo v pelagičnem območju. Medtem ko je prehod med posameznimi intervali postopen, je meja dveh sekvenc zelo ostra. Apnenec je siv do zelenkasto siv, le redko ima podoben rdečkast odtenek kot »scaglia«. Roženec nastopa v tanjših lečah in gomoljih. Nahaja se v vsakem intervalu, naj pogostne j ši pa je na prehodu gradacij skega intervala v laminarnega (si. 27). Pri Drežnici je volčanski apnenec narinjen na jurske in triadne apnence. Ker manjkajo bazalne plasti, je težko ugotoviti njegovo pravo debelino. 21. Naguban volčanski apnenec ob cesti proti Tolminu Fig. 21. Folded Volče Limestone, road to Tolmin SI. 22. Volčanski apnenec ob cesti proti Drežnici Fig. 22. Volče Limestone, road to Drežnica Fliš v okolici Drežnice se razlikuje od bovškega. Predvsem so- zanj značilne tudi po več deset metrov debele plasti breče med normalnim peščenim flišem ter apneni peščenjak, kakršnega v bovškem flišu ne najdemo. Fliš drežniškega območja je najbolje razgaljen v grapi Kozjek ter v grapah okrog Drežnice in Raven. V Kozjeku je bil posnet profil, ki ga kaže si. 28. Okrog Vršnega, vasi Krn, pri Srpenici in drugod so le posamezne flišne golice. Južno od tega območja je pri Livku ob cesti razgaljen čez 100 metrov dolg profil, toda spodnji 4m — O Oo Q'Q 3- i " •• o o 1 i O 0 ' Q o SI. 23. Detajlni profil volčanskega apnenca pri Drežnici Fig. 23. Detailed section of Volče Limestone at Drežnica I Interval postopne zrnavosti, 2 Interval valovite laminacije, 3 Pelitni interval s foramini-ferami, i Leče roženca, 5 Laporasti skrilavec. 1 Graded interval, 2 Interval ol current ripple lamination, 3 Pelitic interval with foraminifers, i Chert lenses, 5 Marly shale. SI. 24. Volčanski apnenec, cesta proti Drežnici a) interval postopne zrnavosti, b) interval valovite laminacije, c) pelitni interval. Naravna velikost Fig. 24. Volče Limestone, on the road to Drežnica a) graded interval, b) interval of convolute lamination, c) pelitic interval. Natural size SI. 25. Kontakt med intervalom postopne zrnavosti in pe-lagičnim intervalom volčan-skega apnenca. Cesta proti Drežnici. 35 X povečano Fig. 25. Volče Limestone, con-tact between graded and pe-lagic intervals. Road to Drežnica. 35 x enlarged del fliša tu ni viden. Profil v Kozjeku tudi ni najbolj primeren za ugotavljanje stratigrafskega profila, ker se zaradi luskaste zgradbe posamezne plasti večkrat ponavljajo. V grapi Kozjek sledi na volčanskem apnencu konkordantno fliš, V bazi fliša je skladoviti zelo drobnozrnati apneni peščenjak, debel 15 m. Posamezne pole so* debele do 50 cm in kažejo1 tanko laminacijo. Peščenjak sestoji iz srednje zaobljenih zrn sivega, delno prekristaljenega apnenca. Vezivo je glineno*, delno mikritno. Poleg zrn apnenca vsebuje peščenjak še kremenova zrna (okrog 10 %>) in gele sedimentnega sulfida. Apneni peščenjak prehaja nato* v sivi glinovec, debel nekaj metrov in nato sledi pravi tankoplastoviti fliš. Ta je temno siv in SI. 26. Zgornji interval volčan-skega apnenca. Mikritni apnenec s pelagično mikrofavno. Cesta proti Drežnici. 35 X povečano Fig. 26. Upper interval of Vol-če Limestone. Micritic limestone with pelagic microfauna. Road to Drežnica. 35 x en-larged SI. 27. Roženčeve leče v volčanskem apnencu. Grapa pri Magozdu Fig. 27. Chert lenses in Volče Limestone. Ravine at Magozd ima 20 do 30 °/o peščenih pol, debelih po nekaj cm, z intervali Tc—e. Ostalo pripada glinovcu, ki vsebuje okrog 5 °/o karbonata. Peščene pole imajo enako sestavo in karakteristike kot na Bovškem in nedvomno kažejo na isti izvor. V tem flišu so- do 1 m debele pole grcbozrna-tega apnenega peščenjaka in drobne breče z jasno- plastovitostjo-. Zelo- slabo- zaobljena podolgovata zrna se med seboj dotikajo. Glinenemu vezivu pripada le nekaj odstotkov. Med zrni prevladuje vo-lčanski apnenec, ostanek pripada sparitu, kremen pa je le v sledovih. Tak peščenjak in breča sta bolj pogostna v spodnjem delu fliša. V profilu pri Livku je apnena breča še lepše razvita. Zrna dosežejo tu velikost enega centimetra. Zrna apnenca sesto-je iz lupin školjk ter iz peletnega, organskega, mikritnega in sparitnega apnenca. Fosili so pogostni (miliolide, deli rudistov, mahovnjaki, tekstularije) in kažejo- na jursko- in kredno- starost apnenih zm. Opisani grobozrnati peščenjak in brečo najdemo le v okolici Drežnice in pri Kobaridu. Dejstvo-, da ne dobimo enakih kamenin na Bovškem, nam tudi kaže na delitev sedimentacijskega bazena v severni (bovški) in južni (drežniški) del s podvodnim pragom v smeri Polovnika. Za razliko od normalnega, bolj kre-menovega peščenjaka (poldro-be), ki se je transpo-rtiral -od severozahoda, sta bila apneni peščenjak in breča odložena v bazen z boka, slabo zaobljena zrna pa kažejo- na sorazmerno- kratek transport. Edina možna smer transporta te breče in peščenjaka je z juga, ker volčanskega apnenca severno od Polovnika ni. Ze F. K os s mat je bil pozoren na plasti in večje komplekse breče med tankoplastovitim flišem na Ko-bariškem, lepo- Vidne v grapah nad Drežnico, v okolici Raven, pri vasi Krn, ob cesti na Livek in drugod. Poleg breče je ponekod tudi konglomerat z obilnim glineno-lapo-rnim vezivom. Te plasti breč in konglomerata so olistostrome, nastale oči vidno- s podvodnim plazenjem. Takšne olistostrome dosežejo- na Ko-bariškem in pri Drežnici debelino- največ 60 m, navadno pa so debele do- 10 m. Bloki in prodniki o-listostrom sestoje skoraj izključno iz apnencev, ki jih najdemo v okolici. Prevladuje vo-lčanski apnenec, pogostni so tudi razni mezozojski apnenci (isti kot v grobozrnatih peščenjakih). Bloki dosežejo velikost 1 m, navadno pa so- manjši (velikost pesti). V nekaterih olistostromah je zanimivo vezivo, ki spominja na »scaglio« bovškega kotla. Navadno- je to- vijoličasto rdeč, redko- temno- siv gost glinasti lapor (vsebuje 23 °/o CaCO.j), ki je precej trd in se iverasto kroji. Vmes so- tudi fo-ra-minifere, predvsem globotrunkane. V grapi nad Drežnico- je med tankoplastovitim »peščenim« flišem čez 10 m debel kompleks take »scaglii« podobne kamenine. V njej ni nobenih prodnikov ali blokov in kamenina ne pripada olisto-stromam. Leče roženca njeno- podobnost s »scaglio« še povečujejo-. Pravo debelino' fliša je v okolici Drežnice težko oceniti, zdi pa se, da je manjša kot v bovškem kotlu. Tudi del drežniške- planote je sinklinala, katere južno krilo je v normalnem položaju, severno krilo pa je strmo- in prevrnjeno pod narivnim robom Polovnika. Os sinklinale poteka vzporedna s Polovnikom. Najmlajši del flišne- formacije je zguban in po-večini prekrit. Ni debelejši od 200 m. Fo-raminifere kažejo na zgornjesenonsko starost tega dela fliša. SI. 28. Fliš drežniškega pasu Fig. 28. Flysch of the Drežnica Zone 1 Olistostroma, 2 Fliš s karakteristikami distalnega razvoja, 3 Debelejše plasti apnene breče, 4 Plastoviti glinovec, 5 Drobnozrnati apnenčev peščenjak in breča, 6 Volčanski apnenec. 1 Olistostrome, 2 Flysch displaying characteristics of distal deposits, 3 Thick beds of calcareous breccia, 4 Bedded argilite, S Fine grained calcareous sandstone and breccia, 6 Volče Limestone. Soteska Kozjek Kozjek Gorge Drežnica Drežnica Vili age m 300- ................. ^ 200- o o O <0 o ( 0 o > Q O < O o o [r, 0,0 1 W>-0*\ iS v el A A A ' . I —~ 1 29 — Geologija 17 Po naših opazovanjih je debelina »peščenega« fliša v grapi Kozjek od baze do horizontov pri Ravnah okrog 350 m, tako da je skupna debelina okrog 500 m. Pri Drežnici vpada fliš blago proti severu, ponekod pa leži skoraj vodoravno. Pri narivanju Polovnika s severa je prišlo tudi do manjših narivov v samem flišu. To opazimo v grapi Kozjek med Drežnico in Jezercami, kjer je ista, kakih 10 m debela plast breče dvakrat luskasto* narinjena na glinasto* flišne pole. Pod Krnom je fliš v peščenem razvoju debeljši kot pri Drežnici in ni v inverznem položaju. Vpada položno* pod narivni rob dachsteinskega apnenca. Po izpiranju mikrofavne smo iz glinastih vzorcev fliša ločili z bromoformom težke minerale desetih vzorcev, ki smo jih nabrali na vseh večjih flišnih območjih. Sestava težkih mineralov je dokaj monotona, skoraj vsi izpirki vsebujejo enake minerale. To* kaže na enoten izvor sedimenta. Med prozornimi minerali močno* prevladujeta granat in cirkon. Poleg tega najdemo* še klorit, turmalin, apatit, levko*xen, rutil in sfen. Štetje zrn in določanje procentualne* sestave ni možno, ker so* izpirki siromašni s težkimi minerali in so* vzorci bili za statistično* obdelavo premajhni. Minerali kažejo* na dolg transport. Zrna granatov so še dokaj sveža, turmalin in cirkon imata še ohranjeno kristalno* obliko*, vendar precej zaobljene robove. Zrna rutila so močno zaobljena, nekaj cirkonovih zm pa je popolnoma zaobljenih. Neprozorni minerali v izpirkih prevladujejo*. Med njimi je najpogostnejši sedimentni sulfid (markazit), ki zapolnjuje* tudi foraminifere. Poleg sediment-nega sulfida so* pogostnejši še limonit, magneti t in ilmenit. V lahki frakciji (0,06 do 0,1 mm) je najpogostnejši kremen. V nekaj izpirkih ga je do* 90 °/o. Karbonatov (v glavnem apnenec in čisti kalcit) je nekaj odstotkov do* 30 °/o. Femične minerale nahajamo* le v sledovih in jih je* nekaj odstotkov. Enako je tudi s sljudami, kjer muskovit prevladuje nad biotitom. Postavlja se vprašanje izvora težkih mineralov. Transpcrtirali so se skupaj s peščenimi zrni s severozahoda. Zato je njihovo* matično* kamenino* treba iskati v metamorfnih in magmatskih kameninah Centralnih Alp. Sklepi o sedimentaciji v kredni dobi. Flišno območje Zgornjega Posočja je le manjši del krednega flišnega ozemlja na južni strani Julijskih Alp. Popolnejšo* podobo* sedimentoloških in tektonskih razmer v širšem obsegu bo mogoče podati šele po obdelavi celotnega predalpskega prostora. Rezultati naših raziskav so le del tega programa in so na kratko naslednji: V senonu je na ozemlju Zgornjega Posočja obstajala morska kadunja. Podvodni greben na območju Polovnika jo* je delil na dva dela. V južnem (drežni-škem) se je usedal v začetku volčanski apnenec, ki kaže s svojo ritmično in gradacijsko zgradbo* vse znake apnenega flišnega razvoja. Ta tankoploščasti apnenec se je sedimentiral delno* s turbiditi. V severnem delu (bovškem) se je v pelagičnem okolju istočasno odlagala tankoplastovita »scaglia«. Foraminiferna favna je ista v volčanskem apnencu in v »scaglii« in dokazuje njuno* istočasno sedimentacijo v turonu in spodnjem senonu. V zgornjem senonu se* je pričel odlagati na obeh območjih fliš. V spodnjem delu ima karakteristiko distalne sedimentacije*, više pa postaja čedalje bolj plitvomorski. Generalna smer transporta peščenjaka in glinovca je s severozahoda (si. 11). Razlike med bovškim in drežniškim območjem so opazne v grobozrnatih plasteh. V bovškem kotlu so* to* debelejše konglomeratne olistostrome z drob- nim peščenim vezivom. Material je prihajal s severa in kaže na krajši in hiter transport, ko je bila obala blizu. Drežniški fliš se razlikuje od bovškega po apnenem peščenjaku in breči. Pole peščenjaka dosežejo debelino enega metra, breča pa je dosti debelejša. Material za peščenjak in brečo je prihajal v bazen z juga in jugozahoda, zaradi podvodnega praga pa ni prodrl v severno kadunjo. Zgornjekredni sedimenti Zgornjega Posočja kažejo na živahna tektonska dogajanja med vso sedimentacijo. Bazen se je pričel formirati v mediteranski tektonski fazi v turonu (A. Tollman, 1966) s transgresijo »scaglie« in volčan-skega apnenca na jurske sedimente. Močneje je zastopana ressenska tektonska faza med spodnjim in zgornjim kampanom, ko se je pričel odlagati fliš. Z »divjim flišem« se sedimentacija v zgornjem Posočju konča. Tektonika predkvartarne podlage Zgornje Posočje leži na stiku Julijskih Alp in njihovega prednožja in ima zelo zapleteno zgradbo, ki sta jo že F. K o s s m a t in A. W i n k 1 e r različno interpretirala. Pri tem je bilo pomembno vprašanje, ali je bovški kotel tektonsko okno v narivu Kanina in Polovnika, kot to zagovarja A. Winkler (1921), ali pa je le močno pogreznjena sinklinala, kot je mislil F. Kossmat (1913). V okolici Bovca in Kobarida ločimo naslednje tektonske enote (si. 11): a) Kanin, b) Krnsko^koblanska enota, c) Pleče, d) Bovški kotel, e) Polovnik, f) Drežniški pas, | . g) Kobariški Stol, ) JullJska zunan^a cona h) Prednožje Julijskih Alp. a) Kanin je del široke plošče dachsteinskega apnenca Centralnih Julijskih Alp. Od fliša bovškega kotla ga loči narivna ploskev, ki se nadaljuje proti se^ verovzhodu v mojstrovški prelom. Ta loči severovzhodno nadaljevanje kanin-ske enote od vzhodneje ležečih enot Centralnih Julijskih Alp. b) Krnsko-koblanska enota je največja od vseh; pripada južnemu delu Centralnih Julijskih Alp. Njena zahodna meja poteka ob mojstrovškem prelomu. Na Bovškem ji pripadata planini Golobar in Svinjak. Pri Kalu se obrne meja med to enoto in flišem bovškega kotla proti jugovzhodu in se nadaljuje v zelo pomembni krnsko-koblanski nariv. Ta tektonska enota sestoji v glavnem iz dachsteinskega apnenca. c) Pleče predstavlja ozemlje vzhodno od Drežnice in južno od Krna. Sestoji iz močno zgubane in razpokane »scaglie« in svetlejšega lapornega krednega apnenca. Ta tektonska enota je bila izrinjena iz vzhodnega dela bovškega prostora. d) Bovški kotel je po mnenju nekaterih geologov (F. Kossmat, 1913) globoko- vgubana flišna sinklinala s smerjo vzhod—zahod, po1 mnenju drugih pa tektonsko okno (A. Winkler, 1924). Severozahodni rob bovškega kotla predstavlja nariv Kanina in Rombona na fliš (si. 3). Dachsteinski apnenec vpada tu proti jugu disko-rdantno na narivno ploskev". Fliš pod narivnim robom je precej zguban. e) Polovnik kaže antiklinalno- zgradbo (tab. 3, si. 1). Os antiklinale poteka po južni strani slemena. Proti zahodu se na drugi strani Soče antiklinala ne nadaljuje, ker jo prekinja prelom. V njenem severnem krilu vpadajo plasti pod kotom 60° proti severu ter jih od »scaglie« in bovškega fliša loči subverti-kalni prelom. Južno krilo- antiklinale je narinjeno na drežniški fliš. O tektonskem položaju Polovnika sta razpravljala predvsem F. Ko-ssmat (1913) in A. W i n k 1 er (1924). Po Winklerju naj bi tvoril Polovnik skupaj s Kaninom in krnsko-koblansko- enoto prvotno sklenjen nariv, ki naj bi ležal v celoti na flišni podlagi. Za to naj bi govorili predvsem premiki ob mojstrovškem prelomu. V vsej dolžini od savske doline do Bavščice je ob tem prelomu dvignjeno jugovzhodno krilo- in so zato na tej strani starejše kamenine v stiku z mlajšimi na nasprotni strani preloma. V bovškem kotlu pa je razmerje nasprotno, mlajši kre-dni fliš na jugovzhodni strani je v stiku s starejšim, dachsteinskim apnencem na nasprotni strani preloma. Najenostavnejšo razlago za takšen položaj je videl A. Winkler v predpostavki, da je tudi bovški fliš del podlage pod narinjeno ploščo dachsteinskega apnenca, ki je bila ob podaljšku mojstrovškega preloma dvignjena tako- visoko, da je v današnjem Bovškem kotlu razgaljena. Po drugi strani pa govore opazovanja na Polov-niku samem proti taki interpretaciji. Verjetnejša je razlaga, da je Polovnik samostojna paravtohtona enota, ki je bila stisnjena v ozko- in visoko- antiklinalo ter ob južni strani narinjena na drežniški fliš (tab. 3, si. 1). Razlogi, ki vodijo do razlage, so naslednji: 1. Če bi bil Polovnik ločen del kaninskega nariva, bi težko razložili, zakaj ima drugačno, antiklinalno zgradbo kot območje pod Kaninom in Ro-mbonom, kjer vpadajo skladi povsod proti jugu. 2. Na severni strani Polovnika vpada apnenec ob prelomu pod »scaglio«, ki je baza deformirane bovške flišne sinklinale. To je dokazano- z vrtinami na zahodnem delu Polovnika, lepo- pa se vidi tudi v srednjem in gornjem delu potoka Slatnek. Pojav, da se fliš ponekod neposredno stika z apnencem, je posledica prelomov. 3. Sedimentološke razlike med bo-vškim in kobariškim flišem kažejo- na prag v zgornji kredi, ki je potekal prav na območju Polovnika. Ta prag si razlagamo kot zametek po-lo-vniške antiklinale. Polovnik imamo zato za avtohtono- eno-to-, ki je bila kasneje stisnjena, na jugu pretrgana in delno narinjena na fliš. f) Drežniški pas se razteza južno o-d Po-lovnika in ima v glavnem sinklinalno zgradbo. Os sinklinale poteka med Drežnico- in Magozdo-m. Južno krilo je v normalnem položaju, severno pa v inverznem, kar vidimo- pri Mo-rizni in v grapah pod Polovnikom. Baza fliša je volčanski apnenec. Vzho-dneje od Drežnice se sinklinala izgubi v nagubano flišno ozemlje. Drežniška sinklinala in Ko-bariški Sto-l pripadata Julijski zunanji coni (A. W i n k 1 er, 1926). g) Kobariški Stol tvori južni rob julijske zunanje cone. Ob ko-bariško-cerkljanskem prelomu je narinjen proti jugu na prednožje Julijskih Alp. Zahodni del Julijske zunanje cone je s prelomi in narivi močno- razkosan. h) Prednožje Julijskih Alp tvori območje neposredno- južno- od kobariško-cerkljanskega nariva. V okolici Kobarida so v tej enoti močno razširjene flišne kamenine. Iz njih se dvigata antiklinali Matajurja in Kolovrata. Matajur je kupola z dachsteinskim apnencem v jedru ter z jurskim apnencem in zgornje-krednim flišem na obrobju. Na severni strani Matajurja poteka v dinarski smeri daljši prelom, ki pa strukture v grobem ne spremeni. Faciesa triadnih in krednih plasti v prednožju Julijskih Alp in v Julijski zunanji coni sta si tako podobna, da se nam zdi vključevanje prednožja v eno, Julijske zunanje cone pa v drugo tektonsko enoto prvega reda, tj. v Alpe, oziroma v Dinarsko gorovje, neutemeljeno'. Dejansko gre za geološko* podobna območja s skoro* enakim stratigrafskim zaporedjem plasti. Razlika je le v intenziteti tektonskih deformacij, ki postopno* pojema cd severovzhoda proti jugozahodu. Prelomi in narivi, vzdolž katerih povečini postavljajo meje med tektonskimi enotami, nimajo regionalnega pomena in se v razdalji nekaj deset kilometrov izgubijo. To seveda onemogoča dosledno* razmejevanje tektonskih enot vzdolž ostro* začrtanih mej. Kvartarni dolinski zasip Podobno* kot druge alpske doline, ki so bile v pleistocenu pod ledom, je tudi soška dolina več ali manj na debelo zasuta s kvartarnimi sedimenti. Podrobneje je te sedimente raziskoval A. Winkler (1928, 1931). S. Ilešič (1951) je po obliki vzdolžnega profila soškega korita sklepal na dviganje okolice Žage. Tega pa vrtanje ni potrdilo*. Na obliko* vzdolžnega profila vpliva namreč še vrsta faktorjev, ki jih S. Ilešič ni upošteval. Za projekt dolinske pregrade pod Bovcem je pomembna zlasti debelina in sestava kvartarnega zasipa, ki se vzdolž doline Soče močno menjava. Ob vstopu v bovški kotel je struga zarezana v dachsteinski apnenec in kredni fliš. Po* približno 2 km se spusti flišna podlaga bovških teras pod gladino Soče. Fliš sega v podlagi kvartarnega zasipa še nekako* do izliva Gljuna v Sočo, tj. okrog 2 km vzhodno od profila Suhi potok. Spodnji del bovškega kotla in sorazmerno široka dolina proti Zagi sta zarezana v dachsteinski apnenec med antiklinalo* Polovnika in Kaninom. Po veliki širini kvartarnega zasipa v predvidenih pregradnih profilih je bilo že pred pričetkom vrtanja možno* sklepati na znatno debelino kvartarja pod dnom Soče (tab. 2). Toda šele vrtine so* pokazale, da je tu debelina kvartarnega zasipa še mnogo* večja, kot se je prvotno* pričakovalo (tab. 3 si. 2). Vrtina V-37 je dosegla dachsteinski apnenec šele v globini 280 m. Pri Srpenici pa je vrtina S-3 zadela na triadno podlago* celo šele* v globini 322 m. Podlaga kvartarja je tu na koti okrog 90 m, to je za 110 m globlje kot skalnata struga Soče 6 km niže pri Mago-zdu. Tako veliko poglobitev pred-kvartarnega dolinskega dna bi težko* pripisali samo eroziji ledenika; verjetno* je k temu prispevalo tudi tektonsko1 pogrezanje spodnjega dela bovškega kotla in okolice Žage. Tudi prod v najglobljih delih kvartarja, ki so niže kot skalnata struga pri Kobaridu, bi težko* razložili drugače kot s po'grezanjem tega dela soške doline. Podobna mlada tektonska udorina je tudi dolina Soče med Tolminom in Kobaridom. Globina predkvartarne podlage tu še ni znana. Vrtine pri Zatolminu, globoke do 60 m, niso prišle do* podlage. Pri obeh kotlinah gre za mladokvartarno* tekto-niko, saj niti v bovški niti v kobariško^tolminski kotlini ni moren na rečnih naplavinah. V bovški kotlini tudi v vrtinah ni moren, kar kaže, da so* ti sedimenti postglacialni. Tudi jezerski sedimenti pri Srpenici sa po-stglacialni (A. Ser cel j, 1970, 237). Starejše kvartarne sedimente dobimo ob robu tega postglacialnega zasipa neposredno na predkvartarni podlagi (A. Šercelj, 1970, 213). Na močno tektonsko aktivnost tega območja kažejo tudi potresi pri Tolminu. Velike morene pa dobimo pri Magozdu ter med Trnovim in Srpenico. Kot so ugotovili že E. Briickner, A. Penck in A. Winkler, je segel soški ledenik v wurmu do Mosta na Soči. Z otoplitvijo se je ledenik začel umikati. Med umikalnimi stadiji je prišlo do ponovnih sunkov, ki so zapustili morene v dolini Soče in na njenih pobočjih. Morene med Drežnico, Magozdom in Ravnami je odložil manjši stranski ledenik pod Krnom. Zahodno- od Mago-zda je bila soška dolina med Ognjenom (480 m) in Magozdom zasuta z morenskim in podornim materialom, debelim prek 250 m. Verjetno je nekdanje korito Soče na sektorju, kjer se pod Magozdom zajeda v flišno osnovo*, potekalo nekoliko- zahodneje od tod. Po A. Winklerju in italijanski geološki karti gre tu le za podorni material, vrtanje pri Magozdu pa je pokazalo, da gre v glavnem za moreno. Za to- moreno je bilo na območju Trnovega nekaj časa približno- 2 km dolgo- jezero, kot kažejo izdanki jezerske krede na levem pobočju Soče severno od Trnovega (A. Winkler, 1926). Podoben zasip kot med Magozdom in Ognjenom opazujemo med Srpenico in vasjo Trnovo. Vzpetina Kuntri (530 m) in njen podaljšek na drugi strani Soče sestoji iz morenskega in podo-rnega materiala. Za to pregrado je bilo večje jezero, ki je segalo prek Zage nekako do- Čezsoče. Morene so ohranjene še na desni in levi strani Učje. Nakopičil jih je delno- soški ledenik, delno pa ledenik, ki je prihajal po dolini Učje. Tu je bilo manjše zajezitveno- jezero, katerega sedimente opazujemo na kraju, kjer nariv Zage prečka Učjo. Severno in severozahodno od Bovca so številni ostanki robnih moren po>-mešani z gruščem. Morene so- še med vasjo- Koritnica in Kalo-m ter južneje nekoliko nad izlivom Koritnice v Sočo. Na dnu Bovškega kotla pa imajo- morene le majhen obseg. Dobimo jih predvsem v njegovem zgornjem delu, kjer leže morene pod prodom bovške terase neposredno na flišni podlagi. V spodnjem delu bovškega kotla morene niso bile zanesljivo najdene. Možno je, da je del grobozrnatih sedimentov, ki so bili navrtani v profilih Boka in Suhi potok, morena, vendar so preizkusi prepustnosti dali skoro povsod visoke vrednosti, kakršnih talne morene povečini nimajo. V raziskanih profilih sestoji dolinski zasip iz treh delov (tab. 4 in 5): 1. zgornji prepustni del, sestavljen iz postglacialnega proda in grušča, 2. srednji, vodo-držni del sestavljen v glavnem iz jezerske krede, 3. spodnji prepustni del, v najglobljih delih zasute soške doline. Spodnji prepustni del je v glavnem iz proda in grušča. To vsekakor govori za tektonsko- pogrezanje območja, ker leže ti sedimenti dobrih sto- metrov globlje kot skalnata struga Soče pri Mago-zdu. Debelina teh spodnjih prepustnih naplavin je delno zelo velika (prek 100 m). Ta del zasipa je zato zelo pomemben Vodo-nosnik. Srednji del zasipa je iz jezerske krede. Ta je sivkasto rumena, ško-ljkastega loma in z jasno izraženo- paralelno pasovito-stjo- (si. 29), ki je posledica menjavanja svetlejših in temnejših plasti. Podobno- kot pri sedimentih drugih lede-niških jezer, je to menjavanje tudi tu posledica menjave toplega in hladnega vremena. Debelo-zrnati svetlejši pas se je usedal po-leti, drobnozrnati temnejši pa pozimi. Svetli pasovi so vedno debelejši od temnejših. Jezerska kreda je v glavnem me-lj, v katerem prevladujeta apnenec in dolomit. Flišne komponente je sorazmerno malo, ker je fliš manj razširjen. Kemična sestava Vzorca krede iz Srpenice je naslednja: vlaga.........0,30 % SiO„..........8,45 % Fe.,63......... 1,18% Al.A.........2,63 % CaC03.........71,15% MgCOg.........14,29 % nedoločeno.......2,00 % Petrografska analiza netopnega ostanka je pokazala, da sestoji iz kremena, sljude (muskovita) in limo-nita. Debelina jezerske krede se zelo spreminja. V sredini soške doline v profilu Suhi potok doseže skoro 200 m (tab. 4), proti robovom doline postaja tanjša, vendar se na večini preiskanih mest neposredno stika s triadno podlago-. V bližini triadne podlage vsebuje jezerska kreda skoro povsod večje število- drobcev triadnega apnenca. To so drobci grušča s pobočij, ki so padali v jezero- in se primešali kredi. Skoro- povsod je- prepustnost tega gruščnatega sedimenta zaradi velike množine krede minimalna. Ponekod se plast jezerske krede izklini še predno doseže triadno podlago-. Očividno je to posledica stranskih dotokov, ki so razgibali vodo jezera tako močno, da se drobnozrnata kreda ni mogla usedati. Na teh krajih leži med jezersko kredo in triadno podlago po-vsod več ali manj prepustna plast peska in grušča. Jezerska kreda manjka pri vstopu Boke v dno soške doline (tab. 5) in SI. 29. Kvartarna jezerska kreda. Potok Gljun Fig. 29. Quaternary lacustrine silt and clay. Gljun Brook verjetno tudi pod izlivom Učje. Tudi vrtine pri Srpenici so- pokazale, da je na desni strani doline med jezersko- kredo- in triadno podlago- debela plast prepustnega peska in grušča. Te prekinitve neposrednega stika med jezersko kredo in podlago- so bile odločilne pri izbiranju profila za pregrado-. Pri končni izbiri med obema možnima profiloma »Boka« in »Suhi potok« je bil ocenjen profil Suhi potok kot ugodnejši, ker bi gradnja v sicer topografsko ugodnejšem profilu »Boka« zahtevala obsežna dodatna tesnilna dela v kvartarnih naplavinah na desni strani pregrade-, kjer manjka kreda. Zgornji prepustni del zasipa ni enoten, ker je Soča s pritoki prvotni zasip erodirala in nasula mlajše naplavine-. Prvotni zasip nad jezersko- kredo- tvori danes bovško teraso in majhno- teraso- pri izlivu Boke. V teh terasah postaja jezerska kreda više vedno bolj peščena. Ponekod so do 50 cm debele plasti čistega drobnega peska. V spodnjem delu bovške terase so- vidne de-ltaste plasti proda. To so zadnje jezerske plasti bovškega kotla. V vzhodnem delu bovške terase poševnih prodnih plasti ni več videti. Takšnega obsega, kot ga kaže italijanska geološka karta tega območja, jezerske usedline brez dvoma nimajo-. Na ježah teras sega jezerska kreda povečini še 20 do 30 m nad današnjo strugo Soče, to je približno do- kote 360 m. Prvotna jezerska gladina je bila še nekoliko- višja. To kažejo- poševne plasti prodne delte v ježi bo-vške terase nasproti Čezsoče. Marsikje je- bil zgornji del jezerske krede v mlajšem kvartarju odnesen in teren nasut z mlajšimi rečnimi naplavinami ali gruščem. Jezerska kreda je zato kljub sorazmerno- veliki razširjenosti le malokje vidna. Najlepše je vidna v površinskem kopu v Srpenici. Tu so> plasti v spodnjem delu kopa popolnoma SI. 30. Nagubana jezerska kreda. Odkop krede pri Srpenici Fig. 30. Folded lacustrine silt and clay. Open pit at Srpenica KVARTAR - QUATERNARY Prod, pesek Gravel, sond Grušč Talus Nižja terasa lovver terrace Višjo terasa Higher terrace Jezerska kreda Lacustrine silt and clay ZGORNJA TRIADA - UPPER TRIASSIC Siv skladovit apnenec Grey bedded limestone Siv dolomit Grey dolomite GEOLOGICAL MAP OF SUHI POTOK AND BOKA IN THE SOČA VALLEY 0 50 100 200 300 400 m Tabla 2 - Plate 2 GEOLOŠKA KARTA SUHEGA POTOKA IN BOKE V DOLINI SOČE Vpad plasti Strike and dip of beds Prelom Fault Prelom, domneven Fault, supposed Zdrobljena cona Crushed zone Izvir kvartarnih vodonosnikov Spring from Quaternary aguifers Kraški izvir Karst spring Jama Cave Rob terase Terrace edge ffiV-9 Vrtina Borehole Rov Gallery Profil Section PO LOVNI K KVARTAR - QUATERNARY Metišče in podorina Ročk rubble and rockfall Samice, prod in pesek Boulders, gravel and sand Tabla 3 - Plate 3 SI.1 GEOLOŠKI PROFIL BOVEC-TRNOVO mg.i GEOLOGiC SECTION BOVEC-TRNOVO 0 0.5 1 km ZGORNJA KREDA - UPPER CRETACEOUS FliŠ Flysch Brečasti apnenec Brecciated limestone Tanko plastoviti volčanski apnenec z rožencem Zl.ifeCJ Thin bedded Volče limestone with chert ZGORNJA TRiADA - UPPER TRRIASSIC Skladoviti dachsteinski apnenec Thick bedded Dachstein limestone Prelom, rever2ni prelom, noriv Fault, reverse fault, thrust fault KUNTR! 500 400 300 200 100 500 400 300 200 100 20 k m vodoravne, nad njimi pa slede nagubane plasti (si. 30). Drugod so zgornje plasti vodoravne in nižje plasti nagubane. Tako so v vrtini V-8 našli pod zgornjimi, vodoravnimi plastmi poševne plasti, katerih naklonski kot postaja proti globini čedalje večji. Ker nad kredo- ni nikjer moren, je nagubanost krede lahko le posledica plazenja še svežega sedimenta po- dnu jezera. Hidrogeološka opazovanja na območju pregradnih profilov Na območju projektirane pregrade so- štirje močno prepustni vodo-nosniki, dva v kvartarnih naplavinah, ki sta ločena s plastjo- jezerske krede, in dva v zakraseli podlagi iz dachsteinskega apnenca, po eden na vsaki strani soške doline. Režim vode v krasu obeh bokov se precej razlikuje. To je posledica razlike v velikosti in višini kraškega zaledja. Medtem ko je na desni strani Kanin z višinami nad 2500 m in s širokimi Kaninskimi po-di (okrog 25 km2), je na levi strani greben Polovnika širok le okrog 2 km in viso-k največ 1700 m. Dotok je zato z desne strani močnejši in je ob kopnenju snega močen še- v zgodnjem poletju, ko vode s strani Polovnika že usihajo. V bližini predvidenega pregradnega profila je na desni strani vrsta močnih izvirov. Okrog 2 km nad predvideno- pregrado je na stiku fliša z apnencem močan izvir Gljuna okrog 90 m nad dnom doline. Okrog 1 km nad pregrado je več izviro-v Zvike. Stalni so tik ob robu kvartarnega dolinskega zasipa, ob močnem deževju pa delujejo- še dodatni presihajoči izviri okrog 30 m nad dolinskim dnom. Tik ob desnem boku profila Suhi potok je presihajoči izvir z istim imenom. Po- močnejšem deževju in spomladanski odjugi daje več m3/sek. Visoko na pobočju Kanina izvira nad ozko stransko grapo Boka in pada v slapu 80 m globoko-. Izvir leži v višini 730 m, tj. 385 m nad dnom soške doline. Je sicer stalen, vendar njegova izdatnost močno- niha. Ob suši znaša le okrog 0,2 m3/sek, ob deževju pa okro-g 100 m3 sek. 1 km pod profilom Suhi potok izvira Bo-čič tik ob desni strani dolinskega dna. Ta izvir je precej stalen in napaja vodovod za Žago-. Okrog 100 m vzhodno od Bočiča je precej močen izvir v kvartarnih naplavinah, za katerega bi zaradi majhne razdalje od Bočiča lahko domnevali, da gre za zasut kraški izvir. Količina vode v njem pa je bolj stalna kot v Bo-čiču, poleg tega pa je tudi njegova temperatura za okrog 1 °C višja. Zato- domnevamo-, da gre za naraven arteški izvir podtalnice iz prodnih naplavin pod kredo. Apnenec v desnem boku doline ni globoko zakrasel; vrtine so- pokazale močnejšo prepustnost le do- globine 40 do- 70 m. Na levi strani doline pod Polo-vnikom v okolici predvidenega profila ni močnejših izvirov, kar je zaradi majhne širine Po-lo-vnika razumljivo. Poleg tega sega fliš na severni strani Polovnika više na pobočje- kot na južni in zato sko-ro vsa voda odteka pro-ti jugu, kjer je nasproti vasi Trnovo- močan izvir. Ta leži sicer v grušču, vendar gre oči vidno- za zasut kraški izvir, ki odvaja vodo Polovnika. Na severni strani Polovnika je le majhen izvir o-krog 1,5 km nad profilom Suhi potok tik ob zahodnem koncu flišnega pasu. Položaj gladine podtalnice v krasu je bil raziskan v obeh bokih s piezo-metri, ki so- bili zvrtani iz rovov 2 m nad predvideno- ko-to zajezitve. Ro-v v desnem boku je bil 180 m dolg in je bil opremljen z dvema piezo-metroma. Rov v levem boku je bil dolg 250 m in je bil opremljen s tremi piezometri (tab. 4). Ob visokih vodah se gladina podtalnice zelo hitro- dviga proti notranjosti hriba in doseže v oddaljenosti 60 do* 70 m od vhoda nivo rova. Iz desnega rova teče takrat nad 1 m3 vode v sekundi, iz levega pa manj. V sušnem času gladina podtalnice močno pade in je še okrog 20 m pod koncem desnega rova. Na levi strani je gladina še nižja; ob nizki vodi je 55 m pod koncem rova. To je razumljivo, ker je napajanje podtalnice v ozkem grebenu Polovnika mnogo slabše in poleg tega zaradi majhne širine tega grebena voda sorazmerno hitro odteče. V okolici predvidene pregrade sta v kvartarnih naplavinah soške doline dva horizonta podtalnice, ki ju loči jezerska kreda. Le pri vstopu Boke v dolinsko dno in verjetno tudi ob izlivu Učje je ta plast krede prekinjena, tako da lahko spodnja in zgornja podtalnica kvartarnih naplavin komunicirata po prepustnih kameninah nad triadno podlago. V prepustnih naplavinah nad jezersko kredo je le neznaten horizont podtalnice. Kontakt med jezersko kredo in krovninskimi prodnimi plastmi je zaradi delne erozije v različni višini. Zato podtalnica v zgornjem produ ne tvori enotnega horizonta. V vsakem primeru bi bilo treba pri gradnji projektirane pregrade zgraditi neprepustno' jedro skozi površinske prepustne naplavine do jezerske krede. Zato prepustnosti tega proda nismo podrobno raziskali. Vsekakor pa lahko računamo na zelo spremenljivo prepustnost, saj imamo v tem, zgornjem horizontu zelo različne hribine, od pobočnega grušča in hudourniškega proda do sorazmerno drobnega proda soških teras. Gladina podtalnice v zgornjem horizontu je bila opazovana v petih piezo-metrih. Vrtina V-8 je bila opremljena kot dvojen piezometer za opazovanje gladine spodnje in zgornje podtalnice. V vseh teh piezometrih niha gladina vzporedno s padavinami in z gladino Soče. Najmanjša so nihanja v bližini Soče. V piezometrih ob strugi Boke in Suhega potoka je gladina zgornje podtalnice nižja kot dno sosednje struge. Zgornja podtalnica se tu torej napaja iz površinskih vodnih tokov. Zato je tudi razumljivo močno nihanje gladine zgornje podtalnice, ki znaša v piezometru V-4 do 8,5 m, kar je za odprt horizont precej. Ob nizkih vodah se zato tudi voda Boke kmalu po vstopu v naplavine izgubi v produ. Barvanje s 5 kg uranina ni dalo nobenih rezultatov. Barvilo se je verjetno delno absorbiralo v kredi, delno pa se je razpršilo po veliki površini in tako razredčilo, da ga ni bilo mogoče zaznati. Verjetno izvira večji del zgornje podtalnice tik ob bregu Soče in pod gladino Soče, tako da tega ne moremo opazovati. Horizont podtalnice v spodnjem produ je neprimerno močnejši, ker je debelina tega proda okrog 100 m. Podtalnica je zaprta in sega povsod do neprepustnega krova, ki ga tvori plast krede. V profilu Suhi potok je število vrtin dovolj veliko, da lahko ocenimo' površino prečnega preseka prepustnega proda na okrog 27 000 ms. Horizont podtalnice v tem produ nima neposredne zveze z zgornjim horizontom v produ, razen na desni strani profila Boka. Za oceno izgub iz akumulacijskega bazena je bilo treba določiti prepustnost spodnjega proda. Zaradi velike globine bi bilo vrtanje piezometričnih vrtin ob črpalnih vrtinah izredno drag postopek. Poleg tega bi bila zaradi precej velikih možnih odklonov njihova razdalja od črpalnih vrtin v globini neznana in rezultati črpalnih ali nalivalnih poskusov nezanesljivi. Zato smo se pri določevanju prepustnosti morali omejiti na črpanje in meritev piezometričnih gladin v vrtini sami. Poprečna vrednost 13 takih meritev je dala prepustnost k = 1,2 . 10-4 m/sek. Podtalnica v spodnjem produ se napaja v glavnem iz apnenca. To dokazuje piezo-metrična gladina podtalnice, ki se brez preskoka nadaljuje iz apnenca v prod (tab. 4). Ob nizki vodi je gladina v apnencu le malo bolj nagnjena kot v produ. Ob visoki vodi pa se v apnencu dvigne mnogo močneje kot v produ. Pri tem pa moramo upoštevati, da pri visoki vodi delujejo močni kraški izviri v neposredni bližini profila (Suhi potok in zgornji izviri Zvike) in da verjetno le sorazmerno- majhen del vode iz apnenca napaja spodnji prodni horizont. Tok vode v apnencu je torej mnogo- močnejši kot v produ. Piezometrična gladina niha v spodnjem produ sicer znatno manj kot v apnencu, vendar še vedno precej močno (do 15 m) in hitro ter istočasno kot v apnencu. V okolici vrtin V-8 in V-37 se nivo celo- dvigne več metrov nad površje. Vrtina V-8 zato- še danes deluje v takem času kot arteški izvir. V določenih obdobjih, predvsem v zgodnjem poletju, se vrtina V-8 spremeni v periodični izvir, ki začne delovati okrog 10. do 11. ure dopoldne in pozno popoldne spet presahne. Zelo- verjetno je to posledica ko-pnenja snega na Kaninu in hitrega dotoka vode po- kraških kanalih do dna doline. Ker voda v apnencu neposredno komunicira z vodo v spodnjem produ in ker je ta horizont brez proste gladine, zelo- hitro- sledi nihanju pritiska vode v apnencu. Dvig gladine traja torej le toliko časa, kolikor traja dotok zaradi kopnenja snega v toplem dnevnem času. Piezometrična gladina pada proti Soči. To- kaže, da se voda spodnjega horizonta izliva v Sočo-, vendar še ni zanesljivo dokazano, kje izvira. Možno je, da izvira voda vsaj delno iz apnenca na levem bregu Soče ali pod strugo- Soče, kjer se ta neposredno približa apnencu. Verjetno je pa tudi izvir pod teraso- vzhodno od Bočiča naraven arteški izvir spodnjega proda. Ocena vodnih izgub iz akumulacijskega bazena Geološke razmere v profilu projektirane pregrade HE Trnovo bi dovoljevale samo gradnjo nasute pregrade. Njena tesnilna oblo-ga ah tesnilno jedro- bi maralo biti vodo-držno vpeto v plast jezerske krede. V tem primeru bi bile izgube vode še vedno možne skozi zakraseli apnenec okrog b-oko-v pregrade in skozi apnenec na obeh straneh akumulacijskega bazena v globino do proda pod plastjo krede in po- prodnem zasipu v vzdolžni smeri na spodnjo stran pregrade. Ta voda bi lahko povzročala močen vzgo-n na spodnji strani krede in bi s tem ogrožala tudi pregrado. Prepustnost apnenca bi zahtevala injekcijska dela, ki bi zagotovila ustrezno vo-dodržnost bazena. Poleg izgub vode skozi apnenec okrog bokov pregrade bi morali preprečiti tudi pretakanje vode skozi spodnji prod. Globina tega proda je zelo- velika (do 300 m), zato ne moremo računati z normalno injekcijsko- zaveso-, ker bi bilo pri taki globini injiciranje v produ zelo- težko. Izgube skozi apnenec in spodnji prod bi lahko zmanjšali tudi z vzdolžno injekcijsko zaveso nad pregrado ob stiku med kredno- plastjo in apnencem. Pri dovolj veliki dolžini te vzdolžne zavese bi se izgube znižale na znosno količino. Ocena izgub vode iz akumulacijskega bazena brez vzdolžnih injekcijskih zaves Zaradi majhne globine zakraselo-sti (50 do 70 m) računamo-, da bi s sorazmerno kratko- prečno injekcijsko zaveso v bokih lahko preprečili odtekanje vode okrog bokov pregrade. Pretakanje vode skozi apnenec navzdol v spodnji prod smo skušali oceniti na poenostavljenem modelu. Model je naslednji (si. 31a in b). Pobočja doline s pravilnim profilom so iz apnenca, ki je do globine okrog 100 m enakomerno zakrasel. Dno doline je globoko zasuto. V zgornjem delu sestoji zasip iz enakomerno- debele plasti neprepustne gline, ki se tesno- prilega apnencu, pod to plastjo pa je prepusten prod. V vzdolžni smeri je profil povsod enak. To- dolino zapremo s pregrado' in obenem poskrbimo z drenažnimi vodnjaki za nemoten odtok vode iz spodnjega proda tik pod pregrado. Piezo-metrična gladina v spodnjem produ se bo pod pregrado ujemala z dnom doline, pod akumulacijskim bazenom se bo pa postopno- dvigala in se asimpto-tično- bližala gladini akumulacijskega jezera. Tok podtalne vode bo v večji oddaljenosti od pregrade- sorazmerno- majhen. V smeri toka se bo pa ojačeval z dodatno vodo, ki bo- povsod pronicala skozi zakraseli apnenec iz bazena v spodnji prod. Najmočnejši bo pretok tik pod pregrado. V naslednjem pomeni: x oddaljenost od pregrade Q pretok v poljubni oddaljenosti od pregrade Qo pretok pod pregrado H piezo-metrično višino podtalnice- v spodnjem prc-du v poljubni oddaljenosti od pregrade, merjeno od vznožja pregrade Ho višino vodne gladine v akumulacijskem bazenu (obenem piezometrični nivo podtalnice v zelo veliki oddaljenosti od pregrade) i hidravlični gradient A površino profila spodnjega proda k prepustnost spodnjega proda v filtrsko hitrost podtalnice v spodnjem produ c pretočnost apnenih bokov pregrade, odvisno- od prepustnosti, globine zakra- selosti in dolžine poti okrog roba kre-dne plasti, definirane z enačbo- (2). Izgube vode iz akumulacijskega bazena označujemo ko-t negativne. Celotni pretok vzdolž spodnjega prepustnega dela prodnega zasipa je tedaj: d H —Q = Ak~~ dx Hidravlični gradient v tem produ je torej dH Q * = — = — — (1) dx A k Predpostavljamo, da je pretakanje vode v apnencu laminarno- in linearno odvisno od razlike (Ho — H). Na dolžini dx bo na obeh straneh dotekala množina vode dQ dQ = c(H0 — H)dx (2) dQ — = c (Ho—H) (2') da: Če to enačbo odvajamo po x in vstavimo- za vrednost iz (1), dobimo dx d 2Q c Ob pogoju, da je pri x = 0 pretok Q = Qo, je rešitev te enačbe Q = Q0 exp (— 1/ — x). (4) y Ak d Q Ustrezno enačbo- za H dobimo-, če odvajamo (1) po x in vstavimo za — dx vredno-st iz (2') —— =--— (Ho — H) dx2 A k Rešitev te enačbe je pri pogoju, da je pri x = 0 H = 0 H = Ho 1 — exp | — l/ — (5) Iz tega do-bimo: Ce primerjamo pri x = 0 vrednost te enačbe z enačbo (1), dobimo \/ Ho —--— ) kA Ak in končno za pretok pod pregrado- tik ob izvirih Qo=—Hol/Afcc (6) V tej enačbi so- dovolj dobro- znani Ho, A in k H0 = 80 m fc = 1,2.10-4 m/se k A = 27 000 m2 Treba je dobiti le še približno oceno koeficienta c, tj. pretočnosti skale. Predpostavljamo, da je skala enakomerno- razpokana do globine- okrog 100 m. Prepustnost te skale smo- izračunali iz preskusov vrtin z vo-do- pod pritiskom (VDP). Poprečje prepustnosti (fc,) iz velikega števila poskusov je 1,5.10-* m/sek. Razen v neposredni bližini pregrade bo- pretok več ali manj vzporeden z ravnino- profila. Če je poprečna razdalja med točko, kjer voda ponira v akumulacijskem bazenu v skalo-, in točko, kjer se izliva v spodnji prod l, in če je globina zakraselega apnenca D, potem je pretok skozi skalo- na obeh straneh bazena v lameli debeli dx D da: dQ — 2k1 (Ho — H) (7) Če predpostavljamo poprečno vrednost za globino zakraselosti D = 100 m in za Z = 100 m, dobimo po primerjavi enačb (2') in (7) c = 2 k±. Če vstavimo to- vrednost v enačbo (6), dobimo- za Qo = — 0,252 m3/sek. Izgube skozi drobno razpokano skalo, v kakršni je bilo mogoče normalno meriti prepustnost, torej ne bi bile nevarne. Kraški izviri na desni strani pregradnega profila pa kažejo, da se voda pretaka tudi skozi večje kanale. Tudi z vrtinami smo našli do 0,3 m velike ka-verne v zgornjem delu apnenca. V nadaljnjem bomo poskusili oceniti pretok iz akumulacijskega bazena skozi kraške kanale v spodnji prod ob zelo poenostavljenih razmerah. Predpostavljamo, da je v skali sistem enako širokih cevastih kanalov, ki segajo iz akumulacijskega bazena do spodnjega proda. Ti kanali naj bodo tako* široki, da lahko trenje v njih zanemarimo, Iz ustja kanala v spodnji prod odteka voda radialno. Za tak pretok velja Dupuitova enačba, po kateri je q = (H0 — H) 2ji kr0 (8) Tu pomeni q pretok iz kanala r0 polmer tega kanala Pri kanalu z r0 = 0,1 m dobimo pretok q = 6 1/sek, tj. poprečno hitrost pretoka v kanalu v = 0,19 m/sek. Pri taki hitrosti so tlačne izgube v 100 m dolgem kanalu tako majhne (0,052 m), da jih lahko zanemarimo (primerjaj npr B J Vozdviženskij, 1946). Pri r0 = 1 cm pa bi znašale tlačne izgube že 30 m in jih ne bi smeli več zanemariti. Zato za tako ozke kanale naslednji račun ne velja več. Predpostavi j amo, da je kavernoznost apnenca enaka p in je vsa vezana na enako široke okrogle kanale. Na stični ploskvi med apnencem in prodom s površino P je vsota prečnih presekov vseh kanalov enaka pP. Če je premer vseh kanalov, ki sekajo to ploskev, enak r0 in je njihovo število N, je JV jtro2 = pP Število kanalov je torej w pP n ro Nadalje predpostavljamo, da je razdalja med kanali tako velika, da lahko medsebojni vpliv pretokov v produ pred ustjem kanalov zanemarimo. Pretok skozi sistem kanalov bomo zaradi tega računali enostavno kot vsoto pretokov posameznih kanalov pri čistem radialnem pretoku. Za en kanal velja enačba (8). Pretok skozi vseh N kanalov, ki sečejo ploskev P. je torej Q' = Nq = N 2n k r0 (H0 — H) Če vstavimo N iz (9) dobimo Q' = 2 k (H0 — H) — (10) ro Izgube so torej pri skalah z enako kavernoznost j o tem večje, čim ožji so kanali. To velja seveda le tako dolgo, dokler lahko zanemarimo trenje v kanalih. Del vode — dQ, ki se izgublja na odseku akumulacijskega bazena, dolgem dar, se precej a skozi kontaktno ploskev med prodom in apnencem in spodnjim prodom s površino P = S da;, kjer pomeni S dolžino prepustnega kontakta med apnencem in prodom v prečnem profilu. Če nadomestimo v enačbi Q' z dQ m P s S dar, dobimo dQ= 2fc(H-H0)^3^ (10') ro Če primerjamo to enačbo z enačbo (2), vidimo-, da je c = 2 k p S — r„ Po- podatkih vrtin ne moremo oceniti števila in širine kanalov dovolj točno. Za poskusni račun predpostavimo- naslednje vrednosti p = 1 %>, r0 = 0,1 m. S = 100 m in k = 1.2.10-4 m/sek in dobimo vrednost c = 2,4.10"3 m/sek Ce vstavimo to vrednost v enačbo (7) z A = 27.103m2 in H0 = 80 m, dobimo za Qo = — l m*/sek Kaverno-zno-st 1 °/o, ki smo- jo- predpostavljali za skalo-, je verjetno cenjena pesimistično. Ker pa je pretočnost v enačbi (7) pod kvadratnim korenom, padajo izgube le sorazmerno počasi z zmanjševanjem pretočnosti skale-. Če predpostavljamo- namesto- kaverno-znosti p = 1 % le p = 0,1 °/o, kar je verjetno pre-optimistično, dobimo za c = 2,4.10~4 m/sek, za izgube pa Qo = — 2,2 m3/sek Izgube, ki jih lahko- pričakujemo, skozi skalo- in spodnji prod, so torej tolikšne-, da bi pri realizaciji projekta morali znižati pretok vode v tej smeri. V nadaljnjem računajmo- z vrednostmi: za pretočnost skale c = 2,4.10-4 m/sek, za A = 27 000 m2 in za k = 1,2.10-" m/sek. Vrednost korena v enačbah (4) in (5) je J/— = 0,0272 m- S tem koeficientom se glasita obe enačbi (4) in (5) Q = Q0 e-9'0272 * (4a) H = H0 (1 — e-0-0272 *) (5 a) Večji del vode se izgubi torej v bližini pregrade. Iz enačbe (4a) lahko izračunamo, kolikšen je odsek akumulacijskega bazena, na katerem se izgublja devet desetin vode iz bazena. Izračunati moramo torej, v kateri c-ddaljenosti je pretok Qo Q -— — . To- vrednost vstavimo- v enačbo (4a) in dobimo 10 = Qq e-0,0272 X 10 In 10 x —-= 85 m 0,0272 Devet desetin vse vode bi se torej izgubilo v 85 m dolgem odseku akumulacijskega bazena nad pregrado, če bi bila skala enakomerno prepustna. Ocena izgub vode iz akumulacijskega bazena z vzdolžnima injekcijskima zavesama Pretakanje vode iz bazena skozi skalo v spodnji prod bi lahko- zmanjšali z injekcijsko zaveso. Zaradi velike globine spodnjega proda bi bilo- injiciranje tega proda s prečno injekcijsko zaveso izredno težko in uspeh dvomljiv. Izgube bi pa lahko zmanjšali z vzdolžnima injekcijskima zavesama v skali ob obeh robovih doline ob kontaktu med jezersko- kredo in skalo, ki bi segali do dna zakrasele skale (si. 31c in d). Ne smemo pa misliti, da bi lahko ob pogojih, kot smo jih preje predpostavljali, izgube zmanjšali na 1/10 že s 85 m dolgo injekcijsko zaveso. Ce bi injicirali skalo v bližini pregrade, bi padel piezometrični nivo V spodnjem produ v večji oddaljenosti od pregrade in bi se izgube tam povečale. V računu pomeni: L dolžino injekcijske zavese Qr, pretok v spodnjem produ med pregrado- in koncem injekcijske zavese Q pretok v spodnjem produ na območju, kjer ni injekcijske zavese Hl piezometrično višino na koncu injekcijske zavese H'o razliko piezometričnih višin ob koncu injekcijske zavese in gladino akumulacijskega bazena (H'o = Ho — Hl) Vse piezometrične višine merimo- od dna doline. Do razdalje L od pregradnega profila je pretok Qi konstanten, ker injekcijska zavesa ne dovoljuje nobenega dotoka iz bazena — Ql — Ak~ L QLL HL = — (11) Ak Od konca injekcijske zavese naprej pa vladajo podobne razmere kot v primeru brez injekcijske zavese le da moramo- zamenjati Ho z H'o, Qo z Ql in x z (x — L). Za H'o in Ql Velja torej enačba, ki je analogna enačbi (6) za Ho in Q: —Ql = Ho l/Akc = (Ho — Hl) ^Afcc (6a) —Ql = Ho ^ A k c — H L \/AlcT Prvi sumand na desni strani enačbe je po enačbi (6) enak — Qo, v drugega vstavimo za Hl vrednost iz (11) pa dobimo- po- ustrezni preureditvi Qo Ql =_____(12) 1 + Pretok pri injekcijski zavesi dolžine L je torej za faktor manjši kot pretok brez injekcijske zavese. Če iz zgornje enačbe izračunamo L, dobimo __ Qo — Ql X Ak 1+ L 'A k — o A A — O iSl Grusc Talus Peščen prod z meljem Sandy gravel with silt Jezerska kreda s prodom in gruščem Lacustrine silt and clay with gravel and ročk debris Jezerska kreda Lacustrine silt and clay Peščena jezerska kreda Varved sandy clay Apnenec Limestone Prelom Fault Tabla U - Plate U PREČNI PROFIL „SUHI CROSS-SECTION „SUHI POTOK" POTOK" 20 40 60 80) 100 200m atmll/min/m Preizkusi prepustnosti vrtin I I I Borehole pressure tests Najvišji in najnižji nivo podtalnice Highest and lovvest groundvvater level 340.Om NW Legenda na tab. 4 Explanations see Pl. L, _;• a0 0 0 0 0 0 0 o 0 0 0 0 0 o a o 0 0 OOOOOOOOO OOOOOOOOO ooooooooo 0 0 O 0 0 0 /*N 0 O 0 0 0 0 0 0 0 O 0 ooooooooo ooooooooo ooooooooo OOOOOOOOO b o o O 0 Jezerska kreda Lacustrine silt and clay Prod Gravel Prepusten apnenec Perrneable limestone Neprepusten apnenec Impermeable limestone SI. 31. Prečni (a) in vzdolžni (b) presek modela za račun izgub vode iz akumulacijskega bazena brez vzdolžnih injekcijskih zaves Prečni (c) in vzdolžni (d) presek modela za račun izgub vode iz akumulacijskega bazena z vzdolžnima injekcijskima zavesama Fig. 31. Cross section (a) and longitudinal section (b) of the model for estimating water leakage from the reservoir without longitudinal grouting curtains Cross section (c) and longitudinal section (d), of the model for estimating water leakage from the reservoir with longitudinal grouting curtains 30 — Geologija 17 Po enačbi (13) bi lahko* izračunali dolžino* injekcijske zavese, ki bi bila potrebna, da bi prvotni pretok Qo zmanjšali na naprej izbrano vrednost Q/.. Če vzamemo* za c, A in k prejšnje vrednosti in izračunamo, kako dolga bi morala biti injekcijska zavesa, da bi zmanjšali izgube na 1/10, tj. od Qo = 7 m3 na Qi = 0,7 m3, dobimo L = 330 m. Kot preje, mislimo*, da je tudi ta rezultat preveč pesimističen, ker smo predpostavljali sorazmerno visoko in enakomerno vrednost za kavernoznost skale. V resnici je kavernoznost zelo* neenakomerna. Pri izvedbi podobnega projekta bi morali računati z injekcijsko* zaveso, ki bi se začela neposredno* ob pregradi in bi segla kontinuirano* do razdalje kakih sto metrov v akumulacijski bazen. V večji oddaljenosti od pregrade pa bi bilo treba injicirati le dele, kjer bi raziskave pokazale, da je skala močno- kavernozna in obstajajo* širši kanali med akumulacijskim bazenom in spodnjim prodom. Geology of the Soča Valley between Bovec and Kobarid Dušan Kuščer Inštitut za geologijo, Ljubljana, Aškerčeva 20 Karel Grad, Anton Nosan and Bojan Ogorelec Geološki zavod, Ljubljana, Parmova 33 The results of geological investigations for the Trnovo Hydroelectric Project on the River Soča are discussed. The area is composed domi-nantly of Upper Triassic limestone and dolomite, succeeded in places by reduced Jurassic series and finally by thick Cretaceous deposits. The observed facial differences of this system are ascribed to synsedimentary tectonics. The Quaternary valley fill is up to 320 m thick and consists of three units: a lower permeable dominiantly gravelly unit, a middle, imperme-able silty and clayey unit, and an upper permeable alluvial unit. An estimation of the expected leakage from the reservoir through the kar-stified abutments down to the aquifer in the lower permeable unit of the Quaternary valley fill showed that the hydraulic transmissivity of similar limestone-gravel systems with the same total porosity is ap-proximately inversely proportional to the width of their solution chan-nels. Introduction The geological investigations for the Trnovo- Hydroelectric Project on the Soča River were carried out during the period 1951—1 »65. The whole area of the project was mapped in detail (Pl. 1 and 2), and explored by numerous bore-holes and galleries. The project was abandoned some years ago due to- environ-mental pro-tection. Some interesting geo-logical facts which were brought to- light during these exploration works, and which were later supplemented by investigations spo-nso-red by the Boris Kidrič Foundation, are presente-d in this paper. This pape-r only deals with the area between the planned reservoir in the Bovec Basin (Fig. 1) and the planned power station at Kobarid. Since the investigations o-f the Quaternary sediments were carried o-ut in much greater detail than those of the pre-Quate-rnary sediments, separate descriptio-ns are given for the pre-Quaternary formations and for the Quaternary valley fill. The stratigraphy of the pre-Quaternary formations Triassic The o-ldest formations exposed in the area are Upper Triassic dolomite and limestone. According to R. S e 11 i (1963), who- explo-red the neighbouring area in Italy, the limestone and dolomite are stratigraphic equivalents and can replace one another. The Upper Triassic Dachstein Limestone surrounds the Bovec Flysch Basin on ali sides, forming high mountains (Figs. 3, 4). Abundant Megalodus sp. is found on Mt. Polovnik (Fig. 2). The Dachstein Limestone is of the Upper Noric and, in its higher parts, probably of Rhetic age. K. Grad (1964) and L. S rib ar (1968) fcv.nd in a similar limestone of the south-eastern Julian Alps the Lower Liassic foraminifer Involutina liassica (Jones). The same fossil occurs on Monte Sorelli in the westem Julian Alps (M. C o u -s i n & M. Neuman, 1965). It was possible to study the Dachstein Limestone in detail in both exploration galleries at the dam site Suhi potok. According to J. Ivankovič (1964) the limestone beds of the galleries are intercalated by breeciated limestone and clay. During repeated inspections of the galleries a cyclic succession of lithologic units, similar to the A, B and C members of the Lofer facies in the Northern Alps, described by A. Fischer (1964), were established. Member A is composed of breccia or conglomerate with a red or green clayey matrix. Member B consists of laminated, partly stromatolithic dolomite (loferite) (Figs. 6,7), and Member C of calcilutite and calcarenite, frequently containing megalodonts. The described sequence indicates a shallow water environment of Dachstein Limestone. South of the Žaga—Srpenica line the Upper Triassic is predominantly composed of massive, crystalline dolomite. To the north of this line the dolomite occurs to a minor extent in the core of the Polovnik anticline (Pl. 3, Fig. 1) and at the Boka Waterfall (Fig. 5). The described characteristics of the Upper Triassic limestone and dolomite, and their uniformity over large areas as well as their great thickness, indicate a steady regime of carbonate deposition, compensating for the subsidence of the sea floor. Jurassic In the vicinity of Tolmin (20 km to* the southeast of the mapped area) strati-fied dolomite with chert nodules and layers occurs. F. Kossmat (1920) at-tributed it to the Bača Facies of the Upper Triassic, but according to S. B u -ser (1960) the dolomite of the Tolmin region and similar dolomite of the Kobarid region are of Lower Liassic age. Above the dolomite there is a bedded, partly oolithic limestone. From similar rocks in neighbouring areas NE and W of Bovec R. Seli i (1953) mentions Liassic fossils. L. Šribar in B. Ogorelec, (1970) determined Globigerina helveto--jurassica Haeusler, a characteristic Doggerian fossil as well as numerous Ver-neulinidae and Textulariidae from a bedded limestone with marly intercalations and limonitic nodules in the Koritnica Valley (Figs. 8 and 9). On the northern slope of Mt. Polovnik there is a bedded oolithic limestone, probably of Jurassic age, including up to 5 cm large limonitic nodules (Fig. 10). It contains numerous microfossils (Verneulinidae and Textulariidae) but no characteristic Jurassic fossils. The similarity with the above-mentioned limestone in the Koritnica Valley suggests Jurassic age. The pink limestone, exposed in restricted areas north of Bovec, is probably of Jurassic age, too. Cretaceous Cretaceous sediments occur in two regions, which are separated by the Triassic Mt. Polovnik (Fig. 11). To the north of it lies the deep Bovec basin. Here the limestone of probably Jurassic age is overlain by a reddish, oc-casionally grey, micritic, thin bedded limestone with some intercalations of marly clay, usually discribed by the name "Scaglia". (Fig. 12). Pelagic micro-fauna is abundant, with globotruncanas (G. linneiana d'Orbigny), G. tricarinata (Quereau), G. calcarata Cushman (Fig. 13), G. elevata (Brotzen). Numerous chert lenses are present in the limestone. The thickness of the "Scaglia" in the Bovec Basin is up to 150 m. On the northern slope of Mt. Polovnik, it is somewhat less thick. To the south of Mt. Polovnik the "Scaglia" is substituted by the Volče limestone (Figs. 21, 22). Because of its lithology the Volče Limestone must be considered as a carbonate flysch. A fo>ur meter long profile has been measured near the village of Drežnica, north of Kobarid (Fig. 23). The grey limestone beds are mostly from 4 to 10 cm thick, exceptionally reaching a thickness of 40 cm. They are separated by thin marly films. The limestone beds are compos-ed of a lower, graded interval, a middle, parallel and current laminated interval, i and an upper, micritic interval (Figs. 24, 25). The middle, laminated interval is not always developed. The micritic limestone abounds with foraminifers (Globo-truncana linneiana d'Orbigny, G. coronata Bolli) indicating a lower Senonian age (Fig. 26). Chert lenses are abundant and are situated mostly near the boundary between the graded and laminated interval (Fig. 27). The different facies of the above-described Lower Senonian sediments of the two regions indicate an east-west trending ridge, separating the two' regions. During the Upper Senonian a nearly identical, dominantly marly flysch was deposited in both regions. The beginning of this flysch sedimentation was probably initiated by the Ressen tectonic phase. In the southern area the lower portion of this flysch is an about 15 m thick unit of basal calcareous sandstone, having the characteristics of the distal parts of turbidites. The flysch sequences are up to 30 cm thick and only the Tc and Te intervals (after A. H. Bouma, 1962) are represented. In the northern area the basal sandstone is absent and the base of the flysch is a marly mudstone with few thin sandstone beds. The sandstone beds beoome more numerous about 60 m above the base (Fig. 14, 16). The sandstone is a grey-wacke or a subgreywacke (Fig. 15). Helmintoid tracks are abundant. Flute and grove casts indicate currents from the northwest (Fig. 18). The upper part of the flysch formation has the characteristics of the pro^ ximal parts of turbidites. The layers are thicker and ali the intervals from Ta to Te are represented (Fig. 17). The upper intervals of the flysch sequences abound with globotruncanas, indicating an Upper Senonian age. In the southern area, in the surroundings of Drežnica, there are, in addition to the described sediments, thicker beds of coarse-grained sandstone and micro-breccia. The mineral composition of these beds is different, too. The grains are almost exclusively composed of Cretaceous and Jurassic limestone, occurring only along the southern margin of the area. In both areas there are olistostromes intercalated in the upper part of the flysch. Their blocks are up to a few cubic meters in volume. In the Drežnica zone the blocks consist of Volče Limestone, and of Jurassic and Triassic carbonate rocks. The thickness of the olistostromes is mostly between 10 to 30 m, but near Drežnica Village there is one reaching a thickness of 60 m. The poorly rounded blocks lie in a silty-marly matrix. The lithology of the blocks indicates that the olistostromes come from the south. In the Bovec area the blocks are composed mostly of "Scaglia", though sometimes they are made up of Jurassic and Triassic carbonate rocks, too. The pebbles of conglomeratic olistostromes consist of "Scaglia" and of Jurassic and Triassic carbonate rocks (Figs, 19, 20). In the Bovec area the flysch formation is up to 800 m thick, being only 400 m thick in the Drežnica area (Fig. 28). The thickness of the flysch formation and the lithologic composition of the olistostromes and the eoarse-grained sandstone in the Drežnica area differ considerably from those of the Bovec area beeause a ridge between the two< areas was alreadv in existence at the time of sedimentation. The eoincidence of the facies boundary between the northern and southern flysch area with the ridge of Mt. Polovnik, as well as the northern dip of the flysch beds along the southern margin of the Bovec Basin, strongly indicate that the Mt. Polovnik has an autochtonous position (F. Kossmat, 1913, 91 and 93) (Pl. 3, Fig. 1). It therefore seems very improbable that Mt. Polovnik is a part of the thrust sheet of the Central Julian Alps, and that the Bovec Basin is a tectonic window, as was suggested by A. Winkler (1920, 109). The heavy minerals have a fairly uniform composition in both areas. Garnet and zircon are dominant, the other minerals (apatite, turmaline, rutile, and chlorite) being subordinate. Among opaque minerals pyrite prevails. The heavy minerals probably originate from the igneous and metamorphic rocks of the Central Alps. The Quaternary valley fill At the time of its maximum extent the Pleistocene glacier reached the sur-roundings of Most na Soči, some 20 km downstream of Bovec. As a result of this glaciation the valley floor is extensively covered by Quaternary deposits. Exploratory borings at the proposed dam site Suhi potok revealed that the valley fill was of exceptional thickness. At bore hole V-37 (Pl. 4) bedrock was reached at a depth of 280 m while at bore hole S-3, some 3 km downstream, it was reached at a stili greater depth of 322 m. Here the bedrock is at an elevation of 90 m above sea level, i.e. 110 m lower than 6 km downstream at Magozd, and 310 m lower than in the upper part of the Bovec basin (Pl. 3, Fig. 2). The depression of the bedrock between these two points can hardly be attributed only to- glacial erosion, but is probably the effect of recent sub-sidence. The occurrence of permeable gravel deposits in the deepest part of the depression could be hardly explained otherwise. A similar Quaternary trough, whose depth, however, is as yet unknown, exists beneath the valley floor between Kobarid and Tolmin. The deepest bore hole in this part, which was driven at Tolmin (60 m), did not reach bedrock. One indication of the recent tectonic activity of this region is its high seismi-city. The Quaternary deposits of the investigated dam sites are composed of three units (Pl. 4 and 5): 1. The Upper permeable alluvial unit, 2. The Middle, impermeable, glacilacustrine unit, 3. The Lower permeable alluvial unit. The few outcrops of the glacilacustrine sediments indicate that the lake was approximately 8 km long. In places, where the glacilacustrine sediments have been protected from erosion, it can be seen that the tops of these sediments are nearly ali at the same elevation of 360 m, which indicates the lake water-level before its final filling up. The glacilacustrine deposits consist predominantly of a varved clayey silt. The varves are usually horizontal (Fig. 29), but in many places dip at sharp angles, or are even highly contorted (Fig. 30). As the clay is post-glacial this phenomenon could be explained only by the synsedimentary sliding down of the lake bottom. The maximum thickness of the lacustrine deposit, established by bore holes, is 197 m (Pl. 5). Towards the sides of the valley it gets thinner, overlaps the lower alluvial unit and overlies the Triassic bedrock. The lower alluvial unit is thus sealed off from direct hydrologic connection with the surface. An exception has been detected only on the right abutment of the Boka dam site, where the clayey deposit pinches out before it reaches the Triassic limestone. Betvveen Srpenica and Kobarid two' ridges of glacial till and rubble, cul-minating in Kuntri (530 m) and Ognjen (480 m), bar the walley floor. The small basin between them has been occupied by a lake (A. W i n k 1 e r , 1926). Hydrogeologic features of the dam sites Besides the aquifers of the two> permeable units of the valley fill there are twO' additional aquifers in the Triassic limestone, ene on each side of the valley. On the right-hand side there are numerous karst springs at different eleva-tions. The intermittent ones are not the highest ones as is the rule in other groups of karst springs. The largest and highest of the springs is the source of the Boka Torrent, lying at an elevation of 730 m just above the 80 m high waterfall. Its discharge varies from about 0,2 to more than 100 cu m/sec (Fig. 5). Among the other, lower-lying sources, there are several intermittent ones. This irregular arrangement of perennial and intermittent springs strongly indicates that the karst channels are poorly interconnected and probably not very deep under the ground surface. Bore hole pressure tests showed only a slight karstification of the limestone at depths greater than 50 to 70 m below ročk floor. On the left-hand side of the valley there are only few small springs due to the much smaller extent of the catchment area. The ground-water level in the limestone abutments has been observed in bore holes from two exploration galleries in the Suhi potok profile (Pl. 4). The high ground water level intersects the galleries at a distance of 60—70 m from their entrances. At high water the gallery on the right side discharges more than 1 cu m/sec, and the one on the left several hundreds of 1/sec. The low ground-water level drops to 20 m below the end of the right gallery, and to 55 m below the end of the left gallery. The thickness of the upper Quaternary aquifer is variable, due to partial erosion of the lacustrine deposit before the deposition of the recent gravel. Along the Boka Torrent the permeability of the upper unit is very high. The ground-water level is in places below the torrent channel and, due to different rates of infiltration at different water levels of the Boka Torrent, the ground--water level fluctuations are very high (up to 8,5 m). The thickness of the lower Quaternary aquifer is up to 120 m (Pl. 4 and 5). As previously mentioned, this aquifer is sealed off from direct communication with surface water. The cross-sectional area of this aquifer in the Suhi potok profile is about 27 000 sq m. Thirteen pumping tests have been performed and an average hydraulic conductivity k = 1,2.10-4 m/sec has been obtained. The piezometric head of the lower aquifer showed oscillations of up to- 13 m. The continuity of the ground-water level across the limestone-gravel boundary proves that both aquifers are interconnected. At high water, two of the bore holes in the lower aquifer overflow. Sorne-times, especially during early summer they discharge intermittently during midday and in the afternoon, drying up during the night. This phenomenon is probably due to snow melting on the high Kanin Plateau to the north during the hot day hours, and a very fast underground run-off through karst channels down to- the valley floor. Estimation of the leakage from the reservoir It is supposed that the leakage around the abutments could be prevented by a relatively small grout curtain and that the watertight core of the dam reaches everywhere to- the impermeable lacustrine deposits. Grouting of the deep-lying lo-wer permeable unit vould be very difficult and of do-ubtful effect. Therefore an estimation of the waterlosses from the reservoir through the limestone down to the lower alluvial aquifer was carried out. In the equations the follow-ing symbols are used (see also Fig. 31a and b): x distance from the dam, Q ground-water flow at a distance x from the dam, Qo ground-water flow belo-w the dam, H piezometric head at the distance x from the dam, Ho piezometric head at a very great distance (equal to the reservoir water level), i hydraulic gradient, A cross-sectional area of the lower permeable unit, k hydraulic conductivity of the lower permeable unit, v specific discharge, c constant of proportionality of leakage through the limestone valley walls, as defined by eq. (2) (see below). Denoting the waterlosses from the reservoir as negative, the ground-water flow along the lower permeable unit is: Q = Ak dH 9 dr (d and the hydraulic gradient is: . dH ___Q dx Ak Supposing that the leakage from the reservoir through the limestone abut-ments is proportional to the head difference H0 — H, the leakage from a section of the reservoir of length dx would be: dQ = c (Ho — H) Ax (2) whence: dQ — = c(H0 —H) (2') dx dH Differentiating and introducing — from eq. (1) we obtam: dx d2Q Q dx2 A k Satisfying the condition Q = Qo at x = 0, the solution of (3) is: (3) (4) / /- \ , c . ) = Ho 1 — exp { VAk I The corresponding equation for H is obtained by differentiating (1) and dQ introducing — from (2 ): dar (5) dH Differentiating (5) and introducing the value of — from eq. (1) the water dx flow at x = 0 is: _ Qo = —Ho l/Akc (6) Supposing that the permeability of the limestone is due to small fissures only, an approximate estimation of its hydraulic conductivity kt could be obtained from presure tests of bore holes. From ali successful pressure tests a mean value of 1.5 X lO"6 m/sec has been obtained for kt. Supposing a thickness D of the upper, permeable part of the limestone, a mean length l of the percola-tion path from the reservoir down to the lower permeable unit of the Quater-nary valley fill, and that the percolation obeys Darcy's law, the total leakage for both sides of the reservoir over a section of length dx would be: D dx dQ= 2 k!--(Ho —H) Approximate values are D = 100 m, and l = 100 m. Equating (7) and (2) gives c = 2 With this value and with H0 = 80 m, A = 27 000 m2 and k - 1.2 X 10"4 m/sec the total leakage calculated from equation (6) is Qo = 0.252 m3/sec, which would be negligible. The permeability of the limestone is not caused only by small fissures, but also to a far greater extent by solution channels. Their capacity cannot be tested in bore holes. The model which will serve for estimating leakage through such channels, is a ročk perforated by evenly spaced circular channels of the same width and covered at the outlet by a thick gravel deposit. We suppose that the gravel does not penetrate into the channels. For water flow through the combined limestone-gravel system the piezometric head losses in the channels will be negligible, provided that the channels are large enough (in our model larger than about 10 cm). The radial flow q from the outlet of a circular channel of a diameter 2 ro into a semi-infinite permeable material is q = (H0 — H) . 2 n k r0 (8) Suppose, now, that different limestones with the same total porosity p but with differing channel diameters exist. Over an area P of the limestone-gravel mterface the sum of cross-sections of ali the channels wo>uld be: pP = Nji r02 where N is the number of channels, whence: pP N =- (9) ji r02 The following conclusion is valid only in the čase when the distances bet-ween neighbouring channels are large, so that the flow from one channel does not perceptibly affect the flow from any other. The total discharge from JV channels is: Q' = Nq = N (Ho —H) 2 n k r0 Introducing N from (7), we get: Q' = 2k (Ho — H) ^ fl0) r0 v ' This result sho-ws that the discharge form a large number of small channels is greater than that from a small number of large channels, provided that the total porosity ist the same in both cases. Consider a lenght dx of the reservolr co-ntributing a portion —dQ to the leakage. Denoting the length of the gravel-limestone interface in the cross--section (Fig. 31a) as S, this portion — dQ is leaking through an area P = S dx of the interface. Substituting in eq (9) dQ for Q' and S dx for P we get: dQ = 2fc(H-H0)^^ (m r0 v ' Comparing with (2): c = 2kp S — ro Suppo-sing S = 100 m, p = 0.1 »/o, r0 = 0.1 m and k = 1.2 X 10~4 m/sec the value of c is c = 2.4 X 10~4 m/sec. With this value of c eq. (6) given an excessive leakage of Q0 = 2.2 cu m/sec. As the supposition of a porosity of 0.1 °/o and of 0.1 m wide channels seems quite reasonable, one must conclude that the discussed leakage path would require special treatment, with longitudinal grouting curtains in the limestone extending from the dam abutments along the edges of the lacustrine deposit up into the reservoir. The length of the curtain which would be sufficient to reduce the leakage to supportable values has to be determined. Supposing that longitudinal grouting curtains of length L are accomplished, the leakage from the reservoir can be easily estimated using the equations previously deduced. We shall use the following symbols (see also Fig. 31c and d). L length of the longitudinal grouting curtains, Ql ground-water flow between the dam and the end of the grouting curtain, Q ground-water flow at distances greater then L from the dam, Hl piezometric head at the end of the grouting curtain, H'o difference in piezometric head between the end of the grouting curtain and the reservoir water level, H'o = Hu — Hl. From the dam up to a distance L the ground-water flow is constant, Qt. For distances greater than L equation (6) can be used replacing H o by H' o, and Qo by Ql: _ — Ql = H'0 ]/Akc= (Ho — Hl) Akc (6a) Hl can be readily found from the water flow between the dam and the end of the grouting curtain „ _ QlL Hl—— (11) Introducing this value in eq. (6a) we get: — Ql = (Ho —Hl) /a k c = H0 |/a¥c + QlL ]/A°k Rearranging, and introducing Qu from eq. (6)we obtain: Qo Ql = ~ 1 + L (12) With a grouting curtain of a length L the ground-water leakage diminishes 1 by a factor ~ |/ A k Determining L from equation (10) we get: ^ = Qo — Ql , / c (13) Ql 1/-- V Ak This equation can be used for estimating the length of the longitudinal grouting curtain neccessary to- reduce the leakage from Qo to a pre-selected value Ql- As the transmissivity of the limestone is very non-homogeneous, the values obtained are of limited value only. In practice it would be necessary to carry out continuous grouting curtains to a length of some few hundred metres from the dam, and in the čase of highly karstified regions farther up the reservoir, additional discontinuous curtains in these regions, too. Literatura B o u m a , A. H. 1962, Sedimentology of some Flysch deposits. Amsterdam. Cousin, M. 1970, Esquisse geologique des confins italo-yougoslaves: leur plače dans les Dinarides et les Alpes meridionales. B. S. G. F. 7., XII, Pariš. Cousin, M., Neumann, M. 1965, Microfacies du Lias dans les Prealpes Juliennes occidentales (Frioul, Italie). Note preliminaire, C. R. somm. S. G. F., Pariš Fabiani, R. 1937, Carta geologica delle Tre Venezie 1:100000, Tolmino. Fi-renze. F i s c h e r , A. 1964, The Lofer Cyclothemes of the Alpine Triassic. Buli. Kansas Geol. Surv. 169, Topeka. Hauer, F. 1868, Geologische Ubersichtskarte der osterreichischen Monarchie. Jahrb. Geol. R. A. Bd. XIX, Wien. Ilešič, S. 1951, Podolžni profil Soče. Geogr. vestnik. XXIII, Ljubljana. Ivankovič, J. 1964, Inženjersko geološke i hidrogeološke prilike pregradnog mjesta HE Trnovo. Diplomsko delo, Univerzitet, Zagreb. K o s s m a t, F. 1908, Beobachtungen iiber den Gebirgsbau des mittleren Isonzo-gebietes. Verh. Geol. R. A., Wien. K o s s m a t, F. 1909, Der kiistenlandische Hochkarst und seine tektonische Stel-lung. Verh. Geol. R. A., Wien. Kos s m a t, F. 1913, Die adriatische Umrandung in der alpinen Faltenregion Mitt. Geol. Ges. Bd. VI, Wien. K o s s m a t, F. 1914, Geologie des Wocheinertunnels und der siidlichen An-schlusslinie. Denkschr. Akad. d. Wiss. Bd. 82, Wien. K o s s m a t, F. 1920, Geologische Karte 1:75 000, Tolmein. Wien. Ogorelec, B. 1970, Kredni fliš Gornjega Posočja. Diplomsko delo, Fakulteta za naravoslovje in tehnologijo, Ljubljana. Seilacher, A. 1959, Zur okologischen Charakteristik von Flysch und Molasse. Eclogae Geol. Helvetiae, 51. No. 3, Basel. S e 11 i, R. 1953, La geologia dell'alto bacino dellTsonzo. Giorn. di Geol. s 2 19 (1947), Bologna. S e 11 i, R. 1963, Schema geologico delle Alpi Carniche e Giulie occidentali. An-nali Museo Geol. Bologna, s. 2, vol. XXX (1962), Bologna. S t u r, D. 1858, Das Isonzo-Thal von Flitsch abwarts bis Gorz, die Umgebung von Wippach, Adelsberg und die Wochein. Jahrb. Geol. R. A. Bd. IX, Wien. Š e r c e 1 j, A. 1970, Wiirmska vegetacija in klima v Sloveniji. Razpr. 4. r. Slov. akad. znan. umetn. XIII/7, Ljubljana. T o 11 man, A. 1966, Die alpidischen Gebirgsbildungs-Phasen in den Ostalpen und Westkarpaten. Geotekt. Forsch. H. 21. Stuttgart. W i n k 1 e r , A. 1920, Das mittlere Isonzogebiet. Jahrb. Geol. R. A. Bd. LXVIII, Wien. W i n k 1 e r, A. 1924, Uber den Bau der ostlichen Stidalpen. Mitt. Geol. Ges Wien, B. XVI, (1923), Wien. W i n k 1 e r , A. 1926, Zur Eiszeitgeschichte des Isonzotales. Zeitschr. f. Gletscher-kunde, XV, Leipzig. W i n k 1 e r , A. 1931, Zur spat- und postglazialen Geschichte des Isonzotales. Zeitschr. f. Gletscherkunde, XIX, Leipzig. Vozdviženskij, B. I., Kuličihin, N. I., Meerson, E. G., Utkin, I. A. in Jakobi, N. O., 1946, Spravočnik razvedčika poleznih iskopaemih. Moskva, Leningrad. Zanki, H. 1971, Upper Triassic Carbonate Facies in the Northern Limestone Alps. 8. Internat. Sediment. Congress. Guidebook. Heidelberg. UDK 551.49:553.72(497.12) Hidrogeološke razmere v Nuskovi na Goričkem Ljubo Zlebnik Geološki zavod, Ljubljana, Dimičeva ulica 16 Mineralno vodo iz vrelcev v Nuskovi so uporabljali že v začetku tega stoletja. Pozneje so pridobivanje opustili. Raziskave so se ponovno začele v letu 1967/68. Izvrtali so devet vrtin, ki so pokazale, da je glavni vodo-nosnik litotamnijski peščenjak in apnenec tortonske starosti; našle so ga v različni globini od 43 do 179 m. Vodonosen je tudi sarmatski peščenjak. Na podlagi črpalnih poskusov je avtor računal izdatnost vodonosnika in teoretično zmanjšanje izdatnosti po desetih letih in po sto letih. Uvod Mineralna voda v Nuskovi na severnem Goričkem izvira v bližini vasi Ro-gaševci v dolini Ledave ob cesti med Cankovo' in mejnim prehodom Kuzma na nadmorski višini 235 m. Po prvi svetovni vojni so pridobivanje mineralne vode opustili, zato sta s časom zajetje in polnilnica propadla. Šele v novejšem času so se na pobudo gostinskega podjetja »Zvezda« v Murski Soboti in ob pomoči Sklada Borisa Kidriča začele raziskave širšega vrelčnega območja. Preiskave so imele namen ugotoviti število horizontov mineralne vode, njihovo razprostranjenost in globino ter kemične in bakteriološke lastnosti mineralne vode. Še pred prvo svetovno vojno' so v Nuskovi izvrtali dve vrtini in zajeli mineralno vodo. Podatki o vrtinah se niso ohranili. Od tedaj do leta 1967 na tem območju ni bilo nobenih hidrogeoloških preiskav. V letu 1967 je podjetje INA Lendava izvrtalo v bližini starega zajetja vrtini Nu 1 in Nu 2 do globine 31, oziroma 33,2 m. Vrtini sta bili vrtani brez jedra, zato nista znana njuna profila. Poročilo o teh in drugih preiskavah termalnih vod V Pomurju je izdelal ing. Szabo. Naslednje leto je Geološki zavod Ljubljana izvrtal štiri vrtine (Nu 3, Nu 4, Nu 5 in Nu 6). Nu 4 in Nu 5 sta dosegli metamorfne skrilavce pod terciarnimi plastmi. Leta 1969 so bile izvrtane še vrtine Nu7, Nu 8, Nu 9. V zvezi z iskanjem nafte so Goričko izmerili tudi geofizikalno. Iz leta 1940 se je ohranila nemška regionalna gravimetrična karta, iz leta 1941 pa poročilo' tvrdke PRAKLA iz Berlina o geomagnetnih raziskavah na območju Murske Sobote. Geološki zavod Ljubljana je leta 1956 izdelal gravimetrično karto severovzhodne Slovenije v merilu 1:100 000. Pozneje je podjetje Geofizika iz Zagreba izvedlo še seizmične meritve. Geološki pregled Najstarejše plasti na preiskanem ozemlju pripadajo paleozoiku. Na površju nastopajo te plasti severno od vrelčnega območja v hribovju na meji z Avstrijo, na Rdečem bregu in na grebenih zahodno in vzhodno od tod. Zastopajo jih filitom podobni metamorfni skrilavci, ki so bili najdeni tudi v spodnjem delu vrtin Nu 4 in Nu 6. Neposredno na paleozojskih skrilavcih leži, kot kažejo podatki vrtin, 15 do 25 m debela plast tortonskega litotamnijskega peščenjaka in apnenca. Na površju litotamnijskih kamenin ni, ker jih transgresivno- prekrivajo sarmatske in pliocenske plasti. Po do sedaj znanih podatkih vsebuje mineralno vodo plast litotamnijskega apnenca in peščenjaka, ki se razteza v dolini Ledave med vrtinami Nu 9, Nu 7 ter Nu 6 in Nu 8 s površino okrog 0,25 km2. Po podatkih vrtin Nu 7 in Nu 9 je vrhnja cona litotamnijskega peščenjaka zelo porozna in kavemozna. Neposredno- na tortonskem litotamnijskem peščenjaku leži sarmatski lapor, med katerega so vložene nekaj metrov debele plasti peska in peščenega proda. Iz sarmatskih plasti sestoje griči med Ledavo in Kučnico ter nižji del pobočja na levem bregu Ledave, kjer leže na sarmatskih plasteh neposredno pontske rhomboidea plasti. Najmlajše plasti pripadajo kvartarju; omejene so le na dolino Ledave. Po podatkih vrtin sestoje kvartarne plasti iz 5 do 10 m debele plasti gline, pod njo pa leži 1,5 do 3,1 m debela plast peščenega proda. Skupna debelina kvartarnih plasti ne presega 12 m. Sarmatske in tortonske plasti so zelo položno nagnjene (5 do 10°) v smeri toka Ledave. Podlaga terciarnih plasti, ki sestoji iz paleozojskih metamorfnih skrilavcev je na območju med vrtinama Nu 7 in Nu 4 zelo položno- nagnjena v smeri toka Ledave, medtem ko od tod dalje bolj strmo pada proti jugu. V vrtinah Nu 7 in Nu 4 so metamorfni skrilavci 60 do 90 m globoko pod površjem, v vrtini Nu 6 188 m, medtem ko naj bi bili na območju vrtine Nu 8 že okrog 340 m globoko. Vrtina Nu 8 je bila izvrtana le do globine 136,0 m. Iz fotogeološke karte in podatkov seizmičnih preiskav vidimo, da poteka vzdolž poteka Ledava prelom, ki ga z vrtinami nismo zanesljivo našli. Vsekakor je premik terciarnih plasti ob prelomu sorazmerno majhen, sicer bi ga v vrtinah morali zaslediti. Hidrogeološki opis Podatki vrtin Nu 4, Nu 5, Nu 7 in Nu 9 ter poizkusnih črpanj kažejo na izdatnejši horizont mineralne vode le v tortonskem litotamnijskem peščenjaku in apnencu. V vrtini Nu 3 je zajeta mineralna voda v sarmatskem pesku, ki je zaradi diskordantne lege sarmatskih plasti na tortonskih v neposredni zvezi z vodonosnimi litotamnijskimi kameninami in se verjetno iz njih tudi napaja. Vodonosni litotamnijski horizont je v vrtinah Nu 9 in Nu 7 v globini 43 do 45 m, v vrtinah Nu 4 in Nu 5 63 do 64 m ter v vrtini Nu 6 v globini 179 m. Plasti torej sprva položno, nato pa strmo padajo v smeri toka Ledave. Sejalne analize kažejo, da vsebuje litotamnijski peščenjak veliko meljne primesi (delci pod 0,06 mm premera) (25 do 50 %). Verjetno nekaj te meljne primesi odpade na vrtalno moko. Naravna primes melja je torej manjša od tiste, ki jo kaže sejalna krivulja. Peščenjak je zelo porozen in celo kaverno-zen, kajti v vrtinah Nu 7 in Nu 9 je vrtalno drogovje na posameznih globinah zaradi lastne teže brez dodatne obremenitve kar samo padlo globlje. Porozna cona je bila ugotovljena v vrtini Nu 7 na globini 47,9 do 48,4 m in v vrtini Nu 9 na globini 45,5 do 47,5 m. Po mineraloški sestavi je peščenjak povsem apnen in prehaja navzdol v litotamnijski apnenec. V vrtini Nu 8 smo dobili nekoliko* mineralizirano vodo v sarmatskem peščenem produ v globini 91 do* 99 m. Peščeni prod vsebuje po podatkih sejalnih analiz le 10 do 12 % melja, ostalo je povečini srednji in debel pesek ter prod. Po mineraloški sestavi je pesek večidel kremenov. Prepustnost vodonosne plasti, s tem v zvezi pa tudi njena izdatnost, je neposredno odvisna od zrnavosti. Čim večja je primes meljastih delcev, tem manjši sta prepustnost in izdatnost vodonosne plasti. Prepustnost je mogoče računati iz zrnavosti po- raznih empiričnih enačbah, vendar so dobljene vrednosti povečini le zelo približne. Najpogosteje je v rabi Hazenova enačba: k = 1,16 . d210 cm/s k = koeficient prepustnosti d10 = premer zrn v mm pri 10 % presejka V našem primeru smo izračunali vrednost koeficienta prepustnosti k iz zrnavosti vzorcev litotamnijskega peščenjaka iz vrtin Nu 4, Nu 5, Nu 7 in Nu 9 po Hazenovi enačbi in dobili vrednosti 3.10~5 do 4,4.10-6 cm/s. Za sarmatski pesek iz vrtin Nu 3 in Nu 8 je vrednost k 3.10-3 do 4,2.10^5 cm/s. Pripominjamo, da so izračunane vrednosti koeficienta k izrazito prenizke, ker je primes melja povečana z vrtalno moko. Bolj točne podatke dobimo z meritvami izdatnosti vrtin pri določenem znižanju piezometrične gladine vodnega horizonta. V našem primeru so najprimernejši za računsko* obdelavo* podatki, ki smo jih dobili z meritvami na vrtini Nu 7. Mineralna voda v tej vrtini namreč izteka enakomerno ter ne vsebuje mehurčkov plina. Koeficient prepustnosti k smo* izračunali po Dupuitovi enačbi. R 0,366 . Q . log r 0,366 . 129,6 . 3,699 . , k = -I-® ' = -J.- = 1,78 m/dan = 2,06.10-® cm/s m . s 8 . 12,3 s = depresija = 12,3 m (izmerjena piezometrična gladina 14. 9. 1969 je 12,3 m nad ustjem vrtine) m = debelina vodonosne plasti (v m) R = vplivni polmer vrtine okrog 300 m r = polmer vrtine (v m) Q = količina iztekajoče vode, izmerjena 12 dni po zajetju vodonosne plasti = = 129,6 m3/dan Izdatnost vodonosne plasti ni odvisna samo od koeficienta prepustnosti k, ampak tudi od debeline vodonosne plasti, depresije v črpalni vrtini ter tudi od premera vrtine. Rezultate meritev izdatnosti vrtin smo* prikazali v tabeli 1. Tabela 1 Meritve izdatnosti vrtin v Nuskovi v letu 1969 Vrti- Datum Izdatnost Pritisk Oprema Pritisk Opomba na meritve m3/dan na ustju ustja na ustju odprte zaprte vrtine vrtine kp/cm2 kp/cm2 3. 9. 1969 21,6 prost izliv Nu 1 24. 10. 1969 19,9 4. 11. 1969 presušila 24. 9. 1969 36 Nu 3 24. 10. 1969 33,8 6. 11. 1969 35,3 26. 11. 1969 33,8 23. 12. 1969 31,7 24. 9. 1969 60,7 vrelčna voda izteka cev enakomerno 24. 10. 1969 70,8 brez šobe Nu 4 6. 11. 1969 76,0 brez šobe 27. H. 1969 123,6 0,15 šoba 35 mm voda izteka neenakomerno 94,2 1,05 šoba 10 mm 1,18 voda izteka enakomerno 23. 12. 1969 97,8 1,1—1,3 šoba 10 mm voda nosi nekoliko peska Nu 5 voda se malo preliva 6. 9. 1969 136,5 brez šobe bistra voda 14. 9. 1969 129,6 brez šobe 1,23 bistra voda 24. 10. 1969 103,6 brez šobe bistra voda Nu 7 6. 11. 1969 73,5 brez šobe bistra voda 27. 11. 1969 86,4 šoba 25 mm bistra voda 60,4 0,11 šoba 10 mm bistra voda 23. 12. 1969 68,3 brez šobe bistra voda 15. 10. 1969 69,2 brez šobe bistra voda 24. 10. 1969 64,8 brez šobe bistra voda 6. 11. 1969 51,8 brez šobe bistra voda Nu 8 27. U. 1969 66,5 brez šobe bistra voda 44,3 0,13 šoba 10 mm 0,74 bistra voda 23. 12. 1969 41,4 0,18 brez šobe bistra voda 27. 10. 1969 397 brez šobe motna voda 6. 11. 1969 570 brez šobe iztekajoča voda 13. 11. 1969 337 brez šobe je bistra Nu 9 27. 11. 1969 414 0,45 šoba 35 mm iztekajoča voda 277 0,65 šoba 25 mm nosi pesek 66,2 0,45 šoba 10 mm 0,8 iztekajoča voda 23. 12. 1969 138 0,75 šoba 17 mm nosi nekol. peska bistra voda bistra voda vrelčna bistra voda cev 3/4" Iz podatkov v tabeli 1 vidimo, da je izdatnost novo izvrtanih vrtin Nu 7. Nu 8 in Nu 9 v začetnem obdobju (približno 54 dni po> zajetju vode) hitro in močno padala, kasneje pa se je le še malo zmanjševala. Kot primer naj navedemo, da je izdatnost vrtine Nu 7 v času od 2. 9. 1969, ko je bila voda zajeta, do 24. 10. 1969 padla za 51 m3/dan. Nato se je izdatnost zmanjševala mnogo počasneje, saj se je na primer od 27. 11. 1969 do 23. 12. 1969 zmanjšala le še za 2.45 dm3/dan. Najlepše je vidno padanje izdatnosti vrtine Nu 7 iz diagrama na sliki 1. V diagramu smo prikazali tudi teoretično krivuljo padanja izdatnosti v odvisnosti od časa. Teoretično smo izračunali padanje izdatnosti vrtine Nu 7 v odvisnosti od časa po enačbi ruskega avtorja Pi 1 a t o v s k e g a , ki je nekoliko priredil Theisovo in Jacobovo enačbo. Enačba velja za vodonosno plast neomejene razsežnosti ter pri stalno enaki depresiji Q = 2.m.s.k.G (y) ____IZDATNOST VRTINE NU 7, RAČUNANA PO ENAČBI PILAT0VSKEGA YIEL0 OF B0REH0LE NU 7 , CALCULATED A F TER THE PILATOVSKI EOUATION ___IZDATNOST VRTINE NU 7 BREZ VPLIVA VRTINE NU 9 IN PO VPLIVU VRTINE NU 9 VIELD OF BOREHOLE NU 7 WITH0UT INFLUENCE OF BOREHOLE NU 9 AND UNDER INFLUENCE OF THE 0WERFL OWING BOREHOLE NU 9 SI. 1. Krivulja izdatnosti vrtine Nu 7 v Nuskovi Fig. 1. Diagram shovring the yield of borehole Nu 7 at Nuskova 31 — Geologija 17 Pri vrednosti---< 0,05—0,1 ima funkcija 4 at 2 G (v) vrednost -, enačba pa preide v obliko: 2,25 a. t ln-- Q — 2 .m . s .k . 2,25 a. t ln-- T k . m a = koeficient piezoprovodnosti (v ruski literaturi) P /? = koeficient elastične izdatnosti vodonosne plasti t = čas v dnevih od začetka iztekanja vode iz vrtine. Ostale oznake so iste kot v Dupuitovi enačbi. Iz enačbe 4 .m . s .k Q=-- „ „ , 2,25 a . t 2,3 log ---------- r2 lahko izračunamo vrednost koeficienta a, ki je ne poznamo, po podatkih meritev v določenem času po- začetku iztekanja vode iz vrtine. V našem primeru smo izračunali vrednost koeficienta a za vrtino Nu 7, in sicer pri izdatnosti 136,5 m3/dan, ki je bila izmerjena po 4 dneh od začetka iztekanja vode iz vrtine in pri izdatnosti 129,6 m3/dan po 12 dneh. 136.5 = 4.8.12,3.1,78 ft = ^ m2/dan „ , 2,25 . a . 4 2,3 log -i-- 2,5 . 10-3 4.8.12,3.1,78 „„„ 129.6 = ----- a = 2075 m2/dan „ „ , 2,25 . a . 12 2,3 log --- 2,5 . 10-3 Srednja vrednost koeficienta a — 2359 m2/dan. Iz znane vrednosti koeficienta a lahko izračunamo izdatnost vrtine v poljubno dolgem obdobju po> začetku iztekanja vode iz vrtine po enačbi „ 4 . m. s . k Q =- 2,25 . a . t 2,3 log- r2 Enačba velja le za primer, da voda izteka iz vrtine brez prekinitev in da je vodonosna plast neomejena. Izračunane izdatnosti vrtine Nu 7 v odvisnosti od časa smo prikazali tudi v tabeli 2. Iz slike 1 in tabele 2 vidimo, da se teoretične in merjene vrednosti v začetku zelo dobro ujemajo, potem pa ne več, kar je pripisati vplivu sosednje vrtine Nu 9, v kateri je bila mineralna voda zajeta 50 dni kasneje kot v vrtini Nu 7. Tabela 2 kaže, da bi se izdatnost vrtine Nu 7 zmanjšala po 1 letu za 31 %, po 10 letih pa 38 °/o in po 100 letih za 44 °/o, seveda le v primeru, če bi bila vodonosna plast neomejena. Če se vodonosna plast izklinja, bi bilo zmanjševanje izdatnosti hitrejše, v primeru, da se nekje napaja, pa počasnejše. Za vrtino Nu 4 teoretično ni mogoče zanesljivo izračunati padanja izdatnosti v odvisnosti od časa, kajti zaradi mehurčkov plina CO2, ki jih vsebuje mineralna voda, ne vemo, za koliko se zniža piezometrična gladina. Poleg tega znižanje ni enakomerno zaradi neenakomernega dotoka plina CO,. Tabela 2 Izdatnost vrtine Nu 7 v odvisnosti od časa Cas po pričetku Teoretična izdatnost Merjena izdatnost iztekanja vode vrtine v m3/dan vrtine v m3/dan iz vrtine (v dnevih) 1 150,5 4 137,3 136,5 12 128,5 129,6 52 118,2 103,7 182 110,7 365 (1 leto) 107,0 3.650 (10 let) 96,3 36.500 (100 let) 87,3 Tabela 3 Merjena izdatnost vrtine Nu 4 Datum meritve Oprema ustja vrtine Izdatnost m3/dan 19. 9. 1968 vrelčna cev 53,3 29. 10. 1968 vrelčna cev 50,3 19. 11. 1968 vrelčna cev 51,8 vrtina zaprta 24. 9. 1969 vrelčna cev 60,5 24. 10. 1969 prost iztok (neenakomeren) 70,8 6. 11. 1969 prost iztok 76,1 27. 11. 1969 šoba 10 mm 94,2 23. 12. 1969 šoba 10 mm 97,8 Tabela 4 Merjena izdatnost vrtine Nu 3 Datum meritve Oprema ustja vrtine Izdatnost m3/dan 19. 9. 1968 vrelčna cev 30,3 29. 10. 1968 vrelčna cev 28,8 19. 11. 1968 vrelčna cev 26,8 24. 9. 1969 vrelčna cev 36 24. 10. 1969 vrelčna cev 33,8 6. 11. 1969 vrelčna cev 35,3 26. 11. 1969 vrelčna cev 32,8 23. 12. 1969 vrelčna cev 31,7 Tabela 5 Merjena izdatnost vrtine Nu 9 Datum meritve Oprema ustja vrtine Izdatnost (m3/dan) 23. 10. 1969 prost iztok 604 27. 10. 1969 prost iztok 397 6. 11. 1969 prost iztok 570 13. 11 1969 prost iztok 337 27. 11. 1969 šoba 35 m 414 23. 12. 1969 šoba 17 m 138 Primerjava dosedanjih meritev izdatnosti ni mogoča, ker je bila vrtina v letu 1968 dušena z vrelčno cevjo, nato je bila zaprta ter je bila ponovno odprta 3. 9. 1969, pri čemr se je izdatnost nekoliko povečala. V oktobru 1969 je bila odstranjena vrelčna cev in je voda svobodno iztekala, pri čemer se je izdatnost vrtine povečala, medtem ko- je bilo iztekanje vode neenakomerno. Zaradi boljše preglednosti podajamo- merjene izdatnosti vrtine Nu 4 v tabeli 3. Vrtina Nu 3 je odprta neprekinjena od junija 1968 ter dušena z vrelčno cevjo-. Podatki meritev kažejo, da je bilo padanje izdatnosti zelo majhno, občasno pa se je v deževnem obdobju izdatnost celo povečala. Podatke o- izdatnosti Nu 3 kaže tabela 4. Tabela 4 kaže, da je nihanje izdatnosti majhno*. Verjetno niha izdatnost v odvisnosti od padavin, oziroma zvišanja gladine podtalne vode v vrhnji prodni plasti, iz katere se horizont mineralne vode napaja. Sorazmerno stalno enakomerno izdatnost vrtine je pripisati močnemu dušenju vrtine. Ce bi bila vrtina odprta do največje možne zmogljivosti, bi izdatnost verjetno padala podobno kot v vrtini Nu 7. V vrtini Nu 9 je bila zajeta mineralna voda šele 23. 10. 1969. Začetna izdatnost vrtine je bila 604 m3/dan. Nato je izdatnost hitro in neenakomerno padala zaradi neenakomernega dotoka plina in pripiranja ventila na ustju vrtine. Meritve izdatnosti smo- prikazali v tabeli 5. Iz tabele 5 vidimo, da je izdatnost vrtine padla v času od 23. 10. 1969 do 13. 11. 1969, tj. v 21 dneh, skoraj za 45 fl/o, od 604 m3/dan na 337 m3/dan. Padanje izdatnosti te vrtine smo- poizkusili računsko- obdelati po enačbi Pila-tovskega 4 . m . s . k Q = - „ „ , 2,25 .a. t 2,3 log --- r2 Za koeficient piezoprevodno-sti a smo obdržali isto vredno-st kot pri vrtini Nu 7, medtem ko je vrednost koeficienta prepustnosti 7c večja (vodo-nosna. plast je tanjša, izdatnost vrtine pa večja kot pri Nu 7). Depresija s v vrtini Nu 9 ni znana, ker vsebuje mineralna vo-da plin C02. Zato je izdatnost vrtine znatno večja kot bi bila pri navadni arteški vodi, s tem pa je tudi depresija večja, ki pa je v vrtini ni mogoče meriti. Depresijo smo izračunali po T h e i s o v i in Jacobovi enačbi 0,183 Q , 2,25 .a. t s = —-. log------ k1. m r2 V enačbo smo vstavili vrednost Q = 337 m3,/dan, ki je bila izmerjena 21 dni po začetku iztekanja vode iz vrtine. Vrednost koeficienta kt v vrtini Nu 9 smo izračunali iz razmerja k . m = . m1 (k je vrednost koeficienta prepustnosti v vrtini Nu 7). 1,78 . 8 = k, . 4,5 Jej = 3,14 m/dan 0,183 . 337 , 2,25 . 2359 .21 s = - ---------- . log _!_= 33,5 m 3,14 . 4,5 0,0025 Z znano vrednostjo koeficientov in parametrov k, s, m in a lahko izračunamo Q po poljubno' dolgem času od začetka iztekanja vode iz vrtine (pri stalno-enaki depresiji in neomejeni vodonosni plasti). Teoretično izračunane vrednosti Q (po enačbi Pilatovskega) „ 4 . m . s . k Q =- „ „, 2,25 a. t 2,3 log -- r2 podajamo v tabeli 6. Tabela 6 Teoretična izdatnost vrtine Nu 9 Čas po pričetku iztekanja Teoretična izdatnost vrtine vode iz vrtine (v dnevih) (v m3/dan) 1 436 60 340 182 321 365 310 3650 10 let) 279 36 500 (100 lea) 253 Po podatkih tabele 6 se teoretično zmanjša izdatnost vrtine v 10 letih za 36 °/o, v 100 letih pa za 42 °/o, seveda v primeru neomejene vodonosne plasti. Meritve po zajetju mineralne vode v vrtini Nu 9 so pokazale, da se depre-sijski lijak sorazmerno hitro širi in zajame dokaj veliko območje okoli vrtine. V vrtini Nu 7, ki je oddaljena od vrtine Nu 9 približno 185 m, je padla izdatnost v 14 dneh po zajetju vode v vrtini Nu 9 za 30 m3/dan (29 %>), medtem ko se je manj izdatna in plitveje zajeta vrtina Nu 1 (210 m daleč) posušila. Iz podatkov meritev in opazovanj sklepamo-, da se depresijski lijaki vrtin hitro širijo in v sorazmerno kratkem času med seboj prekrijejo-. Depresijski lijaki se v glavnem izoblikujejo že približno- po- 20 dneh o-d začetka iztekanja vode iz vrtine, vendar dosežejo- svojo končno obliko šele po- mnogih letih, ali pa je sploh ne- dosežejo. Depresijski lijaki se v prvih 20 dneh zelo- hitro širijo in poglabljajo-, kasneje pa izredno- počasi. S tem v zvezi pada izdatnost vrtin, ki vplivajo ena na drugo- v začetku zelo hitro-, kasneje pa zelo- počasi. Vrtina Nu 8 je bila izvrtana zunaj ožjega vrelčnega območja, približno- 640 m južno od vrtine Nu 1. Vrtina je v globini 91 do 99 m šla skozi vodono-sno plast peščenega proda z arteško- vodo-. Izdatnost tega vodnega horizonta je bila v začetku 69 m3/dan, piezo-metrična gladina pa 7,4 m nad ustjem vrtine. Kemična analiza je pokazala, da vsebuje- voda pod 1000 mg/l raztopljenih mineralov, prostega CO, pa le 200 g in je torej ne- moremo- imeti za mineralno vodo. Zato nismo- računali izdatnosti v odvisnosti od časa. Fizikalne in kemične lastnosti mineralne vode Fizikalno kemične lastnosti mineralne vode, ki je bila zajeta z vrtino Nu 9, so zelo podobne vodi iz vrtin Nu 4 in Nu 5, tako po važnejših kationih Ca++, Mg++, K+ in Na+ kot tudi anionih HC03~, SO,— in Cl~. Razlika je v železu, ki ga voda iz vrtine Nu 9 skoraj ne vsebuje. Skupni suhi ostanek je prav tako enak v vrtinah Nu 4, Nu 5 in Nu 9. Podobne so tudi vrednosti pH (6,4 do 6,5), raztopljenega prostega CO., (1660 do 1960 mg/l) in temperature, ki niha od 15,1 do 15,4 °C. Voda iz vrtine Nu 7 se razlikuje od drugih vrtin, čeprav je v vrtini Nu 7 zajet isti vodni horizont kot v vrtinah Nu 4, Nu 5 in Nu 9. Znatno manj je suhega ostanka (1105 mg/l), raztopljenega prostega C02 je le 1000 mg/l, vrednost pH je 6,6, temperatura je nekoliko nižja, 14,6 °C, železa pa je zelo malo-. Po klasifikaciji, ki je v hidrogeološki literaturi najbolj pogostna, uvrščamo-vodo iz vrtin Nu 4, Nu 7 in Nu 9, ki prihaja iz poroznega tortonskega litotamnij-skega peščenjaka, v ogljikovodioksidne natrijevokalcijeve sulfatnohidrokarbo-natne vode. Voda iz vrtine Nu 3, ki priteka iz sarmatskega peska, se razlikuje od vode iz vrtin Nu 4, Nu 7 in Nu 9. Vodo iz vrtine Nu 3 uvrščamo v ogljikovodioksidne natrijevokalcijeve kloridnohidrokarbonatne vode. Razlika je tudi glede železa, ki ga je v tej vrtini 8,21 mg/1, medtem ko ga je v vrtinah Nu 4, Nu 7 in Nu 9 le 0,02 do 1,69 mg/l. Suhega ostanka in raztopljenega prostega CO2 je znatno več kot v vrtinah Nu 4, Nu 7 in Nu 9, pa tudi temperatura je višja (16,8 °C), kar pa je razumljivo', kajti voda v tej vrtini je zajeta znatno globlje kot v ostalih vrtinah. Ocena in približen račun količin mineralne vode Iz hidrogeološkega opisa vidimo, da je na vrelčnem območju v Nuskovi pomemben le horizont mineralne vode v poroznem litotamnijskem peščenjaku in apnencu. Ta je zajet z vrtinami Nu 4, Nu 7 in Nu 9. Skupna največja možna zmogljivost vseh vrtin, ki pridejo v poštev za izkoriščanje, je po podatkih meritev z dne 27. 11. 1969 641 m3'dan. Zaradi preglednosti podajamo največje možne izdatnosti vrtin v tabeli 7. Tabela 7 Izdatnost vrtin v Nuskovi Vrtina Izdatnost (m3/dan) Oprema ustja vrtine Nu 3 32,8 vrelčna cev 0 3/4" Nu 4 123.5 šoba 35 mm Nu 7 70,8 prost izliv Nu 9 414 šoba 35 mm Skupaj 641,1 Tabela 7 kaže, da je največja zmogljivost vseh vrtin 641 m3/dan. Vrtini Nu 4 in Nu 9 sta dušeni s šobama 10 mm in 17 mm, da ne bi voda iznašala prevelikih količin peska. S tem se je izdatnost vrtine Nu 4 zmanjšala na 98 m3/dan, iz- datnost vrtine Nu 9 pa na 138 m3/dan. Skupna izdatnost vrtin se je zaradi tega zmanjšala na 339,6 m3/dan, pri čemr je iz vseh vrtin tekla popolnoma bistra mineralna voda z zelo* majhno količino peska. Za načrtovanje pridobivanja mineralne vode je posebno pomembna prognoza izdatnosti posameznih vrtin v daljšem razdobju. Iz približnih računov vidimo*, da bo izdatnost vrtine Nu 3 padla po 10 letih na 27,4 m3/dan, izdatnost vrtine Nu 7 (ob upoštevanju vpliva vrtine Nu 9) na 77 m3/dan, izdatnost dušenih vrtin Nu 4 in Nu 9 pa na 85 m3/ dan, oziroma 119m3/dan. Skupna izdatnost vseh vrtin skupaj bi bila torej po 10 letih 308 m3/dan. Za primerjavo navajamo v tabeli 8 merjene izdatnosti vrtin v letih 1969 do 1971. Tabela 8 Merjena izdatnost vrtin v Nuskovi Vrtina Izdatnost m3/dan 23. 12. 19. 5. 16. 7. 18. 8. 7, 10. 28. 4. 18. 8. 10. 12. 1969 1970 1970 1970 1970 1971 1971 1971 Nu 3 31,7 32 31,4 32 31,2 30 26 25,5 Nu 4 98 91,7 83,5 76 59,7 86,4 79 108 Nu 7 68,3 74,3 60 60 58,8 51,8 33,8 43,2 Nu 9 138 130 120 121 121 112,5 101,5 95 Skupaj 336,0 328,0 294,9 289 270,7 280,7 240,3 271,7 Tabela 8 kaže, da je izdatnost vrtin hitreje padala, kot je pokazal teoretični račun. To je pripisati hitremu širjenju depresijskih lijakov vrtin in njihovemu medsebojnemu vplivu. Poleg tega se verjetno vodonosna plast litotamnijskega peščenjaka vsaj delno izklinja. Po drugi strani pa kaže sezonsko povečanje izdatnosti vrtin Nu 7 in Nu 3, da se vodonosna plast napaja iz vrhnje podtalne vode. Kadar se njena gladina dvigne, se poveča tudi izdatnost vrtine. Napajanje pa verjetno ni posebno izdatno-, kajti iz tabele vidimo, da izdatnost vrtin pada, kljub občasnim zvečanjem. Sklep Raziskave v Nuskovi kažejo, da vsebuje mineralno vodo porozna plast litotamnijskega peščenjaka in apnenca. Ta mineralna voda je zajeta z vrtinami Nu 4, Nu 7 in Nu 9. V vrtini Nu 3 je zajeta plast vodonosnega sarmatskega peska, ki je severno od vrtine v neposredni zvezi z litotamnijskim peščenjakom. Plast litotamnijskega peščenjaka je v vrtinah Nu 7 in Nu 9 v globini 43, oziroma 45 m, v vrtini Nu 4, okrog 200 m južneje, v globini 64 m ter v vrtini Nu 6 v globini 179 m. Sarmatski pesek je po podatkih Nu 3 v globini 126 m. Dotoke mineralne vode v vrtinah Nu 7 in Nu 9 smo računali po enačbi P i -latovskega, ki velja za nestacionaren dotok vode pod pritiskom iz neomejeno velike vodonosne plasti, pri stalno enaki depresiji. Podatki računa kažejo*, da se dotok po enem letu zmanjša za 28 do 31 °/o od začetne količine, po* 10 letih pa za 36 do 38 %>. Zaradi nihanja gladine podtalne vode v vrhnji prodni vodo-nosni plasti, s katero je horizont mineralne vode v neposrednem stiku, zmanjševanje izdatnosti ne bo zvezno-. To potrjujejo tudi opazovanja izdatnosti vrtin Nu 3 in Nu 7, ki se je v suši zmanjševala, v deževnem obdobju pa povečala. Vrtine Nu 4, Nu 7 in Nu 9 so izvrtane v majhnih medsebojnih razdaljah 180 do 270 m in se zato njihovi depresijski lijaki prekrivajo-. Opazovanja na vrtini Nu 7 (po-tem ko je bila izvrtana vrtina Nu 9) kažejo-, da se je depresijski vpliv vrtine Nu 9 zelo- hitro razširil na okolico- ter povzročil zmanjšanje izdatnosti vrtine Nu 7. Izdatnost Nu 7 se je zaradi vpliva sosednje vrtine Nu 9 najbolj znižala v prvih 20 dnevih, kasneje se je zmanjševala mnogo počasneje. Po podatkih meritev dne 27. 11. 1969 je največja izdatnost vseh vrtin skupaj 641 m3/dan mineralne vode. Pri tej količini iznaša voda iz vrtin pesek, zato- je treba vrtine dušiti s šobami, vrelčnimi cevmi ali pa s pripiranjem ventilov, kar pa zaradi korozije- ni priporočljivo. V našem primeru smo dušili vrtini Nu 4 in Nu 9 s šobami 0 10 mm, oziroma 17 mm, vrtino- Nu 3 z vrelčno- cevjo 0 3/4" medtem ko je- voda iz vrtine Nu 7 svobodno- iztekala. Izdatno-st na ta način dušenih vrtin je bila po podatkih meritev dne 27. 11. 1969 339,6 m3/dan. Za načrtovanje pridobivanja mineralne vode je posebno važna prognoza izdatnosti vrtin za nekaj desetletij naprej. Po teoretičnem računu je pričakovati, da se bo v 10 letih znižala na 308 m3/dan, v 100 letih pa na 275 m3/dan. Opo-zarjamo-, da še ne poznamo razsežnosti vodonosne plasti litotamnijskega peščenjaka, ki se verjetno izklinja v nizvodni smeri, morda pa tudi v vzvodni. Vodono-sni horizont je torej omejen vsaj z ene strani, zato naš račun zmanjševanja izdatnosti ni po-vsem točen, kar potrjujejo- tudi opazovanja v letih 1969 do 1971. Zaradi izklinjanja vodonosne- plasti proti jugu bo izdatnost padala močneje kot kaže račun. Po kemični sestavi so- si vode v vrtinah Nu 4, Nu 7 in Nu 9 zelo podobne ter pripadajo tipu ogljikovo-dio-ksidnih natrijeVokalcijevih sulfatnohidrokarbonatnih vod. Vsebujejo- le 0,02 do 1,69 mg/l železa ter 0,4 do- 0,61 mg/l mangana. Voda iz vrtine Nu 3 pa je o-gljikovo-dio-ksidnega natrijevokalcijevega kloridnohidro-kar-bonatnega tipa ter vsebuje 8,21 mg/l železa in 0,74 mg/l mangana. Zaradi večje količine železa vode iz vrtine Nu 3 verjetno- ne bo mogoče neposredno- nalivati v steklenice, ne da bi prej odstranili železo, kar pa bodo pokazale nadaljnje preiskave. Po podatkih analiz vode ne vsebujejo- zdravju škodljivih bakterij in ustrezajo- predpisom, ki veljajo- za pitno vodo. Predlogi za nadaljevanje raziskav V naslednjih fazah raziskav bo treba z vrtinami do-ločiti razsežnost vodonosne plasti litotamnijskega peščenjaka ter območje, kjer se horizont mineralne vode stika s podtalno- vodo-. V ta namen bo- treba izvrtati v dolini Ledave približno 200 m severno od vrtine Nu 7 vsaj eno vrtino do- litotamnijskega peščenjaka. Prav tako- bo- treba izvrtati eno vrtino- 150 do 200 m proti severovzhodu od vrtine Nu 7. Enako- kot proti severu, bi biloi treba raziskati razširjenost vodonosnega litotamnijskega peščenjaka tudi proti jugu. V ta namen bi bilo treba poglobiti vrtina Nu 8 do globine 340 m, kjer se po predvidevanju nahaja litotamnijski peščenjak, oziroma podlaga terciarnih plasti. Ugotoviti bo treba s podrobnim geološkim kartiranjem, če se plast litotamnijskega peščenjaka nadaljuje tudi v hribovju nad vrtino Nu 9 v smeri proti Ocinju in v dolini Ledave. Kartiranje naj bi zajelo okrog 3 km2 ozemlja. Površinsko kartiranje in vrtanje bo pokazalo, na kakšni površini se razprostira plast vodonosnega litotamnijskega peščenjaka, kar je potrebno za oceno statičnih zalog mineralne vode v njej ter pogojev napajanja in obnavljanja te vode. Pri dosedanjih preiskavah je bila mineralna voda zajeta le s perforiranimi cevmi, ovitimi z medeninasto mrežico, brez filtrskega zasipa. Te vrtine so torej piezometrske in niso povsem primerne za izkoriščanje, kajti pri polni zmogljivosti izteka skupaj z vodo tudi pesek. V primeru, da bi se odločili za pridobivanje mineralne vode, bi bilo treba v neposredni bližini vrtin Nu 3, Nu 4, Nu 7 in Nu 9 izvrtati vrtine večjega premera ter vodo> zajeti s cevmi, odpornimi proti agresivnosti vode ter opremljenimi s filtrskim zasipom. Na ta način bo mogoče preprečiti iznašanje peska tudi pri polni zmogljivosti vrtin. Hydrogeological Relations of the Mineral Water Springs of Nuskova Ljubo Zlebnik Geološki zavod, Ljubljana, Dimičeva 16 Mineral water has been utilized in Nuskova already in the beginning of this century. Later the springs were abondoned. Exploration was carried out again in 1967/68. Nine bore holes were drilled. They proved that the aquifer is a layer of lithotamnion sandstone and limestone of Tortonian age, that was reaehed by the boreholes in different depths from 45 to 179 metres. The overlaying Sarmatian sandstone is waterbearing as well. On the basis of pumping tests, the author calculated the yield, as well as the theoretically expected decrease of this yield after ten and after hundred years as well. The inflow of mineral water to the boreholes Nu 7 and Nu 9 has been calculated by the Pilatovski equation for non-stationary water inflow under pressure and from an aquifer of unlimited lateral extent and at a constant draw-down. According to* this calculation, the inflow should decrease after one year for 28 to 31 °/o of its initial value, and after ten years for 36 to 38 °/o. Due to oscillations of the ground water level in the upper gravelly aquifer, that is in direct connection with the mineral water horizon, the decrease of the yield will not be without interruption. The boreholes Nu 3 and Nu 7 confirmed this assumption, as their yield decreased during the dry season, and increased during the rains. The boreholes Nu 4, Nu 7 and Nu 9 have been drilled rather nearly to each other in distances of 180 to 270 meters, therefore their depression eones over-lap. Observations of the output of Nu 7. after bore Nu 9 had been drilled, show that the influence of the depression in Nu 9 expanded very quickly into* its sur-roundings, and caused a decrease in yield of bore Nu 7. The output of Nu 7 decreased most perceptably — due to the influence of the nearby borehole Nu 9 — in the first 20 days, later the decrease of its output became very much attenuated. According to measurements carried out on November 27th, 1969, the maxi-mum simultaneous output of ali the existing boreholes amounts to 641 cubic meters of mineral waters per day. At this output the water drawn from the boreholes carries sand, and therefore choking systems are necessary, consisting either of nozzles or of adjusted tub ing, or of valves, which however suffer very much due to corrosion. In our čase the boreholes Nu 4 and Nu 9 were choked by nozzles of 10 and 17 mm diameter respectively, the borehole Nu 3 by 3/4" mineral water tubing, whereas the borehole Nu 7 was owerflowing. The yield of these boreholes choked in the way as described, amounted during the day of November 27th 1969 to 339.6 cubic meters per day. When planning exploitation of mineral water springs, a prognosis of their future yield during some tens decades of years is of high importance. Here, according fo theoretical calculation, the output might decrease in ten years to 308 cubic meters per day, and in one hundred years to 275 cubic meters per day. It has to be emphasized, that the lateral extent of the lithothamniom sand-stone aquifer is not known; it most probably thins out in downstream direction, but maybe upstreams as well. The aquifer is therefore limited at least in one direction, and therefore the foregoing calculation of decrease of the output is only an approximate assessment. Observations, carried out in 1970/71 show, that due to- the thinning out of the aquifer in southern direction, the decrease of the output will be somewhat larger than that as shown by the calculation. By chemical composition the waters of the wells Nu 4, Nu 7 and Nu 9 are closely related, and belong to- the type of carbon dio-xyde sodium-calcium sul-phate-hydrocarbonate waters. The waters contain only 0.2 do> 1.69 mg/l of iron and 0.4 to> 0.61 mg/l of manganese. The water from Nu 3 is of the carbon dio-xyde sodium-calcium chloride^hydrocarbonate type, and contains 8.21 mg/l of iron and 0.74 mg/l of manganese. Due to> the higher iron content the water from Nu 3 will probably not be suitable for direct bottling, without prior removal of the iron; however that question will be solved by further studies. According to bacteriological analyses the water does not contain injurious bacteria, and suits the current regulations for drinking water. Literatura Bogomolov, G. V., Silin-Bekčurin, A. J., 1959, Specialna hidrogeo-logija, Beograd. C a s t a n y , G., 1963, Traite pratique des eaux souterraines. Dunod, Pariš. Djurovič, R., 1963, Hidrogeološka sistematizacija termomineralnih voda. Vesnik SGZ, Beograd. Maksimov, V. M., 1967, Spravočnoe rukovodstvo hidrogeologa. NEDRA, Leningrad. M i 1 o j e v i č , M., 1968, Hidrogeologija, Beograd. T o d d , D. K., 1959, Ground Water Hydrology. Wiley, New York. IZ DEJAVNOSTI GEOLOŠKEGA ZAVODA - LJUBLJANA FROM THE ACTIVITIES OF THE GEOLOGICAL SURVEY - LJUBLJANA IIDK 550.8:528.9(497.12) Tolmin Osnovna geološka karta SFRJ 1:100000 list TOLMIN Stanko Buser Geološki zavod, Ljubljana, Parmova 33 List TOLMIN obsega ozemlje 1217 km2. Doslej je bilo geološko karti-ranih 556 km2. Po programu bi morala biti nova karta pripravljena za tisk leta 1978. Geološki profil se pričenja s karnijsko stopnjo, ki je razdeljena na cordevolsko podstopnjo z dolomitom in na julijsko-tuvalsko podstopnjo z apnencem. Skladi se konkordantno nadaljujejo v glavni dolomit in dachsteinski apnenec noriško-retske stopnje. Jura ni v celoti razvita, manjka zgornji del malma. Skladoviti apnenec z vložki breče v dolini Soče pri Avčah je avtor uvrstil v kredo, medtem ko je po starih kartah pripadal zgornji juri. Na Banjški planoti in v dolini Avščka pa je našel grebenski razvoj apnenca, ki so ga prej označevali kot zgornje-kredno apneno brečo. Flišna sedimentacija se je pričela v maastrichtu in se je prek paleocena nadaljevala v eocen. Tektonsko pripada kartirano ozemlje banjški sinklinali. Doslej sta bili natisnjeni že dve geološki karti lista TOLMIN, prva je Kossmatova v merilu 1 : 75 000 iz leta 1920, druga pa F a b i a n i j e v a 1 : 100 000 iz leta 1937. Leta 1973 kartirani del lista pripada severnemu delu Banjške planote z Velim vrhom, visokim 1071 m. Na vzhodu loči Čepovanska dolina Banjško planoto od Trnovskega gozda, proti severovzhodu in severozahodu pa kartirano ozemlje strmo* pada v dolino* Soče in Idrijce ter doseže pri Avčah najnižjo točko* 104 m nadmorske višine. Geološki profil obsega zgornjetriadne, jurske, kredne, paleocenske in kvartarne plasti. Zgornja triada je razvita v celoti in jo je avtor razdelil na karnijsko* ter noriško-retsko' stopnjo*. V karnijski stopnji je razlikoval cordevolsko in julijsko-tuvalsko* podstopnjo. Cordevolski dolomit nastopa samo* o*b zgornji Trebuši. Vsebuje algo* Diplopora annulata Schafhautl v obliki dolgih praznih cevk. Gre za svetlo siv masivni debelozrnati dolomit, ki više preide v bitumi-nozni dolomit s tankimi vložki glinastega skrilavca. Julijsko-tuvalska pod-stopnja se prične s skladovitim apnencem, ki v južnem delu kartiranega ozemlja zavzema ves spodnji del profila, medtem ko na severu vsebuje vložke laporja in ga više celo lapor nadomesti. Apnenec vsebuje morske ježke vrste Cidaris dorsata Zittel in Cidaris zardinii Leonardi & Lovo. Konkordantno- na apnencu ali laporju leži skladoviti dolomit, ki vsebuje v srednjem delu vložek tufa ali tufitne breče. Nad dolomitom se menjavajo plasti dolomita, laporja, glinovca, tufita, breče in apnenca; dolomit pri tem prevladuje, v apnencu pa je avtor našel megalodonte in v zbruskih apnenca tudi vrsto Clypeina besici Pantič. Konkordantno sledi glavni dolomit noriške stopnje v loferitskem faciesu; vendar ni razvit celotni ritem, temveč le zgornja dva horizonta, spodnji pa manjka. V dachsteinskem apnencu pa je loferitski razvoj tipičen s tremi horizonti in z značilnim stromatolitnim pasovitim apnencem. Starost dolomita in apnenca je določena po številnih megalodontih, ki so v apnencu pogostejši. Debelino1 dolomita je avtor ocenil na 600 do 1000 m, apnenca pa na 300 do 700 m. Meja med triadnimi in jurskimi plastmi ni razločna. Temnejša barva apnenca in posebnoi njegova oolitna tekstura pa sta precej zanesljiva znaka liasne kamenine. Starost spodnjeliasnih in srednjeliasnih plasti je določena po litiotidah. Njegovo nahajališče na južni strani Velega vrha je najsevernejše nahajališče litiotid v Sloveniji. Litiotidni horizont ni sklenjen; v vmesnih prostorih najdemo megalodontide, brahiopode in velike foraminifere. Više sledi temno sivi sklado-viti mikritni apnenec z vložki oolitnega apnenca in apnene breče, ki ga je avtor po legi uvrstil v zgornji lias-dogger. Pri Kalu nad Kanalom nastopa na majhni površini spodnjemalmski apnenec v grebenskem razvoju. To je najsevernejši del nekdanjega malmskega grebena, ki je dajal material za predgrebensko breča. Svetlo sivi in temno sivi apnenec na levem bregu Soče med železniško' postajo Avče in Široko njivo je po starih kartah zgornjejurski. Spodnji del apnenca vsebuje vložke apnene breče, zgornji je izrazita skladovit. Po mikro-fosilni združbi v vzorcih severno od železniške postaje Avče — med drugimi Bacinella irregularis Radoičič, Tintinnopsella longa Colom in Tintinnopsella carpathica Murgeanu & Filipescu — in po obliki Acroporella radoicicae Pra-turlon, najdeni v vzorcu severozahodna od Široke njive, pa je avtor ta apnenec uvrstil v spodnja kredo — valanginij, hauterivij, barremij in aptij. Na Banjški planoti in v dolini Avščka pa nastopa grebenski razvoj apnenca s koralami, hidrozoji in hetetidami. Po knidarijski favni iz najdišča pri Osojnici južno od kartiranega območja spada apnenec v zgornji del spodnje krede — barremij in aptij, morda sega v albij. Poleg knidarijev se dobe tudi številni zastopniki rodu Orbitolina sp. Apnenec med zaselkoma Bizjaki in Hoje je avtor po- primerjavi s podobnimi plastmi na Banjški planoti uvrstil v cenomanij-turonij. Volčanski apnenec nastopa na strmem levem bregu Idrijce južno od Idrije pri Bači in se od tam razteza po južni strani Velega vrha do Kanalskega Loma. Poleg tega ga najdemo v dolini Vogrščka. Sedimentološke raziskave kažejo, da je volčanski plo-ščasti apnenec z roženci usedlina turbiditnih tokov in bi ga lahko primerjali s flišem karbonatnega razvoja. V profilu južno od Idrije pri Bači se da ločiti spodnji del apnenca z vrsto Globotruncana sigali Reichel od zgornjega, ki vsebuje med drugim obliki Globotruncana coronata Bolli in Globotruncana forni-cata fornicata Plummer. Spodnji del bi mogli uvrstiti v turon-spodnji senon, zgornjega pa v spodnji senon. P01 globotrunkanah iz drugih najdišč bi mogli sklepati, da se je volčanski apnenec pričel usedati v spodnjem senonu. Zanesljivo senonske starosti pa je breča, ki sestoji v glavnem iz kosov in blokov rudistnega apnenca. Nahajamo jo na območju med Sočo na zahodu, Kalom na vzhodu ter Tolminskim in Kanalskim Lomom na severu. Ob cesti Zgornji Lo-kovec—Kanalski Lom se volčanski apnenec zobčasto zajeda v brečo, kar kaže, da sta nastajala istočasno, vendar je sedimentacija breče trajala dlje, saj je z njo volčanski apnenec povsod prekrit. Senonskoi starost breče pa potrjujejo rudisti. Lapor, ki se nahaja v zgornjem delu breče kot samostojna plast in v vezivu, pa vsebuje globotrunkane in nanoplankton. Kosi apnene breče pa vsebujejo korale, ki dokazujejo", da izvirajo kosi apnenca iz razrušenega spodnjekrednega koralnega grebena, Najmlajše senonske plasti predstavlja trdi sivkasto zeleni lapor, ki se razteza v širokem pasu od Tolminskega in Kanalskega Loma na jugu do Mosta na Soči na severu. Lapor je skrilav in se iverasto kroji; v spodnjem delu vsebuje dve plasti apnene breče, v zgornjem pa le vložke enake breče. Kossmat ga je imel za eocenski fliš, vendar kamenina ne kaže sedimento-loških značilnosti fliša. Na Fabianijevi karti je uvrščen v zgornji senon po lupinah Inoceramus sp. Vsebuje pa tudi nanoplankton Watznaueria barnaesae (Black), Lithrapidites sp. in Cocolithus sp. Proti koncu senona se je pričela sedimentacija fliša, ki se je nadaljevala skozi ves paleocen v eocen. Litološke in teksturne značilnosti kažejo, da gre za pravi fliš, v katerem se menjavajo' plasti laporja, kremenovega peščenjaka, apnenega peščenjaka in apnene breče. V spodnjem delu je več vložkov breče, v srednjem delu pa se hitro menjavata lapor in peščenjak. Značilni sta plastovitost s postopno zmavostjo in poševna plastovitost. Redke pa so tokovnice na spodnji strani peščenih plasti. Isto velja za hieroglife na zgornji strani peščenih plasti. Od kvartarnih sedimentov je zanimiv konglomerat ob Idrijci nizvodno od D. Trebuše. Sestoji iz prodnikov temno sivega dolomita. Enak konglomerat se nahaja pri železniški postaji Most na Soči in južno od tod ob strugi Soče. Vendar ne gre za soški nanos, temveč za naplavino Idrijce, Soški nanos sestoji namreč iz snežno belih prodnikov zgornjetriadnega apnenca. Takšen prod pa dobimo ob Soči šele južno' od Podsela, kjer se izteka v recentno' soško dolino suho korito nekdanje Soče, ki je tekla mimo Volč in Čiginja. Južno od Mosta na Soči leže na konglomeratu morenski bloki dachstein-skega apnenca. To so ostanki čelnih moren, ki jih je nasul ledenik iz smeri Tolmina in Modreja. Tektonsko je kartirano ozemlje sestavni del banjške sinklinale. Na Banjški planoti so ohranjene sledi dveh gubanj. Starejša nagubana zgradba ima smer sever-jug, mlajša pa severozahod-jugovzhod. Starejšo smer kažejo trdni triadni in jurski apnenci in dolomiti, mlajša smer pa se je uveljavila v ploščastem vol-čanskem apnencu, senonskem laporju in v flišu. Najbolj izraziti prelomni elementi imajo smer severozahod-jugovzhod. Povečini so pokriti in nanje kažejo nenormalni stiki določenih stratigrafskih členov. Tako kaže na idrijski prelom stik volčanskega apnenca z jurskimi in triadnimi skladi. Ta prelom poteka od D. Trebuše po levem bregu Idrijce do Mosta na Soči, kjer zavije na desni breg reke. Lomski prelom poteka od Zgornjega Loga ob Soči mimo Tolminskega in Kanalskega Loma v dolino Trebuše. Vzporedno s tema prelomoma potekajo še naslednji prelomi: hojski, čepovanski, kalski in prelom Avče-Dol. Na listu TOLMIN so pomembna nahajališča surovin za gradbeni material; prod in pesek pri Avčah in Mostu na Soči, cementni lapor med Mostom na Soči in Tolminskim Lomom, triadni in jurski apnenec pri Zgornjem Lokovcu, ki bi zaradi lepih kalcitnih žil prišel v poštev tudi za okrasni kamen in končno uporabljajo trdi flišni peščenjak, ki se da lepo oblikovati v robnike in kvadre. Pri terenskem raziskovanju je z avtorjem sodeloval Jože Cajhen, pri laboratorijskih določitvah pa dr. Rajka Radoičič, Jemej Pavšič, Smiljka Pantič, dr. Desa Pejovič, dr. Dragica Turnšek, Primož Krivic, Mirjam Silvester in Saša Orehek. Geological Map of SFRJ 1:100000 Sheet TOLMIN Stanko Buser Geološki zavod, Ljubljana, Parmova 33 The map sheet TOLMIN covers 1217 km'-. Up to now 556 km2 were mapped. According to the general mapping programme the sheet should be ready for print in 1978. The geological profile starts with the Carnic stage, that is divided into the Cordevol substage with dolomite and the Julian-Tuvalian substage with limestone. The beds sequence continues conformably into the Upper dolomite and Dachstein limestone of the Noric-Rhetic stage. The Jurassic is not fully developed, as the upper part of Malm is missing. The stratified limestone with breccia inclusions in the Soča valley has been determined by the author as of Cretaceous age, while older maps indicate Upper Jurassic. On the Banjščica Plain as well as in the Avšček valley a reef development of the limestone was found, that was formerly considered as Upper Cretaceous calcareous breccia. The deposition of Flysch sediments started in Maastricht and continued through Paleocene into Eocene. The mapped area belongs to the structure of the Banjščica syncline. UDK 550.8:528.9(497.12) Ljubljana Osnovna geološka karta SFRJ 1 :100000 list LJUBLJANA Uroš Premru Geološki zavod, Ljubljana, Parmova 33 List Ljubljana obsega 1430 km2. V prejšnjih letih je bilo kartirano 676 km2, v letu 1973 pa 238 km2 ozemlja na sekcijah Motnik, Kokarje, Vače in Litija. Stratigrafski profil lista Ljubljana obsega sklade od najstarejših — permokarbonskih, do najmlajših — holocenskih. V tem zaporedju je avtor določil naslednje nove člene: Na več krajih je v Posavskih gubah našel zgornjepermske plasti v apneno-dolomitnem razvoju. V trojanskem narivu je dokazal corde-volske sklade in zgornjo mejo psevdoziljskih kamenin. Na cordevolskem apnencu je našel diskordantno odložene zgornjekredne plasti. V južnem delu trojanskega nariva je dokazal liasno starost apnenca. V savinjskem narivu je določil na zgornjetriadnem apnencu diskordantni položaj eugeo-sinklinalnega razvoja spodnje jure. V moravški in kolovraški kadunji je po biocenozi razlikoval spodnjemiocenske in helvetske plasti. V dol-skem narivu je posameznim že znanim litološkim členom določil starost na podlagi fosilov in stratigrafske lege. Tektonsko pripada list Ljubljana Posavskim gubam in Savinjskim Alpam. List LJUBLJANA obsega po- novi razdelitvi večji del rokopisne karte Franza Kossmata 1:75 000, oziroma rokopisne karte Franca Z u r g e , del tiskane karte Franza Tellerja Mozirje iz leta 1898 in del karte istega avtorja Celje-Radcče iz leta 1907. Po programu bi morala biti nova karta pripravljena za tisk leta 1978. V geološki zgradbi lista Ljubljana ločimo avtohtoni in alohtoni del. Avtohtono podlago predstavljata litijska in trojanska antiklinala. Njun litološki profil sestoji iz permokarbonskega glinastega skrilavca ter kremenovega peščenjaka in konglomerata, grodenskega rdečkasto* vijoličastega kremenovega peščenjaka, konglomerata in skrilavca, zgornjepermskega apnenca in dolomita z Gymno-codium bellerophontis (Rothpletz) ter ponekod še iz skitskega apnenca, me-ljevca, laporja in laporastega peščenjaka. Prav v nivoju skitskih plasti se je na avtohtono* trojansko* antiklinalo* in severni del laške sinklinale* narinila polegla guba, ki predstavlja danes trojanski nariv. Vendar narivna ploskev ni enotna za ves alohtoni del zgradbe. V savinjskem narivu npr. je narivna cona na meji med fassansko-langobardskimi in cordevolskimi plastmi. Zgradba savinjskega nariva obsega zgornjetriadni apnenec co*rdevo*lske podstopnje z algo* Diplopora annulata Schafhautel in Teutloporella cf. herculea (Stoppani) apnenec julijsko-tuvalske podstopnje z algo* Clypeina besici Pantič ter noriško-retski apnenec z velikimi megalodontidami. Diskordantno sledi pestri eugeosinklinalni razvoj liasnih sedimentov, piroklastitov ter po-rfirja, porfirita in keratofirja. V apnencu z rožencem na meji z listom Celje* je* avtor našel foraminifero* Spirillina juras-sica (Jones). Diskordantno* na spodnjejUrskih ali zgornjetriadnih plasteh leže srednjeoligocenski piroklastiti. 32 — Geologija 17 Litološki profili posameznih enot alohtona se razlikujejo med seboj in tudi od profila avtohtonega dela. Najbolj popoln profil kaže dolski nariv (po- kraju Dole na listu Celje), ki ga je Winkler imenoval dolska plošča. Spodnji del tega nariva je razvit luskasto- iz plasti avtohtona in alohtona. Na luskah sledi alohton iz popolnega triadnega zaporedja od skitskih prek anizičnih, fassanskih, langobardskih, cordevolskih, julijsko-tuvalskih do noriško-retskih plasti. Litijski nariv se je oblikoval iz sinklinale med litijsko in trojansko anti-klinalo. Njegov profil obsega plasti od cordevo-la do zgornje krede, vendar ni zvezen, ker manjkajo srednjejurske, zgornjejurske in spodnjekredne plasti. Na narivu pa leži terciarna laška sinklinala z mo-ravško in kolovraško kadunjo. Trojanski nariv sestoji iz zveznega zaporedja plasti od skitskih do spodnje-jurskih. Del tega zaporedja so tudi psevdoziljski skladi, ki so jih geologi različno interpretirali. Ti skladi kažejo eugeosinklinalni razvoj. Njihova spodnja meja še ni povsem jasna, zgornja meja pa je določena s fassansko-lango-bard-skimi konodonti in s foraminifero Permodiscus cf. pragsoides (Oberhausen) v spodnjem delu co-rdevolskega apnenca. V lias je avtor uvrstil dolomit in apnenec s foraminifero- Sestrosphaera liasina Pia in z algo- Palaeodasycladus mediterraneus Pia. Nato- pa slede diskordantno- zgcrnjekredne plasti v flišnem faciesu z odlomki orbitolin in oligocenske plasti tuhinjske sinklinale. Tuhinjski nariv grade fassansko-lango-bardske plasti v psevdoziljskem razvoju. Posavske gube so znane tudi po- mnogih in raznovrstnih rudnih in nekovinskih mineralnih pojavih. Nekdaj so kopali v okolici Litije železovo- in bakrovo rudo, pozneje svinčevo-cinko-vo na več krajih od Škofljice prek Štangarskih poljan, Zavrstnika, Sitarjevca, Zagorice do- Ponovič, med Trojanami in Zno-ji-lami pa antimonovo rudo-. Danes so vsi ti rudniki opuščeni, še pred nedavnim pa so jih v večjem obsegu ponovno raziskovali. Pomembno pa je pridobivanje kremenovega peska pri Moravčah, apnenca nad Kresnicami in proda pri Hotiču. Raziskati je treba pleisto-censke gline in permokarbonski kaolinski glinasti skrilavec, ki bo po ustreznem tehnološkem postopku morda uporaben v keramiki. Pri terenskih raziskavah sta z avtorjem sodelovala Božo- Sto-janovič in Bojan Ogorelec, fosile sta določili Lija Rijavec in Ljudmila Šribar, pri sedimento-loških raziskavah je sodelovala Saša Orehek, pri petrografskih pa Marija Dimič. Kartiranje financira sklad Borisa Kidriča. Geological Map of SFRJ 1:100000 Sheet LJUBLJANA Uroš Premru Geološki zavod, Ljubljana, Parmova 33 The map sheet LJUBLJANA comprises 1430 km2. In former years 676 km2 were mapped; in 1973 an area of 238 km2 was mapped of the sheet sections Motnik, Kokarje, Vače and Litija. The geological profile of the map sheet LJUBLJANA comprises a sequence from the Permo-Carboniferous up to the Holocene beds. In this sequence the author determined new members as follow: In some parts of the Sava Folds Upper Permian beds were found in calcareous-dolo-mitic development. In the Trojane overthrust Cordevol beds were deter-mined, as well as the upper boundary of pseudozilian rocks. On the Cordevol limestone disconformably deposited Upper Cretaceous beds were found. In the southern part of the Trojane overthrust the Liassic age of the limestone was proved. In the Savinja overthrust the disconfor-mable position of the eugeosynclinal development of Lower Jurassic over Upper Triassic limestone was proved. In both the Moravče and Kolovrat troughs Lower Miocene beds were distinguished by biocaenosis from Helvetian beds. In the Dolsko overthrust the age of the individual already known lithological members was determined by index fossils and stratigraphie position. The area mapped belongs to the struetures of the Sava Folds and Kamnik Alps. UDK 550.8:528.9 (497.12) Ravne Osnovna geološka karta SFRJ 1:100000 list RAVNE Peter Mioč Geološki zavod, Ljubljana, Parmova 33 List RAVNE obsega po novi razdelitvi v mejah SR Slovenije okrog 778 km2, ostali del je na ozemlju Avstrije. Doslej je kartirano 432 km2. Po programu bi moral biti list pripravljen za tisk konec leta 1977. V geološki zgradbi lista je avtor prikazal sedimentni zaporedji severnih in južnih Karavank ter vmesno cono metamorfnih in magmatskih kamenin. V sedimentnem zaporedju severnih Karavank je avtor določil silursko-devonske sklade z vložki diabaza v zgornjem delu in permotriadne sklade. V južnih Karavankah se nova karta razlikuje od stare po identifikaciji zgornjekarbonskih in permskih členov, v triadnem delu zaporedja pa po najdbi diabazno-keratofirske asociacije v srednji triadi. Terciarne plasti severno od Ljubnega in Mozirja so na novo horizontirane. Avtor loči srednji oligocen ter smrekovško serijo glinovca, tufa, tufita in vulkanske breče z vmesnimi izlivi andezita, ki bi po razvoju sodeč tudi lahko pripadala oligocenu. Severne in južne Karavanke loči centralna karavanška cona. Njen osrednji del sestoji iz metamorfnih kamenin, ki jih na severu spremlja granodioritni pas, na jugu pa tonalitni pas. Za območje lista RAVNE obstaja T e 11 e r j e v a geološka specialka Mozirje 1:75 000 iz leta 1898. Po novi razdelitvi odpade na geološko karto SFRJ od lista RAVNE le njegov jugovzhodni del, ki ima obliko, raznostraničnega pravokotnega trikotnika s pravim kotom pri Mozirju in s hipotenuzo po jugoslovanskega vstri j ski meji med Grintavcem in Strojno. V letu 1973 je bil raziskan jugovzhodni del tega trikotnika med Mozirjem in Ljubnim na jugu in Javo-rskim potokom na severu. Ozek pas severnih Karavank sestoji iz sivega, zelenkastega in vijoličastega filitoidnega skrilavca z vložki diabaza. Diskor-dantno sledi permotriadni rdečkasti konglomerat in peščenjak. Na to sedi-mentnoi zaporedje je ob strmem prelomu narinjen granitni pas centralne karavanške cone, ki sestoji iz biotitnega granodiorita, granita, porfiroidnega granita, različkov diorita in gabra. V intruzivih so- vključki metakeratofirja, gnajsa in amfibolita. Po sestavi kamenin sklepamo na menjavanje intruzije kislih in bazičnih različkov. Magma je na svoji poti odnašala s seboj kose kamenin, skozi katere je prodirala. Južno od granodioritnega pasu sledi pas metamorfnih kamenin. Na meji imamo- pojave kontaktne metamorfoze v obliki kordieritnega skrilavca in rogovca. Sicer pa v metamorfnem pasu prevladujeta gnajs in blest-nik, ponekod najdemo tudi sericitni kremenov filit. Južna meja metamorfitnih kamenin je tektonska, ker je nanje narinjen tonalit. Po mineralni sestavi pripada tonalit granodioritu. Značilna minerala sta biotit in rogovača, ki se spreminjata v klorit. Sicer pa sestoji kamenina iz ortoklaza, plagioklaza in kremena, akcesorna pa sta magnetit in apatit. Njena struktura je srednjezrnata do debelo-zrnata hipidio-mo-rfna, tekstura pa paralelna. Centralno- karavanško cono- imajo nekateri geologi za mejo- med Alpami in Dinaridi. Drugi postavljajo- mejo na šoštanjski prelom in štejejo- -ozek pas med tem prelomom in centralno- karavanško- cono- k južnim Karavankam, ozemlje južno o-d tega preloma pa h Kamniškim Alpam. Vendar je geološka zgradba obeh enot praktično- enaka in bi mogli vse skupaj obravnavati kot južne- Karavanke. Stratigrafski profil te- enote se prične z zgo-rnjekarbo-nskim kremenovim konglomeratom, peščen j ako-m in skrilavcem. Te plasti predstavljajo podaljšek zgornjekarbo-nskega pasu z lista Slovenj Gradec na sekcijo Št. Vid na Slemenu. Na listu Slovenj Gradec vsebujejo tudi leče apnenca z mikro-favno', ki dokazuje orenburško- stopnjo. Spo-dnjepermski in srednjepermski apnenec prihajata na površje na sekciji Št. Vid v ozkem pasu med tonalitom na severu ter triadnimi in o-ligocenskimi plastmi na jugu. Njegove meje so- tektonske. Zgornjepe-rmski apnenec, delno laporast, brečast in ploščast ali skrilav je najden vzhodno- od Šmihela na sekciji Mozirje. Ponekod je silificiran in vsebuje keratofir. Njegovo starost potrjujejo- foraminifere Rei-chelina sp., Agathommina sp., Cribrogenerina sp. ter ostanki ehinodermov. Triadni profil se da razdeliti na skitsko, anizično- in ladinsko stopnjo. Skit-ska stopnja kaže tipični werfenski facies, dokazuje pa jo- tudi mala foramini-fera Meandrospira iulia (Premoli Silva), najdena na Golteh severno- od Konjskega vrha. Anizični dolomit leži ponekod normalno- na skitskih plasteh, drugod je v tektonskem stiku z oligo-censkimi, skitskimi in ladinskimi kameninami. Lito-loško je ladinska stopnja precej pestra; sestoji iz keratofirja, keratofirskega tufa, tufita, plastovitega apnenca z rožencem, plastovitega do-lomita in masivnega apnenca. Keratofir in njegov tuf se pojavljata na južnem pobočju Go-lške planote na anizičnem dolomitu in predstavljata najnižji del ladinske stopnje-. Jugozahodno od Tirških peči je v istem horizontu spilitizirani diabaz s tufom. Ta horizont ni sklenjen, vmes je apnenec z rožencem in druge kamenine. Na njem leži plasto-viti apnenec z rožencem, nato sledi dolomit in na vrhu masivni apnenec, ki je najbolj razširjena ladinska kamenina. Facialna sestava tega apnenca je precej pestra, prevladujejo mikritni in sparitni različki, vmes so* pa tudi biofacialni vložki. Vsebujejo- številne mikrofosile, vendar prekristaljene. Uspelo je določiti le vrste Frondicularia cf. pupiformis Hausler, Tetrataxis sp. in oftalmide. Od slabo- ohranjenih dasikladacej ustrezajo- nekateri preseki apneni algi Teutloporella sp., ki kaže na lagunski facies. Na triadni podlagi leži pri Okonini in na Konjščici oligocenski konglomerat in breča, ki se-sto-jita iz triadnih apnencev in dolo-mitov z glinastim, boksitnim ali karbonatnim vezivom. Sledi lapor z lečami apnenca, ki vsebujeta številne velike foraminifere in litotamnije. Srednjeo-ligocensko starost laporja in apnenca pa potrjujeta Vaginulinopsis pseudodecorata Hagn in Almaena osnabrugensis (Munster). Na laporju leži na sekciji Ljubno glinovec, ki pogosto* prehaja v me-ljevec. Više pa prehajajo te plasti v smrekovško- zaporedje, ki sestoji iz andezit-nega tufa, tufske breče, tufita, glino-vca ter andezita v obliki vložkov v tufu in v obliki kosov v tufski breči. Ttif je različne granulacije, od pelitnega do debelo-zrnatega. Debelina njegovih plasti redko preseže 1 meter. Sestoji iz na-lomljenih zrn plagi-oklaza, kameninskih drobcev, mikrokristalne osnove in klo-rita. Zaradi limonitiziranega pirita je kamenina pogosto rumenkasto- rjava. Andezita je- največ na severnem pobočju Smrekovca, dva večja vložka sta v dolini Ljubije na jugovzhodnem delu sekcije Št. Vid. Drugod so le manjše- leče. Sveži ande-zit je sivkasto- zelen, pri preperevanju pa postane rumenkasto zelen. Sestoji iz mikrokristalne do- drc-bnozrnate osnove- in vtrošnikov. Osnova je iz plagio- klazovih mikrolitov, vmesne prostore pa zapolnjujejo klorit in neprosojni minerali. Vtrošniki so iz plagioklazov ali femičnih mineralov, rogovače in biotita, Plagioklazi pripadajo oligoklazu ali andezinu in SO' sericitizirani, rogovača in bio-tit pa sta kloritizirana in limonitizirana. Poleg navedenih mineralov se pojavljajo še avgit, cirkon, magneti t in pirit. Starost smrekovškega zaporedja še ni povsem zanesljivo določena; ponekod leži na oligocenski, drugod na triadni podlagi. S tem je nakazana spodnja meja, vprašanje zgornje pa je odprto. Prodnato peščeno glinoi severno' od Mostnarja v severozahodnem delu sekcije Mozirje je avtor po analogiji s podobno usedlino v velenjski kotlini uvrstil v pliokvartar, v kvartar pa ledeniške morene v Logarski dolini in Robanovem kotu. Na več krajih lista RAVNE so1 sledovi starih in novejših rudarskih raziskovalnih del. V dolini Velunje se na jalovišču dobe kosi galenita in sfalerita, ki izvirajo iz štalenskogorske serije; primarnih rudnih izdankov pri kartiranju niso našli. Žile antimonita v močno silificiranem zgornjepermskem apnencu so znane v Lepi njivi, sledovi raziskav pa so tudi severno od Pihanjeka. Triadni apnenec na območju Lepe njive pa vsebuje baritne leče. V jugovzhodnih delih sekcij Mozirje in Ljubno* je na triadni paleorelief odložen boksit. Sledovi raziskovalnih del na premog v srednjeoligocenskih plasteh so' pri Negojnici. Pri terenskem delu sta z avtorjem sodelovala geologa Marjan Poljak in Miro Žnidarčič, pri laboratorijskih mikropaleontoloških določitvah Lija Rijavec in Ljudmila Šribar, pri petrografskih Marija Dimič in pri sedimentoloških Saša Orehek. Kartiranje financira sklad Borisa Kidriča. Geological Map of SFRJ 1:100000 Sheet RAVNE Peter Mioč Geološki zavod, Ljubljana, Parmova 33 In the new grid of map sheets, the sheet RAVNE covers about 778 km2 of Slovenian territory, the rest is in Austria. Up to nov 432 km2 were mapped. According to the general mapping project, the complete sheet should be ready for print in the end of 1977. In the geological structure covered by the sheet the author has sho\vn the sequence of sediments in the Northern and Southern Karavanke, and the intermediate zone of metamorphic and magmatic rocks. In the sequence of sedimentary rocks of the Northern Karavanke the author determined Silurium-Devonian beds with diabase intercalations in their upper part, and Permo-Triassic beds. In the Southern Karavanke the new map differs from the old one by the dlstribution of the Upper Carboniferous and Permian units, and by the indentification of the diabase-keratophyre association in Middle Triassic. The Tertiary beds in the north of Ljubno and Mozirje have been revised. DDK 550.8:528.9(497.1) Delnice Osnovna geološka karta SFRJ 1:100000 list DELNICE Stevo Dozet Geološki zavod, Ljubljana, Parmova 33 Avtor poroča o pričetku geološkega kartiranja na listu DELNICE. Večji del tega lista je v sosednji SR Hrvatski, na SR Slovenijo odpade le 552 km2. Od tega je bilo v prvi fazi kartirano na sekcijah Prezid in Čabar 89 km2, na sekcijah Kočevje, Mozelj, Kočevska reka in Skrilj pa rekognoscirano 180 km2. Geološki profil obsega po prvi fazi raziskav permokarbonske, triadne, jurske in kredne plasti. Od terciarnih usedlin so ohranjene na kartiranem območju le majhne krpe. Zaradi pomanjkanja horizontiranih terciarnih plasti je zaenkrat težko prikazati tektonsko zgradbo. Ozemlje je del Zunanjih Dinaridov z regionalnimi prelomi severozahod-jugovzhod. Ob takšnih prelomih so nastale večje doline, polja in vrtače. Tiskane geološke specialke za območje tega lista ni. Manuskriptna karta Lož—Čabar 1:75 000 T. Kormoša iz leta 1890 pa je tako zastarela, da je treba stratigrafsko zaporedje plasti povsem na novo- dokumentirati. Stratigrafsko zaporedje plasti na listu DELNICE se prične med Rajndolom in Kačjim potokom s permokarbonskim kremenovim konglomeratom z vložki peščenjaka. Sledi glinasti skrilavec z vložki kremenovega peščenjaka v dolini Čabranke, kjer na vrhu leži še kremenov peščenjak. Te kamenine so razvite v majhni debelini brez fosilnih ostankov in jih je avtor uvrstil v trogkofelsko stopnjo po korelaciji s sosednjim listom RIBNICA. Kot kaže, srednji in zgornji perm manjkata, nejasne so- ostale razmere tudi glede spodnje in srednje triade. Sklenjen pa je profil od zgornje triade do zgornje krede, ki ga je avtor podrobno horizontiral in v glavnem dokumentiral s fosili. Klastični razvoj karnijske stopnje v dolini Čabranke obsega glinovec, meljevec in peščenjak, v zgornjem delu z vložki dolomita. Noriško-retski pasoviti dolomit je določen po-Sphaerocodium bornemanni Rothpletz. Jura kaže enoličen plitvomorski razvoj apnenca in dolomita ter je na listih Čabar in Prezid najbolj razširjena. Bitu-minozni debelozrnati dolomit spodnjega in srednjega liasa vsebuje litiotide. Mikritni in oosparitni apnenec ter debelozrnati plastoviti dolomit zgornjega liasa in doggerja pa je avtor uvrstil delno po superpoziciji, delno pa po zgornjedog-gerski vodilni obliki Selliporella donzellii Sartoni & Crescenti. Spodnjemalmski mikritni apnenec z vložki dolomita je določen s hidrozojem Cladocoropsis mi-rabilis Felix, foraminifero Kurnubia palastiniensis Henson in z algo- Macropo-rella sellii Crescenti. Zgornjemalmski apnenec vsebuje algo Clypeina jurassica Favre. Spodnjekredne plasti sestoje iz temno sivega in črnega ploščastega apnenca in bituminoznega dolomita z vložki apnene breče. Spodnji del (valan-ginij, hauterivij in barremij) je bogat s tintininami, favreinami in algami vrste Pianella (Salpingoporella) annulata Carozzi, zgornji del (aptij in albij) pa z miliolidami, orbitolinami, rekvienidami in algo (Salpingoporella) Pianella di-narica Radoičič. Enak razvoj se nadaljuje še v cenoman. Višji del zgornje krede sestoji iz temno sivega in črnega apnenca, apnene breče ter sivega dolomita in dolomitne breče, ki so siromašni s fosili in jih je avtor po superpoziciji uvrstil v turon. Najmlajše kredne plasti pripadajo senonu. Njegov bazalni del vsebuje v apnencu poleg rudistov foraminifero Acordiella conica Farinacci. Zgornje-senonski beli in svetlo sivi apnenec z vložki belega in sivega dolomita ter temno sivega ploščastega apnenca je sicer bogat z rudistno favno-, toda siromašen z rodovi in vrstami. Na sekciji Prezid so najdene pomembne oblike Gorjanovicia costata Polšak, Petkovicia prima Kuhn et Pejovič, Bournonia cf. dinarica Sli-škovič, Exocjyra cf. overwegi Buch in Exogyra cf. costata Say. Nato sledi v zaporedju plasti večja vrzel; v majhnih krpah so odloženi le pliocenski in kvartarni nanosi. Popolnejši profil terciarja in kvartarja je pričakovati šele v nižjih delih ozemlja, ki je pa večidel zunaj kartiranega dela lista. Aluvialni nanos pokriva dinarsko usmerjene doline in polja, npr. kraško Babno polje. Tektonsko pripada list DELNICE Zunanjim Dinaridom. V dinarski smeri se raztezajo tudi pomembnejši prelomi. Tako poteka idrijski prelom ob robu Bab-nega polja. Tudi vrtače so nanizane večidel ob prelomih. Podrobneje pa tektonskih faz zaenkrat ni bilo možno razčleniti. Po analogiji s sosednjimi listi gre za tektonska dogajanja po kredni dobi. Več bi mogli nanje sklepati po zgradbi terciarja, ki pa na kartiranem območju manjka. Od mineralnih surovin in gradbenega materiala je omeniti le peskokope, ki so številni predvsem v zdrobljenih conah ob prelomih v triadnem in liasnem dolomitu, npr. peskokop v Prezidu in veliki peskokopi ob cesti Lazeč—Cabar in Prezid—Cabar. Pri kartiranju sta z avtorjem sodelovala geologa Bogoljub Aničič in Lado Ferjančič. Jursko in kredno mikrofavno in floro je določila Ljudmila Šribar, hidrozoje Ljudmila Šribar in Dragica Turnše-k, zgornjekredno makrofavno pa Mario Pleničar. Kartiranje financira sklad Borisa Kidriča. Geological Map of SFRJ 1:100000 Sheet DELNICE Stevo Dozet Geološki zavod, Ljubljana, Parmova 33 The author reports on the start of the mapping of the map sheet DELNICE. The main part of the territory covered by the sheet lies in neighbouring SR Croatia; there are onlv 552 km2 in SR Slovenia. During the first phase the mapping covered 89 km2 of the sheet sections Prezid and Cabar; reconnaissance mapping was carried out on 180 km2 of the sheet sections Kočevje, Mozelj, Kočevska Reka and Škrilj. The geological profile comprises in the first phase Permo-Carboniferous, Triassic, Jurassic and Cretaceous beds. Only small remnants of Tertiary sediments have been preserved on the mapped areas. For the time being it is difficult to show the tectonical structure, as Tertiary index horizons are missing. The area is part of the Outer Dinarids, with regional faulting in NW-SE direction. Along such faults there originated karstic fields and sinkholes. UDK 552.163:552.42/48 (234.321.43) Pohorske metamorfne kamenine Ana Hinterlechner-Ravnik Geološki zavod, Ljubljana, Parmova 33 Avtorica razčlenjuje metamorfne kamenine Pohorja glede na njihov nastanek. V letu 1973 je kartirala območje med Ruško kočo, Sedovcem in Šmartnim ter segla s profili tudi prek tega ozemlja. Od 330 km2, predvidenih za kartiranje, je preostalo še 48 km2. Pri Šmartnem in od tod proti severu so razkriti globlji nivoji metamorfnih kamenin almandinovo amfibolitnega faciesa, ki predstavlja bistveni del pohorskih metamorfnih kamenin. V tektonskem kontaktu z njim so na južnem in severnem obrobju Pohorja niže metamorfozirane kamenine zelenega skrilavca. V primerjavi z zaporedjem na Svinški planini manjka precejšnji del kamenin prehodnega območja med almandinovo amfibolitnim faciesom in faciesom zelenega skrilavca. V profilu globljih metamorfnih nivojev na vzhodnem Pohorju si slede od spodaj navzgor: — Najgloblji metamorfni nivo- na Pohorju predstavlja biotitni gnajs, ki se menjava z očesnim gnajsom. Porfiroblasti v očesnem gnajsu so delno mikro-kliniziran ortoklaz, zraščen po karlovarskem zakonu. Ortoklaz je edini značilni mineral katacone, oziroma najglobljega dela almandinovo amfibolitnega faciesa. Pogosto ga nadomešča oligoklaz, ki je značilen za manj metamorfozirane nivoje. Pogojem nižje metamorfoze ustreza tudi zeleni biotit, ki ga opazujemo ponekod namesto rdečega. V talnini gnajsev je manjši izdanek serpentinita z amfibolitom. V serpentinitu nastopajo šopi vlaknate Mg-rogovače (?). Serpen-tinit najglobljega nivoja ne vsebuje eklogitnih leč. V amfibolitu še opazujemo ortcstrukturo, vendar je prvotni večji vtrošnik plagioklaza nadomeščen z agregatom bolj kislega plagioklaza in z epidotom. — Sledi biotitni blestnik in gnajs, ki je delno rekristaliziran, delno pa so različki tega nivoja izredno drobnozrnati. Izraziteje kristalizirane kamenine vsebujejo paličaste kristale temnega stavrolita in svetlega distena, velike do 1 cm. Za ta nivo so značilni številni vključki marmorja, amfibolita, kvarcita ter distenovega protastega in ploščastega gnajsa z almandinom. Distenovi agregati v gnajsu predstavljajo psevdomorfoze po prvotnem andaluzitu, ki je pripadal starejši fazi metamorfne kristalizacije. Kvarcit je zelo- različen, značilen je grafitni kvarcit. Na Okoški gori in zahodno od Cestnika na Ho-škem Pohorju najdemo v profilu metamorfnih kamenin tudi redke najgloblje ležeče retrogradno- metamorfozirane leče- eklogita. — Biotitni metamorfni skrilavec prehaja posto-pno- v bio-titno- musko-vitni blestnik in gnajs, ki vsebujeta eklogit in amfibo-lit. Eklo-git je redek. Ena leča pripada delno- serpentinizirani olivinovi kamenini. Pogosto opazujemo vključke zelo dro-bnozrnatega biotitnega blestnika in diafto-ritnega blestnika, oziroma gnajsa. V sericitnih agregatih diafto-ritnih kamenin je ponekod kloritoid. Ta mineral torej ni značilen le za prehodno cono obeh faciesov Barro-we facialne serije na Kozjaku, temveč se je progresivno- razvil tudi iz diafto-ritnih sericitnih agregatov v globljih nivojih, kjer pa je redek. — Enolični nivo- diaftoritnega blestnika in gnajsa v krovnini je razširjen severno od kartiranega območja in meji tektonsko- na niže metamorfni zeleni skrilavec severnega obrobja Pohorja. V vseh nivojih je prisoten pegmatitni gnajs, ki ga je ponekod zelo- veliko-. Na raziskano- ozemlje- seže s svojim skrajnim vzhodnim delom tonalit, ki kaže izrazito- drobnozrnato blastomilonitno strukturo-. Njegove meje- in foliacija so skladne s foliacijo- metamo-rfnih kamenin, v katere je prodrl. Južna meja sledi smeri E-W, vzhodna pa smeri NW-SE. V okolici kmetije Močnik najdemo v to-nalitu najbolj vzhodne pojave malhita, ki je bazični difere-nciat dacita. Iz bio-titnega gnajsa z očesnim gnajsom sestoji vzhodno od Šmartne-ga jedro antiklinalne zgradbe. Proti severu na območju Frajhajma opazujemo- v normalnem zaporedju nabran biotitni gnajs in blestnik. Aksialne ravnine gub vpadajo- proti jugu. Vpad aksialnih ravnin gub na vzhodnem delu Pohorskega masiva pa ni enoten. Južni rob antiklinalne zgradbe gnajsa je na območju Spodnjega Prebukovja odsekan s prelomom, ki loči očesni gnajs od blestnika z eklo-gitom, in vanj je prodrl tonalit. Južno od to-nalitne meje vpadajo- aksialne ravnine proti severu. Zato leže na območju Nove gore in naprej proti zahodu navidezno globlji nivoji s protastim almandino-vim disteno-vim gnajsom na Mestniku z eklogito-m. Plasti se raztezajo povečini v smeri E-W, zahodno- od Šmart-nega ob prelomni meji s tonalitom pa v smeri NW-SE. Ustrezno tudi lineacija v kameninskih različkih ni enotna. Na raziskanem ozemlju nastopajo posamezne leče eklo-gita v amfibolitu in almandino-vem musko-vitnem blestniku. Nad Slovensko Bistrico- najdemo e-klo-git vezan na serpentinit in (granato-v) gabro-. Skupno- pojavljanje eklo-gita, čigar kemična sestava ustreza bazaltu, in ultrabazičnih magmatskih kamenin je značilnost regionalno metamorfnih območij. Njihovo istočasno dviganje je posledica alpskih orogenetskih procesov na meji zemeljskega plašča in zemeljske skorje ob po-grezanju starih ge-osinklinal. Takrat sta ob globoko segajočih labilnih conah prodrla v eugeosinklinalne dele peridotitna magma in eklogit, ki sestavljata zgornji del trdnega zemeljskega plašča. Bazična peridotitna magma se je pri nižjih pritiskih in temperaturah večidel serpentinizirala. Tudi posebna mineralna asociacija eklo-gita se je prilagodila pogojem regionalne meta-morfoze. Zato ustreza na Pohorju sestava značilnih mineralov eklogita alman-dinovo-amfibo-litnemu facie-su. Ob pojenj a vanju visoke metamorfoze pa so- se eklogito-vi minerali po-večini še spremenili v mikrokristalne simplektitne agregate-. Zato je prvotni ekl-ogit re-dko- ohranjen. The Metamorphic Roeks of Pohorje Mountains Ana Hinterlechner-Ravnik Geološki zavod, Ljubljana, Parmova 33 These notes summarize part of over 330 square kilometers of petro-graphic mapping. In the area between Ruška koča, Sedovec and Šmartno there the roeks of almandine-amphibolite facies occur being the deeper part of Pohorje metamorphics. Along its southern and northern margins, there follow the overlying rocks of greenschist facies with the tectonic contact. A considerable part of the transitional zone is missing. This ročk sequence corresponds with the general profile of metamorphic rocks of Pohorje Mts. In diaphthorite schist, overlying the almandine-biotite--muscovite schists with eclogites, chloritoid was determined. Northern and southern dips of axial plains are observed in the investigated area. The general strike of the strata is E-W; whereas W from Šmartno along the tonalite fault border, it is changed to NW-SE. Literatura Borchert, H. 1967, Vulkanismus und oberer Erdmantel in ihrer Beziehung zum auCeren Erdkern und zur Geotektonik. Boli. geof. teor. ap., Vol. IX., N. 35, str 194_213. Hess, H. H. in Poldervaart, A. 1968, Basalts, Vol. 2, Interscience Publi-shers. Hinterlechner-Ravnik, A. 1973, Pohorske metamorfne kamenine II., Geologija 16, Ljubljana. Maresch, W. W. 1972, Eclogitic-Amphibolitic Rocks on Isla Marganta, Venezuela: A Preliminary Account, Geol, Sc. Am, Mem. 132, str. 429—437. R o s t, F. in G r i g e 1, W. 1969, Zur Geochemie und Genese granatfiihrender Ul-tramafite' des mitteleuropaischen Grundgebirges. Chem. Erde, Bd. 28, H. 1/2, str. 91—177. UDK 556.33 + 556.38(497.12) Regionalne hidrogeološke raziskave porečja zgornje Drave in Mure Franc Drobne Geološki zavod, Ljubljana, Parmova 33 Regionalna hidrogeološka študija porečja Zgornje Drave in Mure zajema ozemlje, ki ga na severu omejuje državna meja z Avstrijo in Madžarsko, na jugu pa črta Olševa—Travnik—Huda luknja—Vitanje— Konjiška gora—Boč—Haloze—ilvanščica—Kalnik—Legrad. Skupno meri to ozemlje okrog 7000 km2, od tega pripada Sloveniji 4800 km2, Hrvaški pa 2200 km2. Namen raziskav je bil, podati pregledno hidrogeološko sliko ozemlja, razčleniti zemljine in kamenine, oziroma komplekse kamenin glede na vodno prepustnost in izdatnost, določiti ekonomsko pomembne vodonosne plasti, njihovo razprostranjenost in globino, oceniti rezerve, napraviti bilanco voda ter podati pregled hidrokemičnih in bakterioloških lastnosti voda. Avtor je izdelal skupno hidromehanično karto obeh porečij v merilu 1:100 000. Pri tem je upošteval litološko sestavo in hidrogeološke lastnosti kamenin ter geološko zgradbo. Na karti je prikazal območja, ki so zelo izdatna (nad 10,01/sek); dobro izdatna (1,0 do 10,0 1/sek); slabo izdatna (od 0,1 do 1,01/sek) in na območja, ki so skoraj brez vode (manj kot 0,11/sek). Na karti vodnih objektov (1:100 000) je označil vse evidentirane pomembnejše izvire in druge hidrogeološke objekte ter pojave in določil njihovo maksimalno in minimalno izdatnost v dveletnem opazovalnem obdobju. V regionalni hidrogeološki študiji so bili zbrani in po enotnem kriteriju obdelani podatki dosedanjih raziskav in nato dopolnjeni z novimi hidrogeolo-škimi preiskavami. S hidrogeološkim rekognosciranjem, geofizikalnimi meritvami, raziskovalnim vrtanjem, črpalnimi poizkusi, kemičnimi in bakteriološkimi analizami, rednim petdnevnim opazovanjem izbranih hidrogeoloških objektov ter merjenjem količine in hitrosti vode smo zbrali podatke za izdelavo bilance in izračun rezerv podzemeljske vode. Avtor je s sodelavci (D.Novak, Z. M e n c e j , L. K o k o 1, J. R o g e 1 j) podal osnovne hidrogeološke in hidrokemične lastnosti ozemlja. Ti pokazatelji bodo v prvi vrsti rabili kot osnova pri reševanju problemov preskrbe z vodo, pri izgradnji vodnih akumulacij za študij režima posameznih vodotokov, pri projektiranju hidromelioracijskih in drugih del. S to študijo nismo rešili posameznih problemov preskrbe z vodo, temveč dobili pregled o razporeditvi večjih akumulacij podzemeljske vode, njeni kvaliteti, bilanci in zalogah. Hidrokemične lastnosti podzemeljske vode smo preučili s serijo kemičnih analiz. Na osnovi kemične sestave, stopnje mineralizacije, trdote, pH, itd. smo podzemeljske vode razčlenili na posamezne faciese ter izrisali hidrokemično karto porečja v merilu 1 : 100 000. Pri hidrokemični kategorizaciji smo uporabili 4-komponentni diagram. Ugotovili smo, da na raziskanem ozemlju nastopajo v glavnem naslednji tipi vode: po anionih: —SO4HCO3, — HCO3SO4, — CIHCOs, — HCOsCl, — SO-iCl in —C1SO,, po kationih: MgCa—, CaMg—, NaCa—, CaNa—, MgNa—, NaMg—. Študija je pokazala, da so večji rezervoarji vode, ki pridejo v poštev za preskrbo z vodo-, obširna območja kvartarnih naplavin in karbonatnih kamenin. Perspektivna so tudi območja arteških vodnih horizontov v Slovenskih goricah in Prekmurju, kjer nahajamo poleg navadne podzemeljske vode še horizonte z mineralno in termomineralno vodo. Avtor s sodelavci je po metodi Ramenskega in Lebedeva računal bilanco vode v posameznih hidrogeoloških enotah, npr. v kvartarnih naplavinah z medzrnsko poroznostjo in zvezno gladino podtalnice. V opazovalnem obdobju od oktobra 1967 do oktobra 1968 je vladala precejšnja suša, medtem ko je bilo od oktobra 1968 do novembra 1969 sorazmerno1 veliko, padavin. Zato smo bilančne elemente prikazali za vsako obdobje posebej. Izračunali smo tudi rezerve vode v kvartarnih prodnih zasipih Dravskega, Ptujskega, Apaškega in Murskega polja ter Medžimurja. Vrednotili smo pri-rodne, regularne in eksploatacijske rezerve. Pri eksploatacijskih rezervah smo izračunali tudi pretok podzemeljske vode v sušnem obdobju 100 dni. Dobili smo naslednji rezultat: V normalnem obdobju je možno na Dravskem polju izkoristiti pri ravnotežnem stanju še okoli 2,4 m3/sek vode, na Ptujskem polju 0,6 m3./sek, na Murskem polju 1,6 m3/sek in na Apaškem polju 0,1 m3/sek. V sušnem obdobju, ki bi trajalo neprekinjeno vsaj 100 dni ali pa več, bi bilo mogoče na Dravskem polju izkoristiti okrog 0,8 m3/'sek vode, na Ptujskem polju 0,3 m3/sek, na Murskem polju 0,3 m3/sek, na Apaškem pa le 0,03 m3/sek. Perspektivne so tudi karbonatne kamenine. V suši bi mogli dobiti npr. iz Olševe 50 1/sek, Boča 40 l/sek, Hrastovca 5 1/sek in Žičnice 45 1/sek. Hydrogeological Reconnaissance Exploration of the Upper Drava and the Mura River Basins Franc Drobne Geološki zavod, Ljubljana, Parmova 33 In the hydrogeological study that comprises the basin of both the Upper Drava and the Mura rivers, the region was explored bordered in the north by the State boundary with Austria and Hungary, and in the south by the line connecting Olševa—Travnik—Huda Luknja—Vitanje— Konjiška Gora—Boč—Haloze—Ivanščica—Kalnik—Legrad. The total area of this region amounts to about 7000 square kilometres; out of this 4800 sq. km belong to Slovenia, and 2200 sq. km to Croatia. The aim of the exploration was to present a general hydrogeological outline of this region, to classify soils and rocks according to their per-meability and water bearing capacity, to determine the aquifers of eco-nomic importance as well as their extent and depth, to assess the water balance and reserves, and to present a review of the hydrochemical and bacteriological qualities of the waters. A hydromechanical map of the basin of both rivers was compiled in scale 1 : 100 000. Lithological composition and hydrogeological qualities, as well as the geological structures, are indicated in the map. Additionally the map shows areas of probable high yield (over 10.0 liters per second), of fair yield (0.1—1.0 1/sec), and nearly waterless areas (less than 0.11/sec). In a separate map in scale 1 : 100 000 ali known water sources of importance are shown, as well as ali phenomena of hydrogeological interest; maximum and minimum yields are listed as calculated from a two years observatio-n period. UDK 553.2:528.94(497.12) Metalogenetska karta SR Slovenije Franc Drovenik Geološki zavod, Ljubljana, Parmova 33 Raziskave novih rudišč se pomikajo v čedalje večje globine. Pri tem postajajo tradicionalne metode predrage. Zato iščejo raziskovalci nove načine, ki v mnogo večji meri kot do sedaj upoštevajo genetsko okolje, tj. iščejo vzroke, zakaj so se koncentrirale kovine na določenih krajih. Pri tem obravnavajo večja območja in skušajo najti zvezo med rudnimi nahajališči in geološkim razvojem pokrajine od najstarejših časov naprej. Rezultat takšnega preučevanja je metalogenetska karta, ki potem omogoča bolj logično in načrtno usmerjanje rudarskih raziskav. V ta namen je avtor v prvi fazi sestavil register vseh rudnih nahajališč v SR Sloveniji, ki jih nanaša na geološko karto v merilu 1 :200 000. Način prikazovanja je enak kot na metalogenetski karti Evrope v izdaji UNESCO. V Sloveniji imamo dva obratujoča metalna rudnika in en rudnik urana v pripravi. Znana pa so nahajališča svinca, cinka, živega srebra, bakra, anti-mona in železa pa tudi boksita. Tradicionalne metode raziskav smo v veliki meri že izkoristili in sedaj nanašamo* na geološko podlago 1 : 200 000 rudna nahajališča z značilnimi podatki, da bomo dobili sliko o* odvisnosti rudišč od geoloških dogajanj od nastanka dalje prek vseh naknadnih sprememb do* današnje zgradbe in sestave. Tako nastaja metalogenetska karta, ki naj bi v bodoče rabila pri usmerjanju geološko* rudarskih raziskav. Kot prvo nalogo smo* si postavili izdelati register vseh rudnih nahajališč v Sloveniji ter jih nanesti na karto* merila 1 : 200 000. V ta namen smo pregledali vso novejšo in starejšo dokumentacijo o* rudnih nahajališčih, pričenši od Valvasorja, Hacqueta in Zepharovicha dalje. Pri tem smo ugotovili, da imamo v Sloveniji nad 200 rudnih nahajališč, ki so* raztresena od Mangarta do* Rudnice ob Sotli in od Mežice do Bele krajine. Iz metalogenetske karte bo mogoče že po kratkem ogledu razbrati naslednje: — vrsto* in starost kamenine, v kateri rudno nahajališče nastopa, — obliko*, starost in genezo* rudnega nahajališča z glavnimi kovinami, — v kateri fazi je rudišče nastalo* — v geosinklinalni ali orogenetski, — medsebojno* zvezo rudišč iste geneze, — velikost in pomembnost rudišča. Prva varianta take* karte s tolmačem bo* izdelana do* konca leta 1975, ko* bo* treba presoditi, ali bo* primerna za tisk. V sedanji fazi še nimamo vseh elementov, ki jih zahteva moderna metalo-genetska karta; zaenkrat jo pripravljamo po dosedanjem poznavanju geologije rudišč in njihove metalogeneze. Nato jo bo treba še dalj časa izpopolnjevati, predvsem s podatki iz sedimentologije, paleogeografije, geokemije, geofizike ter dodatnimi spektralnimi, izotopskimi in drugimi specialnimi analizami. Metalogenetsko karto pripravljajo tudi po drugih republikah, z namenom, da se v končni fazi sestavi metalogenetska karta Jugoslavije. Vendar enotni kriteriji za celo državo še niso izdelani. Metallogenetic Map of S. R. Slovenia Franc Drovenik Geološki zavod, Ljubljana, Parmova 33 The exploration of new ore deposits shifts continuously towards greater depths, and therefore also the costs of traditional exploratory me-thods increase exorbitantly. Therefore the investigators are looking for new methods, giving more consideration to genetic environments, search-ing for the reasons that caused the concentration of metals in specific areas. Larger areas are studied simultaneously, to find a connection between mineral deposits and geological development of the region from the oldest stages omvards. These studies result in a metallogenetic map, that consequently allows a better and more logical planning and di-recting of mining exploration. For this reason, in the first stage of investigations, a register of ali ore occurrences in Slovenia was estab-lished, and drawn on a geological map in the scale 1 :200 000. The pre-sentation follows the standards of the metallogenetic map of Europe issued by UNESCO. UDK 550.8:553.4(497.12) Prospekcija metalogenetskih območij Slovenije Branimir Šinko Geološki zavod, Ljubljana, Parmova 33 Naloga prospekcije je bila, določiti stopnjo mineralizacije s svincem, cinkom, bakrom, živim srebrom in uranom med Tržičem in Jezerskim v Karavankah ter v okolici Škofje Loke in Trbovelj. V ta namen je avtor posamezna območja v Karavankah geološko kartiral v merilu 1 :10 000 ter vzel površinske vzorce za geokemične analize in rudno-petrografske preiskave. Okolica Podljubelja, Škofje Loke in Trbovelj je bila raziskana radiometrično po metodi gama sondiranja in emanacije. Na kontaktu devonskega apnenca in karbonskih klastito-v na Stegovniku, Rušu in Virnikovem Grintavcu so rudni pojavi s cinkom, svincem, bakrom in živim srebrom. Prospekcija živega srebra na širšem območju Karavank je pokazala negativne rezultate z izjemo rudišča živega srebra pri Sv. Ani. Radiome-trične raziskave so pokazale v okolici Trbovelj in v Karavankah na območju Podljubelja številne radioaktivne anomalije, ki pa zaenkrat nimajo ekonomskega pomena. V okolici Škofje Loke je v sivem grodenskem peščenjaku več zelo-visokih radioaktivnih anomalij, ki kažejo na možnost rudnih pojavov. Vsa prospekcijska dela so bila izvedena samo na površju; v nadaljevanju bo- treba iskati še v globini. Prospekcija metalogenetskih območij Slovenije predstavlja večletno delo-, ki naj bi bilo po programu končano v letu 1975. Obsega raziskave svinca, cinka, bakra, živega srebra in urana na območju Karavank med Tržičem in Jezerskim ter v okolici Škofje Loke in Trbovelj. Razen avtorja sodelujejo pri teh raziskavah Trajan Dimkovski, Miran Iskra in Radovan Kovačevič. Dela financira raziskovalna skupnost Slovenije — sklad Borisa Kidriča. Prospekcija Hg. Opuščena rudnika živega srebra Sv. Ana pri Podljubelju in Belska Kočna v Avstriji sta dala spodbudo- za raziskavo tudi drugih območij naših Karavank. Z desetimi geokemičnimi profili ob glavnih potokih med Tržičem in Jezerskim so raziskane devonske, karbonske, permske in spodnje-triadne plasti. Večji del analiziranih vzorcev je dal negativne rezultate, le manjši del je pokazal vsebino- do 2 ppm Hg. Nekoliko bolj detajlno- je preiskano območje na meji z Avstrijo- proti Belski Kočni. Tudi kontrolno- vzorčevanje je potrdilo-, da tod ni ekonomsko- pomembnih nahajališč živega srebra. Prospekcija Pb, Zn, Cu in Hg. Na Stegovniku in Rušu so- bili polimetalni rudni pojavi v devo-nskem apnencu znani že v preteklem stoletju, ko so- jih sledili z manjšimi rudarskimi deli. Za območja devonskega apnenca smo izdelali geološko karto v merilu 1 : 10