YU ISSN 0016-7789 GEOLOGIA 1987 YU ISSN 0016-7789 GEOLOGIJA 30. KNJIGA GEOLOGIJA LETNIK 1987 30. KNJIGA Str. 1 do 434 UUBUANA 1988 GEOLOGIJA Od leta 1978 dalje (21. knjiga) izhaja GEOLOGIJA dvakrat na leto, v juniju (1. del) in decembru (2. del), da bi imeli avtorji možnost hitreje objaviti svoja dela. Slovenska besedila je lektoriral prof. Milan Pritekel], za zapise v drugih jezikih odgovarjajo avtorji sami. Povzetke in druga besedila v angleškem jeziku je opravil prof. dr. Simon Pire Izdajatelja: Geološki zavod in Slovensko geološko društvo Ljubljana Glavni in odgovorni urednik: Stanko Buser, Yu 61000 Ljubljana, Parmova 33 Uredniški odbor: S. Buser, M. Drovenik, M. Iskra, D. Kuščer, A. Nosan, M. Pleničar in L. Žlebnik Naklada 1000 izvodov Letna naročnina: 5000 din Tisk in vezava: Tiskarna Ljudske pravice, Ljubljana, Kopitarjeva 2, leta 1988 Financirata: Raziskovalna skupnost Slovenije in Geološki zavod, Ljubljana From 1978 (Volume 21), GEOLOGIJA appears biannually, in June (Part 1) and December (Part 2), to advance our publishing activity by a more rapid printing of the submitted papers. The text in Slovene were corrected by Professor Milan Pritekel]. Responsible for text in other languages are the authors themselves. Abstracts and other texts in English were translated by Simon Pire Published in Ljubljana by the Geological Survey and the Slovene Geological Society Editor-in-Chief: Stanko Buser, Yu 61000 Ljubljana, Parmova 33 Editorial Board: S. Buser, M. Drovenik, M. Iskra, D. Kuščer, A. Nosan, M. Pleničar and L. Žlebnik Subscription price: $17 per year Printed by Tiskarna Ljudske pravice Ljubljana, Kopitarjeva 2 in 1988 GEOLOGIJA 30, 1-434 (1987), Ljubljana VSEBINA - CONTENTS Paleontologija - Paleontology Jurkovšek, В. & Kolar-Jurkovšek, T. Krinoidi iz titonijsko-valanginijskih plasti vzhodno od Vrsnika (Julijske Alpe)..... 5 Crinoids from Tithonian-Valanginian beds east of Vrsnik (Julian Alps)......... 13 Riedel, P. & Senowbari-Daryan, B. Amblysiphonella gradinami n. sp. (Porifera) aus der Obertrias (Lac 1-2) des Va§cáu- Plateaus (Rumänien)................................... 23 Amblysiphonella gradinami n. sp. (Porifera) of Upper Triassic (Lacian 1-2) of the Va§càu-Plateau (Romania)................................ 23 Stratigrafija - Stratigraphy Brezigar, A., Ogorelec, B., Rijavec, L. & Mioč, P. Geološka zgradba predpliocenske podlage Velenjske udorine in okolice......... 31 Geologic setting of the Pre-Pliocene basis of the Velenje depression and its surroun- dings ............................................ 58 Ramovš, A. Razvoj karnijske stopnje v vzhodnem delu severnih Julijskih Alp............. 67 Ausbildung der Kam-Stufe im östlichen Teil der nördlichen Julischen Alpen...... 76 Ramovš, A. Richthofenia lawrenciana (Köninck) (Brachiopoda) in Waagenophyllum indicum (Wa- agen & Wentzel) (Tetracorallia) skupaj v žažarskem apnencu (zgornji permij) . ... 83 Richthofenia lawrenciana (Köninck) (Brachiopoda) und Waagenophyllum indicum (Waagen & Wentzel) (Tetracorallia) gemeinsam im Žažar-Kalk (Oberperm)..... 86 Sedimentologija - Sedimentology Ogorelec, B., Mišic, M., Faganeli, J., Stegnar, P., Vrišer, B. & Vukovič, A. Recentni sediment Koprskega zaliva ............................ 87 The recent sediment of the Bay of Koper (Northern Adriatic)............... 117 Tunis, G. & Pirini Radrizzani, C. Flyschoid deposits of Goriška Brda (CoUio) betwen Soča (Isonzo) River and Idrija (ludrio) River - facies and paleoenvironments..................... 123 I depositi flyschoidi dei Colli Goriziani (Goriška Brda) tra il fiume Isonzo (Soča) e fiume ludrio (Idrija) - facies e condizioni paleoecologiche.............. 123 Flišoidni sedimenti iz Goriških Brd med Sočo in Idrijo - faciesi in paleoekološke razmere.......................................... 123 Petrologija - Petrology Hinterlechner-Ravnik, A. Granatov peridotit na Pohorju...........................149 Garnet peridotite from the Pohorje Mountains....................... 164 Pamić, J. J. Mladoalpinskialkalijsko-feldspatski graniti (aljaskiti) Požeške gore u Slavoniji .... 183 Young-Alpine alkali feldspar granites (alaskites) from Mt. Požeška Gora in Slavonia, northern Yugoslavia................................... 200 Lucido, G. The importance of clustering phenomena in magmas.................... 207 Geokemija - Geochemistry Dolenec, T. & Jelen, В. Uporaba izotopskih analiz v študiju paleobiologije karnijske školjčne favne na Les- nem brdu.......................................... 219 Application of stable isotope analyses in paleobiological studies of Kamian bivalves from Lesno brdo...................................... 229 Dolenec, T., Pezdič, J. & Strmele, D. Izotopska sestava kisika v pohorskem tonalitu in čizlakitu................ 231 Isotopiccompositionof oxygen in igneous rocks of Pohorje................ 243 Rudišča - Ore deposits Drovenik, M. & Pungartnik, M. Nastanek cinkovo-svinčevega rudišča Topla in njegove značilnosti............ 245 Origin of the zinc-lead ore deposit Topla and its particularities.............. 291 Industrijski minerali in kamenine - Industrial minerals and rocks Stern, J., Brezigar, A., Mišić, M. & Štukovnik, J. Nekovinske mineralne surovine na ozemlju Šaleške kotline................ 315 Nichtmetallische Mineralrohstoffe im Gebiet des Šalek-Beckens............. 329 Ciglar, K. & Filipič, Š. Kremenov pesek in prod GoričkegaPrekmur j a....................... 333 Quartz sand and gravel from Goričko Prekmurje...................... 333 Premogišča - Coal deposits Hamrla, M. Prispevek h geologiji premogišč zreškega okoliša in uvrstitev njegovih premogov po odsevnosti......................................... 343 Contribution to the geology of coal deposits in the Zreče area and reflectance-based ranking of its coals.................................... 383 Geofizika — Geophysics Lapajne, J. A simple macroseismic attenuation model ......................... 391 Enostaven makroseizmičen atenuacijski model....................... 391 Uran, В. & Živanović, M. Geofizikalne raziskave med Gameljnami in Dolskim za ugotavljanje debeline prod- nega zasipa ........................................ 411 Stojanović, K. Kosa bušotina i mjerenje brzina............................... 423 Inclined borehole and velocity measurement........................ 423 GEOLOGIJA 30, 5-21 (1987), Ljubljana UDK 56.02:551.762 (234.323.6)=863 Krinoidi iz titonijsko-valanginijskih plasti vzhodno od Vrsnika (Julijske Alpe) Crinoids from Tithonian-Valanginian beds east of Vrsnik (Julian Alps) Bogdan Jurkovšek in Tea Kolar-Jurkovšek Geološki zavod Ljubljana, Parmova 37, 61000 Ljubljana Kratka vsebina Med rezultati raziskav krinoidov v Julijskih Alpah je poleg rodov Phyllocri- nus, Apsidocrinus in Balanocrinus pomembna predvsem najdba majhnega plank- tonskega krinoida vrste Saccocoma tenella (Goldfuss), ki v eni od plasti spodnjega dela titonijsko-valanginijskega apnenca nastopa tako množično, da skupaj z drobnimi aptihi tvori lumakelo. Abstract In the paper the results of investigations of crinoids in the Julian Alps are presented. Besides the genera Phyllocrinus, Apsidocrinus and Balanocrinus is especially important the finding of the small planktonic crinoid Saccocoma tenella (Goldfuss), v^^hich occurs in a bed of the lower part of the Tithonian- Valanginian limestone in such abundance that it forms together with tiny aptychi a lumachelle. Uvod Sredi monotonih dachsteinskih apnencev izdanjajo vzhodno od Vrsnika pisane jurske in kredne kamnine (si. 1). Pojavljajo se v tektonskih luskah ob starem prelomu, ki pripada sistemu transkurentnih prelomov. Ob njem je prišlo do gubanja in lokalnega luskanja jurskih in krednih plasti v širši prelomni coni. Raziskovali so jih številni geologi, med katerimi sta jih najpodrobneje opisala Winkler-Hermaden (1936) in Selli (1963). Slednji jih je na pregledni geološki karti v merilu 1:100000 tudi prostorsko omejil. Natančno razširjenost jurskih in krednih kamnin na tem prostoru kot tudi številne podatke o njihovi makro- in mikrofosilni združbi pa so dale šele najnovejše raziskave v okviru izdelave osnovne geološke karte SFRJ lista Beljak (Jurkovšek, 1987). Tedaj so bile opravljene številne sedimentološke, mikropaleontološke in ma- kropaleontološke raziskave (Kolar-Jurkovšek & Jurkovšek, 1987). 6 Bogdan Jurkovšek & Tea Kolar-Jurkovšek SI. 1. Položajna skica najdišča krinoidov v Julijskih Alpah Fig. 1. Location map of the crinoid collection site in Julian Alps Posebno pozornost smo posvetili mikritnemu ploščastnemu titonijsko-valanginij- skemu apnencu, ki leži med liasno-malmskim apnencem in spodnjekrednim lapor- jem. Poleg številnih vrst kalpionel, radiolarijev, amonitov in aptihov se v njih pojavljajo naravno spreparirani ostanki planktonskih krinoidov iz rodu Saccocoma. V eni od plasti spodnjega dela titonijsko-valanginijskega apnenca so njihovi ostanki tako množični, da skupaj z drobnimi aptihi tvorijo lumakelo. V poročilu opisujeva tudi nekatere druge krinoidne rodove, ki sva jih našla nad plastjo s sakokomami. Mezozojski krinoidi predstavljajo manj poznano in skorajda nepreučeno živalsko skupino pri nas. Zanimivi so predvsem mali planktonski krinoidi, ki so zaradi svoje velike geografske in majhne stratigrafske razširjenosti dobri vodilni fosili. V sploš- nem so jih paleontologi prezrli, čeprav ti mikrokrinoidi nastopajo v izobilju in so zelo razširjeni v jurskih in krednih plasteh. Kroglaste čaše krinoidov merijo do le nekaj milimetrov in jih nevešče oko težko opazi; po drugi strani pa so večji od večine mikrofosilov, zato njihovih presekov v zbruskih niso preučevali. Od vseh malih krinoidov je verjetno še najbolje poznan rod Saccocoma, ki je zelo pogosten v zgornjejurskih litografskih plasteh Solenhofna na Bavarskem; od tam so poznane tudi edine rekonstrukcije tega rodu (si. 2). Največji problem pri preučevanju krinoidov je dejstvo, da njihovi skeleti, z izjemo čaše, po smrti razpadejo na posamezne elemente. Poskusi z recentnimi komatulid- nimi krinoidi so pokazali, da popolni razpad osebka v razburkanem okolju nastopi že v dveh dneh po poginu, medtem ko ga hiter pokop v anaerobnem blatu znatno upočasni (Scott et al., 1977). Prav hiter razpad je vzrok, da so teke ali celotni skeleti roveakrinid redki. Preiskani krinoidi so shranjeni v zbirki dr. Bogdana Jurkovška, registrirani v Prirodoslovnem muzeju Slovenije v Ljublani. Fosile je narisal in fotografiral Bogdan Jurkovšek. Krinoidi iz titonijsko-valanginijskih plasti vzhodno od Vrsnika 7 SI. 2. Rekonstrukcija vrste Saccocoma tenella (Goldfuss) po Jaeklu (v Farinacci & Sima, 1960) Fig. 2. Reconstruction of species Saccocoma tenella (Goldfuss) after Jaekel (Farinacci & Sima, 1960) Stratigrafski pregled Profil v jurskih in krednih plasteh vzhodno od Vrsnika (v najvišji tektonski luski) pričenja s svetlo sivim oolitnim in mikritnim liasnim apnencem, s korozijskimi votlinami v posameznih plasteh (si. 3). Od fosilov se v njem pojavljajo ostanki alge Thaumatoporella parvovesiculifera (Raineri), kopuče modro zelenih alg, gastropodi, odlomki školjčnih lupin in redke foraminifere. Transgresivno na liasnem apnencu leži tanka peščeno-glinena pola, nad njo je plast apnenčeve breče z rdeče rjavim vezivom in plast rožnatega mikritnega apnenca z železovo-manganovimi gomolji, ostanki amonitov, tankolupinskih školjk, radiola- rijev in foraminifer. Mikropaleontološke in sedimentološke raziskave teh plasti so pokazale, da gre za kondenzirane zgornjeliasne, doggerske in del malmskih sedimen- tov. Navzgor sledi menjavanje mikritnega in sparitnega gomoljastega, pretežno rožnato obarvanega apnenca. Le-ta vsebuje v zgornjem delu številne aptihe, redkejše odlomke amonitnih hišic in brahiopode. Te plasti lahko po litoloških značilnostih primerjamo z razvojem »ammonitico rosso«. Nad gomoljastim in aptihnim apnencem je okoli 15 m titonijsko-valanginijskega apnenca v razvoju, ki je znan tudi pod imenom »maiolica« in »biancone«. To je ploščast mikritni apnenec z rožencem in lapornat apnenec od bele, svetlo sive, zelenkaste do rožnate barve. V njem so redke plasti apnenčeve breče. Ta del profila je zaradi bogate mikro in makrofosilne združbe najbolj zanimiv. Od mikrofosilov prevladujejo kalpionele in radiolariji, med makrofosili pa so najpogostnejši aptihi amonitov in ostanki krinoidov. Obe skupini sta v posameznih tanjših plasteh spod- njega dela titonijsko-valanginijskega zaporedja kamnotvorni. Poleg značilnega planktonskega rodu Saccocoma se v nekaterih plasteh pojavljajo tudi drugi rodovi krinoidov, ostanki lupin in bodic morskih ježkov, vselej pa so prisotni drobni, do centimeter veliki aptihi. Iz teh plasti sva določila naslednje fosile: Saccocoma tenella (Goldfuss) (si. 6; tab. 2, si. 1-10; tab. 3, si. 1-5) Balanocrinus sp. (tab. 1, si. 4) Apsidocrinus sp. Phyllocrinus sp. (si. 5; tab. 1, si. 1-3) 8 Bogdan Jurkovšek & Tea Kolar-Jurkovšek SI. 3. Stratigrafsko zaporedje jurskih in krednih plasti vzhodno od Vrsnika Fig. 3. Columnar section of the Jurassic and Cretaceous succession east of Vrsnik Profil zaključuje olivno zeleni lapor, ki predstavlja del spodnjekrednega globlje- vodnega fliša. Lapor vsebuje bogato nanoplanktonsko združbo, številne foramini- fere, radiolarije in spore. Fosili kažejo na hauterivijsko-albijsko starost plasti. Debelina jurskih in krednih plasti je na širšem prostoru različna. Spremenljiva je predvsem debelina titonijsko-valanginijskega zaporedja plasti, ki lahko doseže pone- kod v Julijskih Alpah tudi do 250m (Buser, 1986). V predstavljenem profilu, ki je bil izmerjen tik nad nahajališčem opisane makrofavne, titonijsko-valanginijske pla- sti verjetno ne presegajo 15 m. Krinoidi iz titonijsko-valanginijskih plasti vzhodno od Vrsnika 9 Paleontološki del Red Cyrtocrinida Sieverts-Doreck 1952 Družina Phyllocrinidae Jaekel 1907 Čašo sestavlja pet radialij, suture so večinoma nejasne. Spodnji del čaše je koničen ali zaokrožen, čaša ima visoke interradialne podaljške, vmes pa ležijo male artikulacijske površine za ramena. Pecelj je običajno tanek, kolumnali so visoki in cilindrični, na zunanjem robu artikulacijske površine imajo radialno razporejene krenule. V to družino uvrščamo rodove Phyllocrinus D'Orbigny 1850, Apsidocrinus Jaekel 1907, Pyramídocrinus Remes 1912 in Psalídocrínus Remes 1913. Rod Phyllocrinus d'Orbigny 1850 Nizki in hemisferični čaši dajejo interradialni procesusi značilno obliko. Inter- radialni procesusi so trikotni, artikulacijske površine za ramena so majhne (si. 4.). Razširjenost: Srednja jura-spodnja kreda Evrope (Avstrija, Čehoslovaška, Francija, Švica, Italija, Madžarska, Romunija), Sovjetska zveza (Krim). SI. 4. Merjeni parametri čaše rodu Phyllocrinus d'Or- bigny H - celotna višina procesusa, - višina dorzalnega dela čaše. Hp - višina procesusa, Šp - širina interradi- alnega procesusa (po Žittu, 1978) Fig. 4. Measurements of Phyllocrinus d'Orbigny cup H - total height of the cup, - height of dorsal part of the cup. Hp — height of interradial process, Šp - width of interradial process (After Žitt, 1978) Phyllocrinus sp. SI. 5; tab. 1, si. 1-3 Material : Nekaj deset čaš v belem mikritnem apnencu (BJ 1069). Opis: Čaše so majhne in nizke, obris peterokoten z bolj ali manj jasnimi zarezami. Interradialni procesusi so trikotni. Suture med radialijami so vidne, artikulacijske površine za ramena od ventralne votline ločuje močnejši greben. Ventralna votlina je ozka in globoka. Faseta za pecelj pokriva skoraj vso aboralno stran. Primerjava: Določevanje najdenih čaš je dokaj težavno ne toliko zaradi me- hanskih poškodb, ki se kažejo v odlomljenih interradialnih procesusih (tab. 1. si. 1-3), marveč zato, ker vsi ležijo v apnencu in jih ni mogoče opazovati s treh strani. Naslednjo težavo predstavljajo le mladostne in nezrele razvojne stopnje primerkov. Poleg omenjenih težav je potrebno pripisati tudi ugotovitve Pisere in Dzika (1979, 823-825), ki sta preučevala material iz Rogoznika na Poljskem, od koder je 1. 10 Bogdan Jurkovšek & Tea Kolar-Jurkovšek SI. 5 - Fig. 5 Phyllocrinus sp. BJ 1069, 20 x Čaša odraslega primerka, bazalno Cup of mature specimen, basal view 1876 Zareczny opisal tri vrste, in sicer P. stellaris, P. elegans in P. minutus. Pri opombah vrste P. stellaris navajata, da v svojem materialu nista našla primerkov preostalih dveh vrst P. elegans in P. minutus ter po njunem mnenju ti dve vrsti verjetno predstavljata juvenilne oblike drugih poznanih vrst rodu Phyllocrinus. Drugo ugotovitev ista avtorja navajata pri opombah vrste P. belbekensis Arendt, in sicer, da ima ta vrsta veliko intrapopulacijsko variabilnost, kot je ugotovil že avtor te vrste. Najdene primerke lahko primerjamo z vrstama P. stellaris in P. belbekensis. Zaradi mlajših razvojnih stopenj primerkov in nemogočega opazovanja s treh smeri ter verjetne velike variabilnosti vrst rodu našim primerkom ni mogoče ugotoviti vrstne pripadnosti. Razširjenost: Vrsti P. steiiaris in P. belbekensis sta Pisera in Dzik (1979) opisala iz plasti spodnjega in srednjega titonija Poljske. Red Roveacrinida Sieverts-Doreck 1952 Družina Saccocomidae D'Orbigny 1852 Nepecljati artikulati imajo teko sestavljeno iz petih velikih radialij, petih zelo malih bazalij in drobcenega centrala. Ramena so vitka ali manjkajo in nimajo čirov. Družina obsega poddružino Saccocomina d'Orbigny 1852 (z rodovoma Sacco- coma Agassiz 1836 in Applinocrinus Peck 1973) in Pseudosaccocominae Patrulius 1956. Krinoidi iz titonijsko-valanginijskih plasti vzhodno od Vrsnika 11 Rod Saccocoma Agassiz 1836 Radialije in central zapirajo veliko sferoidalno votlino. Vsaka radialija (si. 6) podpira vitko rame, ki se cepi na drugem primibrahu, približno na petnajstem sekundibrahu se oddeli ramul. Ramuli se izmenjujejo na vsakem tretjem brahiju. Brahiji so cilindrični ali razpotegnjeni; primaksil in proksimalni sekundibrahi imajo parne peresaste izrastke. Razširjenost: Zgornja jura-spodnja kreda srednje Evrope, Severne Afrike, Kube. Saccocoma tenella (Goldfuss) 1831 SI. 6; tab. 2, si. 1-10; tab. 3, si. 1-5 1960 Saccocoma tenella Goldfuss - Verniory, 250-251, Pl.-fig. 1-9. 1979 Saccocoma tenella Goldfuss - Pisera & Dzik, 810-811, Fig. 3, Pl. 1, Fig. 8-9, Pl. 2, Fig. 1-7, Pl. 3, Fig. 1-3. 1980 Saccocoma tenella (Goldiuss) - Holzer & Poltnig, 207, 209, 211, 215, Abb. 2, Taf. 1-3. Material: Več plošč apnenca z eno čašo, številnimi radialijami, brahiali- jami in pinulami (BJ 1038). SI. 6 - Fig. 6 Saccocoma tenella (Goldfuss). BJ 1038, 20 x Radialna plošča Radial plate 12 Bogdan Jurkovšek & Tea Kolar-Jurkovšek Opis: Radialne ploššče so tanke, na zunanji površini poteka značilni medialni greben. Zgornji del tega grebena je razširjen in tam je artikulacijska ploskev za rame. Zunanja površina radialij je pokrita z različno mrežasto strukturo. Brahialije nosijo značilne obsežne parne izrastke - »Schwimmplatten«, kot jih je imenoval že J a e k e 1 (Pisera & Dzik, 1979). Masivni osrednji del brahialij (telo) je včasih ornamenti- ran, pogosto tako kot radialije. Na površini pinul so ohranjene bradavičaste izbo- kline. Primerjava: Glede na zunanjo skulpturo je Verniory (1960) pri vrsti S. tenella ločil tri tipe radialij; najdeni primerki iz Slovenije ustrezajo tipoma A in B. S. tenella (Goldfuss) se od S. quenstedti Verniory razlikuje po trnih, ki izraščajo na zgornjem delu medialnega elementa; z vrsto S. pectinata Goldfuss pa so razlike nejasne, kar omenjata tudi Pisera in Dzik (1979). Razširjenost: Vrsta S. tenella je bila doslej opisana iz zgornje-jurskih plasti Nemčije (Holzer & Poltnig, 1980), kimmeridgija Provanse, Francija (Verni- ory, 1960), plasti spodnjega do srednjega titonija Karpatov na Poljskem (Pisera & Dzik, 1979) in v kimmeridgijsko-spodnjetitonijskem apnencu Vzhodnih Kara- vank v Avstriji (Holzer & Poltnig, 1980). Razlaga uporabljenih strokovnih izrazov aksilarija - brahialija, ki podpira dve ramenski veji bazalij a - ploščica čaše krinoida v vencu tik pod radialij ami brahij, brahialija - vsaka ploščica ramena nad radialijami razen pinul brahitaksis - niz brahialij med aksilarijo do distalnega odrastka ramena cir- nerazvejan podaljšek na zgornjem delu peclja central - ploščica teke brez čirov znotraj bazalij kolumnal - posamezna ploščica peclja razen čirov in koreninskih struktur krona - celotno krinoidno telo brez peclja pelma - pecelj in korenina krinoida pinula - tanka, nerazcepljena vejica na ramenu primaksil - aksilarni primibrah primibrah - ploščica na proksimalnem delu ramena radialij a - ploščica v zgornjem vencu čaše ramul - razcepljena ali nerazcepljena manjša veja na ramenu (razen pinule) sekundibrah - katerakoli plošča drugega brahitaksisa taksis - linearni niz ploščic v kateremkoli delu krone teka - krinoidno telo razen pelme in ramen Crinoids from Tithonian-Valanginian beds east of Vrsnik 13 Crinoids from Tithonian-Valanginian beds east of Vrsnik (Julian Alps) Summary Within the extension of monotonous Dachstein limestones east of Vrsnik variega- ted Jurassic and Cretaceous beds crop out (Fig. 1). They appear in tectonic nappes along an old fault which belongs to a system of transcurrent faults. Along it, in the wider fault zone, occurred folding and local imbrication of Jurassic and Cretaceous beds. These beds were studied by numerous geologists, among whom they were described in most detail by Winkler-Hermaden (1936) and Selli (1963). The latter also presented them on the geological sketch-map on the scale 1:100 000. The exact extension of Jurassic and Cretaceous beds in the area, as well as numerous data on their macro- and microfossil associations were presented in the recent studies in the frame of elaboration of the Basic geological map of SFR Yugoslavia, sheet Beljak (Jurkovšek, 1987). In this work numerous sedimentologi- cal, micropaleontological and macropaleontological investigations were made (Ko- lar-Jurkovšek & Jurkovšek, 1987). The profile in Jurassic and Cretaceous beds east of Vrsnik (in the highest tectonical nappe) starts with light grey oolitic and micritic Liassic limestone with corrosion vugs in certain layers (Fig. 3). The rock includes remains of algae Thauma- toporella parvovesiculifera (Raineri), agglomerations of blue-green algae, gastro- pods, fragments of lamellibranch valves and rare foraminifers. The Liassic limestone is transgressively overlain, just above a thin sandy-clayey sheet, by the layer of limestone breccia with red-brown cement, followed by the bed of pink micritic limestone with ferruginous-manganous nodules, remains of ammoni- tes, thin-valved lamellibranchs, radiolarians and foraminifers. Micropaleontological and sedimentological studies of these beds indicate this to be the condensation of Upper Liassic, Dogger and a part of Malm beds. Upwards follows an interbedding of micritic and sparitic brecciated and nodular limestone of prevailing pink color. The rock contains in the upper part numerous aptychi and rare fragmnets of tests of ammonites and brachipods. These beds in the column can be lithologically compared to the "Ammonitico rosso" development. Above the nodular limestone and limestone with aptychi occur about 15 m of Tithonian-Valanginian limestone which is known under terms "maiolica" and "bian- cone". The rock is platy micritic limestone with chert and marly limestone of white, light grey, greenish to pink color. In it occur rare layers of limestone breccia. The profile is terminated by olive green marl which represents a part of deposition of the Lower Cretaceous deeper marine flysch. The marl contains a rich nannoplank- tonic association, numerous foraminifers, radiolarians and spores. Fossils indicate Hauterivian-Albian age of beds. The thickness of Jurassic and Cretaceous beds varies in the wider region, especi- ally that of the Tithonian-Valanginian succession, which can attain in places in the Julian Alps even 100 m. In the presented profile which was measured just above the locality of the described fauna, the thickness of the Tithonian-Valanginian beds probably does not exceed 15 m. Most of attention in the study was dedicated to the Tithonian-Valanginian limestone which lies between the Liassic-Malm limestone and the Lower Cretaceous marl. Next to numerous species of calpionellas, radiolarians, ammonites and aptychi 14 Bogdan Jurkovšek & Tea Kolar-Jurkovšek occur in it naturally weathered out remains of planktonic crinoids of genus Sacco- coma. In one of the layers of the lower part of the Tithonian-Valanginian limestone its remains are so numerous that they form together with tiny aptychi a lumachelle. In the paper also certain other crinoids are described which were found in the limestone of the same age above the layer with saccocomas. The following fossils were determined: Saccocoma tenella (Goldfuss) (Fig. 6; PI. 2, Fig. 1-10; PI. 3, Fig. 1-5) Balanocrinus sp. (PI. 1, Fig. 4) Apsidocrinus sp. Phyllocrinus sp. (Fig. 5; PI. 1, Fig. 1-3) The Mesozoic crinoids represent a less known and almost unstudied animal group in this country. Interesting above all are the small planktonic crinoids which can serve as execellent guide fossils due to their wide geographic and limited stratigrap- hie extension. They have been generally overlooked by paleontologists, although these microcrinoids are abundant, and very well represented in Jurassic and Cretace- ous beds. Spherical cups of crinoids measure only up to a few millimeters, and they are not easily detected by an untrained eye; on the other side, they are larger than the majority of microfossils, and therefore they were not studied in thin sections. The best known of all small crinoids is probably the genus Saccocoma which is very frequent in the Upper Liassic lithographic beds of Solenhofen in Bavaria; from there are known also the only reconstructions of this genus (Fig. 2). At Vrsnik also a somewhat damaged cup, 5.7 mm in diameter, of species Sacco- coma tenella (Goldfuss) was found in a lumachelle consistsing prevailingly of radi- olarians and brachials of saccocomas. The species S. tenella, which has been pre- sently for the first time determined in Yugoslavia, was found until now in Upper Jurassic beds of Germany (Holzer and Polting, 1980), in Kimmeridgian of Provence in France (Verniory, 1960), in beds of Lower to Middle Tithonian in Carpathians of Poland (Pisera and Dzik, 1979), and in Kimmeridgian-Lower Tithonian limestone of the Austrian part of the Eastern Karavanke Mountains (Holzer and Polting, 1980). Krinoidi iz titonijsko-valanginijskih plasti vzhodno od Vrsnika 15 Literatura Buser, S. 1986, Osnovna geološka karta SFRJ 1:100 000. Tolmač listov Tolmin in Videm (Udine). Zvezni geološki zavod Beograd, Beograd. Farinacci, A. & Širna, G. 1960, Livelli a Saccocoma nel Malm dell'Umbria e della Sicilia. Boll. Soc. Geol. It. LXXIX/1; 59-88, Roma. Holzer, H.-L. & Poltnig, W. 1980, Erster Nachweis einer Radialplatten-Fossillager- stätte der Schwebcrinoida Saccocoma im oberostalpinen Malm (Ostkarawanken, Kärnten). Carinthia II 170/90, 201-216, Klagenfurt. Jurkovšek, B. 1987, Osnovna geološka karta SFRJ 1:100 000. Tolmač listov Beljak in Pontebba. Zvezni geološki zavod Beograd, Beograd. Kolar-Jurkovšek, T. & Jurkovšek, B. 1987, Aptihi. Proteus 49/7, 247-250, Ljub- ljana. Pisera, A. & Dzik, J. 1979, Tithonian crinoids from Rogoznik (Pieniny Klippen Belt, Poland) and their evolutionary relationship. Eclogae geol. Helv. 72/3, 805-849, Basel. Scott, R. W., Root, S.A., Tenery, J. H. & Nestell, M. 1977, Morphology of the Cretaceous microcrinoid Poecilocrinus (Roveacrinidae). J. Paleont. 51/2, 343-349, Tulsa. Selli, R. 1963, Schema geologica delle Alpi Gamiche e Guille occidentali. G. Geol., Ser. 2a, 30, 1-136, Bologna. Verniory, R. 1960, Presence (et varietés) de Saccocoma tenella Goldfuss a Talloires (Haute-Savoie). Arch. Sci. 13, 250-257, Geneve. Winkler-Hermaden, A. 1936, Geologische Studien in den inneren Julischen Alpen. Zbl. Min. Geol. Pai. Abt. B, 54-63, Stuttgart. Žitt, J. 1978, Phyllocrinus d'Orbigny, 1850 (Crinoidea, Cyrtocrinida) from the Lower Cretaceous of Štramberk (Czechoslovakia). Čas. miner. geol. 23/1, 39-112, Praha. 16 Bogdan Jurkovšek & Tea Kolar-Jurkovšek Tabla 1 - Plate 1 1-3 Phyllocrinus sp. BJ 1069, 20 x 1, 2 Čaši juvenilnih primerkov, lateralno, oralno Cups of juvenile specimens, lateral, oral view 4 Balanocrinus sp. BJ 1069, 20 x Kolumnal Columnal Krinoidi iz titonijsko-valanginijskih plasti vzhodno od Vrsnika 17 2 - Geologija 30 18 Bogdan Jurkovšek & Tea Kolar-Jurkovšek Tabla 2-Plate 2 1-10 Saccocoma tenella (Goldfuss). BJ 1038, 20 x 1 Pinula Pinnule 2-8 Sekundibrahialije Secundibrachials 9, 10 Aksilariji Axillaries Krinoidi iz titonijsko-valanginijskih plasti vzhodno od Vrsnika 19 20 Bogdan Jurkovšek & Tea Kolar-Jurkovšek Tabla 3 - Plate 3 1-5 Saccocoma tenella (Goldfuss). BJ 1038 Povečave po vrstnem redu - Enlarged in succession 18 x, 10 x, 30 x, 23 x, 20 x, 10 x, 22 x Radialije, pogled od zunaj Radiais, outer view Krinoidi iz titonijsko-valanginijskih plasti vzhodno od Vrsnika 21 GEOLOGIJA 30, 23-29 (1987), Ljubljana Research Project: EVOLUTION of REEFS UDK 562.02.551.761(498)=40 Amblysiphonella gradinami n. sp. (Porifera) aus der Obertrias (Lac 1-2) des Va§cáu-Plateaus (Rumänien) Amblysiphonella gradinami n. sp. (Porifera) of Upper Triassic (Lacian 1-2) of the Va§cáu Plateau (Romania) Peter Riedel und Baba Senowbari-Daryan Institut für Paläontologie, Loewenichstr. 28, D-8520 Erlangen, BRD Kurzfassung Bei der Untersuchung des Organismenbestandes obertriadischer Riffschutt- kalke (Dachsteinkalke) der Colenti Decke (Va§cáu Plateaus, Rumänien)am Negaia- Hügel bei Cimp-Moti wurde ein Exemplar eines thalamiden Schwammes mit einem aus ca. 200 Tubuli bestehenden Spongocoel gefunden. Dieser wird als Amblysiphonella gradinarui n. sp. beschrieben. Abstract While investigating the fossil assemblage of Upper Triassic limestones of the Cole§ti Nappe (Va§cáu Plateau, Romania) near Cimp-Moti, a thalamid sponge characterized by a spongocoel consisting of about 200 tubes was found. The species described as Amblysiphonella gradinarui n. sp. occurs in Upper Triassic (Lacian 1-2) reef detritus limestones (Dachstein limestones). Einleitung Während einer Exkursion in das westliche Apuseni-Gebirge (Rumänien) unter der Führung von Dr. O. Dragastan und Dr. E. Gradinaru (Universität Bukarest) wurden triadische Karbonate des Vaccäu-Plateaus besucht (Abb. 1). In der höchsten deckeneinheit dieser Region, der Coleçti-Decke (Panin et al., 1982), sind etwa 600m mächtige, vom Karn bis zum Rhät reichende Riffdetrituskalke und Lagunenkalke (Dachsteinkalke) aufgeschlossen. In den loferitische Kalken in höchsten Abschnitt dieser Schichtfolge (Rhät) rissen Spalten auf, die rote und grünliche Mikrite mit Brachiopoden und Belemniten enthalten. Sie belegen ein jurassisches Alter dieser Füllungen (schriftliche Mitteilung von Dr. Dragastan und Dr. Gradinaru). Aus Dachsteinkalken der Cole§ti-Deske beschreibt bereits Kut assy, (1928, 1937) Korallen, Schwämmen, Cephalopoden, Gastropoden, Bivalven, Crinoiden, Echi- noiden und einige selten vorkommende Brachiopoden. Diese Fossilliste wurde durch Bleahu et al. (1972) und Planin et al. (1982) erweitert. 24 Peter Riedel & Baba Senowbari-Daryan Abb. 1. Lageskizze (T = Typlokalität) ^ ■ - ' Bei unserer Geländebegehung fand Dr. Gradinaru in ruditischen Riffschuttkal- ken mit fleckenhaften feindetritischen Arealen und Korallenstöcken in situ einen segmentierten Schwamm (Amblysiphonella), mit einem aus ca. 200 Tubuli bestehen- den Spongocoel; durch dieses Merkmal ist dieser Schwamm von allen Amblysipho- nella-Arien unterschieden. Durch Ammoniten (Pararcestes; Bestimmung Dr. L. Kry- styn, Paläontologisches Institut, Univ. Wien) ist ein Alter von Lac 1-2 (Unterstes Nor, Obertrias) gesichert. Paläontologische Beschreibung Stamm Porifera Grant 1872 Klasse Calcispongia? De Blainville 1834 Ordnung »Sphinctozoa« Steinmann 1882 Superfamilie Por ata Seilacher 1961 Familie Sebargasiidae Girty 1908 Gattung Amblysiphonella Steinmann 1882 Typische Art: Amblysiphonella barroisi Steinmann 1882 Amblysiphonella gradinami n. sp. Derivatio nominis: nach Dr. Gradinaru (Univ. Bukarest). Holotypus: Exemplar Taf. 1/1-3. Locus typicus: SE-Fuß des Negaia-Hügels, südösthch von Cîmp-Moti (Abb. 1). Stratum typicum: Dachsteinkalke, Nor, Lac 1-2. Material: 1 körperlich erhaltenes Exemplar, von dem 1 Dünnschliff, 2 Ansch- liffe und 1 Abguß angefertigt wurden. Amblysiphonella gradinarui n. sp. aus der Obertrias 25 Abb. 2. Rekonstruktion von Amblysiphonella gradinarui n. sp. Die perforierten Ringkammern bilden einen zylindrischen Schwammkörper, dessen Spongocoel aus ca. 200 Tuben be- steht (Aus Gründen der Übersichtlichkeit wurden nur 30 Tuben dargestellt!). Die Tuben beginnen an den Apoporen, können jedoch auch durch diese in die Kammern reichen. Der Durchmesser des Schwammes beträgt 2,5 cm 26 Peter Riedel & Baba Senowbari-Daryan Aufbewahrung: Das Belegmaterial ist am Institut für Paläontologie, Univer- sität Erlangen unter den Nummern 25A15/1-5 hinterlegt. Diagnose: Amblysiphonella mit zahlreichen (ca. 200) parallel zur Längsachse verlaufenden Tuben im Spongocoel. Beschreibung: Das Bruchstück des zylindrischen Schwammes ist 5,5cm lang und hat 2,5cm Durchmesser. Die Höhe der perforierten Ringkammern schwankt zwischen 0,2-0,4-0,6cm, ihre Breite zwischen 0,6 und 0,9cm. Die Wanddicke beträgt sowohl an der Außenseite und als auch zum Spongocoel hin 1,3 mm, kann jedoch selten 1,8 mm erreichen. Die Kammerdecken sind in der Regel dünner und werden nur 0,6mm dick. Im 1,5cm weiten Spongocoel verlaufen parallel zur Längsachse des Schwammes ca. 200 Tuben, deren Innendurchmesser 0,2-0,25-0,3mm beträgt. Die Tuben haben ihren Ausgangspunkt an den Apoporen und laufen dann zum Osculum, so daß dieses in der Aufsicht wie eine Siebplatte erscheint. Selten reichen die Tuben auch in die Kammern hinein. Abb. 2 zeigt eine Rekonstruktion von Amblysiphonella gradinami n. sp. Bemerkung: Amblysiphonella ist eine der langlebigsten Gattungen unter den thalamiden Schwämmen. Die Gattung tritt möglicherweise bereits im Kambrium auf {7Amblysiphonella párvula Pickett & Jell 1983) und kommt bis zum Ende der Obertrias weltweit vor. Über 40 Arten dieser Gattung wurden bis jetzt beschrieben (Senowbari-Daryan & di Stefano, 1988), wobei die meisten aus dem Perm bekannt sind. Amblysiphonellen mit mehreren Tubuli kommen auch im Perm des Djebel Tebaga (Tunesien) vor (Material Senowbari-Daryan), jedoch wurde keine Art gefunden, die mehr als ein halbes Dutzend Kanäle besitzt. Die permischen Amblysiphonellen mit Tuben sind außerdem durch andere Merkmale (z. B. verzweigte Poren, Individuen- durchmesser höchstens 1,5 cm) von dieser triadischen Art zu unterscheiden. Amblysiphonella gradinarui n. sp. unterscheidet sich von allen anderen Ambly- siphonella-Arien durch den Besitz eines Spongocoels mit zahlreichen Tuben. Die ursprünglich als Amblysiphonella (Tetraproctosia) peruana Rauff aus dem Nor von Nevado de Acrotanbo (Peru) beschriebene Art hat nur vier Tuben im Spongocoel. Dieser Schwamm ist aufgrund der Tubuli im Spongocoel, der morphometrischen Merkmale und dem Vorkommen eines tubulären Skelettes in den Kammern zu Polytholosia complicata Rauff zu stellen (vergleiche Seilacher, 1961: 759-760) und mit der neuen Amblysiphonella-Ari nicht vergleichbar. Dank Diese Arbeit stellt einen Beitrag zu dem vom der Deutschen Forschungsgemein- schaft geförderten Projekt »Evolution von Riffen« (Fl 42/49-2) dar. Wir danken Herrn Prof. Dr. E. Flügel für die Durchsicht des Manuskriptes, den Herren Dr. O. Dragastan und Dr. E. Gradinaru (Univ. Bukarest) für die Führung im Gelände und Herrn Dr. L. Krystyn (Univ. Wien) für Fossilbestimmungen. Amblysiphonella gradinarui n. sp. aus der Obertrias 27 Literatur Bleahu, M., Tomescu, C. & Panin, S. 1972, Contributii la biostratigrafia depozitelor triasice din Platoul Va§càu. - D. S. Inst. geol. geofiz., 58/3, Bucureçti. Kutassy, A. 1928, Die Ausbildung der Trias im Moma-Gebirge. - Zentralb. Min., Geol. u. Paläont., 1928, Abt. B. 320-325, Stuttgart. Kutassy, A. 1937, Triadische Faunen aus dem Bihor-Gebirge, I. Teil Gastropoden. - Geol. Hung. Ser. paleont., 13, 15-80, Budapest. Panin, S., Bleahu, M., Timescu, C, Mirauta, E. & Ctefánescu, M. 1982, Struc- ture of the Va§cáu-Plateau. - D. S. Inst. geol. geofiz., 67/5, 109-124, Bucure§ti. Pickett, J. & Jell, P.A. 1983, Middle Cambrian sphinctozoa (Porifera) from New South Wales. - Mem. Ass. Australas. Paleontols, 1, 85-92, Sydney. Seilacher, A. 1961, Die Sphictozoa, eine Gruppe fossiler Kalkschwämme. - Akad. Wiss. Lit., math. - naturwiss. Kl., 1961/10, 721-790, Mainz. Senowbari-Daryan, B. & di Stefano, P. 1988, Amblysiphonella maxima n. sp., a new sponge from Upper Triassic reefs in Sicily. - Boll. Soc. Paleont. Ital., Modena (im Druck). 28 Peter Riedel & Baba Senowbari-Daryan Tafel 1 Amblysiphonella gradinarui n. sp. 1 Der polierter Längsschnitt durch die Hälfte des Schwammes zeigt das Spongocoel und die perforierten Kammern. In der linken unteren Bildecke sind die Tuben des Spongocoels angeschnitten. Proben-Nr. 25A15/2, Maßstab 1cm 2 Gesamtansicht. Im unteren Teil des Bildes sieht man die Kammern und die Apoporen in Steinkemerhaltung. Am rechten Bildrand (=Basis des Schwammes) sind die Tuben des Spongocoels zu erkennen. Proben-Nr. 25A15/1, Maßstab lern 3 Die Vergrößerung des Spongocoels zeigt die Tuben in der Aufsicht. Proben-Nr. 25A15/3, Bildhöhe 1cm Amblysiphonella gradinarui n. sp. aus der Obertrias 29 GEOLOGIJA 30, 31-65 (1987), Ljubljana UDK 551.761.782:551.24(497.12)=863 Geološka zgradba predpliocenske podlage Velenjske udorine in okolice Geologic setting of the Pre-Pliocene basis of the Velenje depression and its surroundings Aleksander Brezigar, Bojan Ogorelec, Lija Rijavec in Pero Mioč Geološki zavod Ljubljana, Parmova 37, 61000 Ljubljana Kratka vsebina Obravnavano ozemlje je razdeljeno na tektonske enote: Podgorsko-vitanjski tektonski jarek, Velunjski nariv. Osrednje Karavanke, Južne Karavanke, Velenj- ska udorina in Gorenjsko-šoštanjski blok. Velenjska udorina je neotektonskega nastanka. Ima obliko kotanje, ki je razpotegnjena v smeri severozahod-jugovzhod. V podlagi severne tretjine udorine nastopajo triadne plasti Južnih Karavank, v južnem delu pa oligomiocenske in miocenske plasti. Značilnosti triadnih plasti smo preiskali na področju Gabrke-Ležen. Nastopajo skitijske, anizijske in sred- nje- do zgornjetriadne plasti, pri čemer prevladujejo karbonatne kamnine. Oligo- miocenske in miocenske plasti pa so sestavljene iz lapomih in peščenih glin, peščenjakov, laporjev in piroklastičnih kamnin, ki jih spremljata andezit in dacit. Abstract Geological investigations center on the basement of the Velenje structural depression as well as on the set-up of its surroundings. Several tectonic units combine in the structure of the wider area: the Podgorje-Vitanje graben, the Velunja overthrust appertaining to the large unit of the northern Karavanke Mountains, the central Karavanke Mountains, the southern Karavanke Mounta- ins, the Velenje depression proper, and the Gorenje-Šoštanj block. The Velenje depression is of neotectonic formation. The bottom of the elongated through extends in NW-SE direction. The northern flank of the depression - involving about one third of its total crosscut length - exhibits the Triassic makeup of the Karavanke Mountains, whereas the southern two thirds consist of the Oligo- Miocene and Miocene strata. The features of the Triassic Karavanke have been investigated at the locality Gabrke-Ležen. Taking part in the structure are the Scythian, Anisian and the Upper Triassic beds, all of them represented by prevailingly calcareous rocks. The Oligo-Miocene and Miocene beds consist of marly clays, sandy clays, sandstones and marls, in places of andésites and dacites, accompanied by pyroclastics as well. Prispevek Geološka zgradba predpliocenske podlage Velenjske udorine in okolice je bil podan na simpoziju o geologiji Šaleške kotline v Titovem Velenju leta 1983. Izvleček referata je pod istim naslovom izšel v Geološkem zborniku 3, 1983, Odsek za geologijo, Ljubljana, v celoti pa naj bi izšel v Geološkem zborniku 6. Ker ta kasneje ni izšel, objavljamo celoto šele sedaj. Prispevek podaja stanje raziskav v letu 1983 in ga kasneje nismo bistveno spreminjali. 32 Aleksander Brezigar, Bojan Ogorelec, Lija Rijavec & Pero Mioč Uvod Obravnavano ozemlje leži v severni Sloveniji in zajema del Karavank ter severo- vzhodni podaljšek Savinjskih Alp. Na sredini je Šaleška dolina ali Šaleška kotlina, geološko označena tudi kot Velenjska udorina. V pliocenskih plasteh Šaleške doline je debel premogov sloj, ki ga izkorišča Rudnik lignita Velenje. Področje je zanimivo tudi zaradi drugih rudarskih dejavnosti. Pri Puharjih so kopali svinec in cink (Iskra, 1969; Drovenik et al., 1980, 57), pri Hrastovcu pod cerkvijo Sv. Brie rjavi premog (Mali et al., 1975; Rolle, 1857, 448), v bližini Sv. Brica severno od Titovega Velenja na področju vitanjske sideritne formacije pa železovo rudo (Berce, 1956, 240). Po dolini poteka termalna črta Topolšica-Dobrna (Teller, 1898a, 5). V Topol- šici je temperatura vode od 28 °C do 31 °C, v Dobrni pa 36 °C in več (Nosan, 1973, 12 in 13). Tod se nahajajo tudi nekovinske mineralne surovine (Škerlj, 1979). Na ozemlju velenjskega premogišča potekajo od leta 1980 obsežna dela, ki zajemajo strukturne, hidrogeološke, geomehanske in rudarske preiskave s spremlja- jočim vrtanjem. S temi preiskavami želijo določiti pogoje, ki bodo dovoljevali odkopavati premog pod vodonosnimi plastmi. Večina strukturnih raziskav je bila končana leta 1982, medtem ko preostale še nadaljujejo. Strukturne raziskave so bile usmerjene na predpliocensko podlago udorine in na pliocenske in pleistocenske zasipe. V tej razpravi podajamo le geološki pregled pod- lage in tistega dela obrobja, ki je neposredno vplival na razmere v udorini. Zajemamo ozemlje daleč na sever od izvira rečice Velunje do Šaleške doline na sredini in do bližnjega južnega obrobja doline. Geološko je to izredno pisano ozemlje, ki ga delimo na več tektonskih enot. Razmere obravnavamo po tektonskih enotah, pri čemer povzemamo osnove po tolmaču za list Slovenj Gradec (Mioč, 1978). Terenske regionalno-geološke raziskave sta opravila P. Mioč in M. Žnidarčič. Sedimentološki razvoj triadne podlage je opisal B. Ogorelec, razvoj in delitev terci- arja pa L. Rijavec. Z regionalno-geološkimi dognanji in izsledki vrtanj v udorini je regionalno geološke raziskave dopolnil A. Brezigar. Podal je še geološke razmere na področju Velenjske udorine, dodatek o tektoniki področja, slike 1-4 in pripravil prispevek za objavo. Dosedanje raziskave Aleksander Brezigar Šaleško dolino in okolico preiskujejo geologi že okrog 150 let. V tem poglavju se omejujemo le na najpomembnejše prispevke. Najstarejši geološki opis je podal Keferstein leta 1829. Opisal je svetlo zelene debelozrnate peščenjake z glavkonitom pri Topolšici (cf. Rolle, 1860, 8) in jih označil za flišno formacijo. Vulkanite pri Velenju je imenoval trahit ( cf. Stäche, 1874, 239). Istega leta je S tud er (1829) opisal laporaste drobnozrnate peščenjake in laporje južno od Velenja in jih primerjal s švicarsko molaso. Vendar na strani 760 pripominja, da Kefersteinova flišna formacija ni enaka njegovi molasi. Rolle (1860, 8) je kasneje pojasnil, da je Keferstein pravzaprav opisoval zgornjeterciarni lapor z velikimi kosi gnajsa. Danes bi polemiko dopolnili s tem, da je Keferstein opisoval kvartarne zasipe z velikimi granitnimi in tonalitnimi odlomki, Studer pa spodnjemiocenski govši lapor in peščenjak. Vulkanske kamnine pri Šoštanju omenja leta 1835 še Boué (cf. Rolle, 1857,404). Geološka zgradba predpliocenske podlage Velenjske udorine_33 Pomembnejši raziskovalci pred letom 1914 so bili Morlot, Rolle, Teller, Zollikofer, Stäche, Stur in Hoernes. Morlot je leta 1853 uvedel pojma »eocenska formacija« in »eocenske metaforne kamnine« ali »metamorfne kamnine Spodnje Štajerske«. V »eocensko formacijo« je uvrstil gornjegrajske sklade in plasti okrog Socke, med »eocenske metamorfne kamnine« pa vitanjsko sideritno formacijo ter dioritni (danes andezitni) tuf (cf. Rolle, 1857, 405). Rolle (1857 in 1860) je to osnovno delitev še dopolnil. V »eocensko formacijo« je uvrstil apnence z numuliti pri Sv. Florjanu zahodno od Šoštanja, dalje diorit, dioritni tuf, tufski konglomerat pri Velenju in Šoštanju in premogonosne soteske plasti. Soteškim plastem je prištel tudi laporaste skrilavce nad numulitnimi apnenci pri Sv. Florjanu (Rolle, 1860, 14) - torej današnjo morsko glino sivico - in premogova ležišča znotraj »Vitanjskega apnenega gorovja« (»Weitensteiner Kalkge- birges«), kamor spada tudi »črni premog« (»Glanzkohle«) Zgornjih Škal, to je v da- našnjem Hrastovcu pri Titovem Velenju. Dalje je v »eocensko formacijo« uvrstil litotamnijske apnence (»Nulliporenkalk«) z ostrejami in pektinidi pri Velenju in Dobrni. Iz razpredelnice (Rolle, 1860, 23) je razvidno, da je z eocenom mislil tedanji zgornji eocen ali oligocen, danes znan kot oligomiocen (egerij), litotamnijske apnence pa je opredelil kot spodnjemiocenske. Globočnino pri Zavodnjah je Rolle opisal kot gnajs, triadne plasti na severnem obrobju Šaleške doline pri Hudi Luknji in ob Sopoti pa kot anizijski apnenec (»Guttensteiner Kalk«). Uvedel je tudi pojem »vitanjska železova formacija« (»We- itensteiner Eisenerzformation«), danes znan kot vitanjska sideritna formacija, s kate- rim je nadomestil Morlotove »eocenske metamorfne kamnine«. To formacijo sestav- ljajo karbonski ziljski apnenci in dolomiti (»Gailthaler Kalk und Dolomit«, drugod tudi »Bergkalk«) s sideritnimi čoki, dalje kremenovi konglomerati, imenovani »brečko«, in kremenovi peščenjaki, imenovani »škripauc«. Črne apnence z belimi žilami, krinoidi in brahiopodi je Rolle (1857, 424 in 425) imenoval »Schnürlkalk«. Kamnine železove formacije danes uvrščamo v karbon in permij. Formacijo je opisal pri Sv. Bricu severno od Titovega Velenja. Zollikofer (1861/1862, 334) deli eocensko formacijo na eocenske soteske plasti in tufske kamnine ter na neogenske morske litotamnijske koralne apnence in litotam- nijske apnene peščenjake z briozoji. Podrobnejše členitve ne navajamo. Zelo pomembno delo je geološki zemljevid, list Mozirje (Teller, 1898b), v merilu 1 : 75 000 in spremljajoči tolmač (Teller, 1898a). Teller je opustil mnoge starejše izraze in uvedel nove. Kot najstarejše je opisal paleozojske zelene skrilavce z diaba- zom in diabaznim tufom, ki jih je Rolle opisoval še kot ziljske plasti. Danes so te plasti znane pod imenom štalenskogorska serija. Posebej je ločil zelene glinaste skrilavce in subgrauvako ter omenil, da je po petrografskih značilnostih podobna grödenskim peščenjakom. Opisane kamnine ležijo na skrajnem severozahodnem delu obravnavanega ozemlja. Namesto o karbonskih ziljskih apnencih govori o fusulin- skih apnencih. Triadne plasti deli na spodnjetriadne werfenske plasti, anizijske školjkovite apnence in dolomite (»Muschelkalk«) in ladinijske rudonosne apnence (»Erzführender Kalk«). Zadnje omenja kot sinonim za wettersteinske apnence. Eocenske formacije Teller ne omenja več. Kot najstarejše terciarne plasti navaja oligocenske gornjegrajske sklade, ribje skrilavce z Brdc ter okoninsko brečo. Locus typicus teh plasti leži izven obravnavanega ozemlja, pač pa se tod pojavljajo njihovi ekvivalenti. Kot ekvivalent gornjegrajskih skladov omenja nuliporne apnence pri vasi Klanec severno od Dobrne; to so klanske plasti. Zanje je značilna prisotnost 3 - Geologija 30 34 Aleksander Brezigar, Bojan Ogorelec, Lija Rijavec & Pero Mioč numulitov, koral, ehinodermov, briozojev, pektinid in ostrej. Teller (1898a, 74) piše tudi o več erozijskih krpah teh skladov pod hribom Skorno in pri Sv. Florjanu zahodno od Šoštanja. Sledijo oligocenske soteske plasti s premogom, katerim je prištel, podobno kot pred njim Rolle, premogonosne plasti pri Sv. Bricu (Hrastovec), današnje ivniške plasti na severu ter druge sotoške premogonosne plasti, ki ležijo izven obravnavanega ozemlja. V miocen je Teller uvrstil dobrnski morski lapor severno in zahodno od Dobrne. V njem so foraminifere, ostanki školjk in polžev, mahovnjaki in korale. Miocenski je tudi dobrnski tufski peščenjak vzhodno od Velenja, katerega je vzporejal z govškim peščenjakom. Posebej omenja morski lapor s področja tufov, torej današnjo morsko sivico. Leta 1873 je Dräsche ugotovil, da je v okolici Velenja andezitni in ne dioritni tuf (cf. Teller, 1898a, 102). Zato govori Teller o andezitnem tufu in o andezitu kot predomini. Na 161. strani pripominja, da sta lahko ponekod bolj kisla in da lahko prehajata v dacit oziroma dacitni tuf. Kot najmlajše miocenske plasti omenja lito- tamnijske apnence pri Velenju (Sv. Martin). Tudi v njih so pektinide in ostreje. V Osrednjih Karavankah je opisal granit s paralelno teksturo in tonalitni gnajs ali tonalit s paralelno teksturo. Med njima nastopajo filit in kristalasti skrilavci. Od tektonskih smeri je poznal vitanjski prelom s smerjo Belavski vrh-Kozjak- Vitanje in šoštanjski prelom s smerjo Šoštanj-Vojnik (Teller, 1898a, 4 in 5). Oba se združita zahodno od Belavskega vrha. Stäche (1874), Stur (1864, 1871) in Hoernes (1903) obravnavajo širša po- dročja in le deloma posegajo v okolico Šaleške doline. Povzemajo najpomembnejše ugotovitve predhodnikov. Med letoma 1914 in 1945 je raziskovanje zamrlo. Po letu 1945 pa so se raziskovalci usmerili predvsem na posamezne litostratigrafske člene. Tako je mladopaleozojske sklade vitanjskega niza oziroma Rolle j eve železove formacije obdelal Ramovš (1960). Na podlagi mikrofavne jih je ločil v zgornjekar- bonske in spodnje - ter srednjepermijske. Hinterlechner-Ravnikin Pleničar (1967) sta obdelala smrekovški andezit in njegov tuf. Na podlagi foraminiferne mikrofavne iz lapornih plasti med tufom sta ju uvrstila v srednji oligocen. Vulkanske kamnine sta našla le južno od Smrekovca in Šaleške kotline, zato sta ta vulkanizem označila kot značilnost Savinjskih Alp. Tellerjev vitanjski prelom sta preimeno- vala v smrekovški prelom. Opis soteških skladov in primerjavo njihovih številnih nahajališč je podal Kuš- čer (1967). Faninger (1976) ter Faninger in Štrucl (1978) pa sta obdelala granitni in tonalitni pas Centralnih Karavank. Granitni intruziv sta označila kot varistični, tonalitni pa kot alpidski. Razvoj magmatizma v Vzhodnih Karavankah je obdelal Mioč (1972). Podal je tudi litostratigrafsko primerjavo med Savskimi gubami. Južnimi Karavankami in širšim jugoslovanskim prostorom ter Južne Karavanke uvrstil v geotektonsko enoto savskega nariva (Mioč, 1981,545). Regionalno tektonsko zgradbo je prikazal Premru (1976). Razen smrekovškega in šoštanjskega preloma navaja še ormoški in ljutomerski prelom. Oba se pričneta v Velenjski udorini in se proti vzhodu vlečeta do labotskega preloma, kjer se lomita ter se nadaljujeta v severovzhodno Slovenijo. Vse štiri prelome je Premru uvrstil v 7. neotektonsko fazo s transkurentnim značajem prelomov. Zvezni geološki zavod Beograd je izdal osnovno geološko karto SFRJ, list Slovenj Gradec, v merilu 1:100 000 (Mioč & Žnidarčič, 1976) in tolmač k tej karti (Mioč, 1978). Zemljevid zajema skoraj celotno obravnavano ozemlje razen skraj- Geološka zgradba predpliocenske podlage Velenjske udorine 35 nega zahodnega dela. Na njem so paleozojski zeleni skrilavci z diabazi obravnavani kot štalenskogorska serija, kamnine vitanjskega niza pa so revidirane glede na novejša spoznanja. Enako velja za zgornjepermijski apnenec in dolomit z galenitom in sfaleritom ter za keratofir pri Puharjih. Triadne plasti so razdeljene na skitijski dolomit, apnenec in klastite, na anizijski sivi plastoviti dolomit in ladinijski kristala- sti dolomit ter apnenec. Ladinijski apnenec je uvrščen v langobardsko in cordevolsko podstopnjo. Severozahodno od Šoštanja je v omenjenem zemljevidu narisan erozijski ostanek debelokristalastega zgornjekrednega apnenca. Od terciarnih plasti je opisan srednje- oligocenski sivi apnenec jugovzhodno od Vinske gore, ki je morda ekvivalent gornje- grajskih plasti, na območju Paškega Kozjaka pa srednjeoligocenski sljudnati lapor. V srednji oligocen (rupelij) je uvrščen tudi sivi morski peščeni lapor oziroma morska sivica. Smrekovške plasti, kamor spadajo andezitni tuf, tufit in vulkanska breča, so opisane kot oligocenske, medtem ko sta dacit in dacitni tuf ob neposrednem južnem robu Velenjske udorine označena kot miocenska, verjetno helvetijska. V helvetij so uvrščene ivniške plasti (konglomerat, peščenjak in lapor) ob zgornjem toku Velunje. Enake starosti sta peščenjak in peščeni lapor v vzhodnem podaljšku Šaleške doline. Peščeni apnenec z litotamnijami vzhodno od Velenja je označen kot tortonijski. Poleg smrekovškega in šoštanjskega omenja Mioč (1978, 52) še topolški in dobrniški prelom. Topolški prelom poteka ob južnem robu pogorja Lom, dobrniški pa ob južnem robu Vinske gore in se ob zahodnem robu Ljubele priključi smrekovškemu prelomu. O podlagi Velenjske udorine v ožjem pomenu je malo objavljenega. Omenimo naj le geološke prereze (Rolle, 1857, 465; 1860, 13 in 20), v katerih sta pri Topolšici prikazana ziljski apnenec in dolomit, na jugu pa eocenska formacija (apnenec, lapor in dioritni tuf). Pri Skalah je prikazan anizijski dolomit, na jugu pa eocenski lapor in dioritni tuf. Riedl (1887. 141) ugotavlja v vrtini 1/1875 na globini 175,9m soteski peščenjak, kar kasneje navaja še mnogo avtorjev. Ta peščenjak danes uvrščamo v miocen-eggenburgij. Geološka zgradba širšega področja Aleksander Brezigar in Pero Mioč Ločimo naslednje tektonske enote (slika 1 in 2): 1. Podgorsko-vitanjski tektonski jarek, 2. Velunjski nariv (Severne Karavanke), 3. Osrednje Karavanke, 4. Južne Karavanke, 5. Velenjska udorina, 6. Gorenjsko-šoštanjski blok (Savinjske Alpe). 1. Podgorsko-vitanjski tektonski jarek Podgorsko-vitanjski tektonski jarek poteka od Slovenj Gradca proti jugovzhodu. Na obravnavano območje sega le njegov najjužnejši del. Na južnovzhodni strani se ob smrekovškem prelomu stika z Južnimi Karavankami. Na jugozahodu je v tektonskem stiku z Osrednjimi Karavankami, s tektonsko enoto Velunjskega nariva pa je v tek- 36 Aleksander Brezigar, Bojan Ogorelec, Lija Rijavec & Pero Mioč SI. 1. Geološka karta Šaleške doline in okolice Fig. 1. Geologie map of the Šalek valley and its surroundings Geološka zgradba predpliocenske podlage Velenjske udorine 37 Pliocen in villafranckij : prod, pesek, glina, prennog Pliocene and Villafranchian, gravel, sand, clay, coal Badenij (tortonij); litotamnijski apnenec Badenian (Tortonian); lithothamnian limestone Helvetij; konglomerat, peščenjak, lapor Helvetian; congomerate, sandstone, marl Eggenburgij (sp. burdigalij); peščenjak, lapor in dacitni tuf Eggenburgian (Lower Burdigalian); sandstone, marl and dacitic tuff Egerij; lapor, peščeni lapor, peščenjak, andezitni tuf, andezit Egerian ; marl, sandy marl, sandstone, andesitic tuff, andésite Oligomiocen; tonalit Oligo-Miocene; tonalité Rupelij; SIVI apnenec z vložki konglomerata Rupelian; gray limestone with intercalations of conglomerate Srednji eocen'', sljunoti lapor Middle Eocene'': micaceous marl Triada; predvsem dolomit in apnenec Triassic; mostly dolomite and limestone Permotriada ; vijoličasti in sivi kremenov peščenjak Permo-Triassic; violet and gray quartz sandstone Permij; granit Permian; granite Zgornji permij; sivi in črni apnenec, sivi dolomit Upper Permian; gray and black limestone, gray dolomite Zg. karbon in sp permij; črni glinasti skrilavec, kremenov peščenjak in konglomerat temno sivi, svetlo sivi in rožnati apnenec Upper Carboniferous and Lower Permian; black shale, quartz sandstone and conglomerate, dark gray limestone, light gray and pink limestone Siluri], devonij; filitoidni skrilavec z vložki apnenca Silurian, Devonian; phyllitic schist with intercalations of limestone Gnajs s prehodi v blestnik Gneiss with transitions to mica schist Geološka meja Geologic boundary Prelom Fault ¡ Predpliocenske tektonska cona Pre-Pliocene tectonic zone Vrtina Borehole 38 Aleksander Brezigar, Bojan Ogorelec, Lija Rijavec & Pero Mioč SI. 2. Tektonske enote Fig. 2. Tectonic units Geološka zgradba predpliocenske podlage Velenjske udorine 39 tonskih stikih različnega značaja. Kamnine iz tega jarka so za področje Šaleške doline pomembne le posredno. Velunja jih namreč erodira in prenaša v Šaleško dolino, domnevno pa so bile ugotovljene tudi v pliokvartarnih peskih velenjske skladovnice npr. v sredini severnega dela doline. Jarek gradijo helvetijske ivniške plasti (slika 3a). Njihova starost je določena po primerjavi s podobnimi usedlinami na avstrijskem Štajerskem (Kollmann, 1965). V spodnjem delu nastopajo konglomerati in sljudnati peščenjaki, v zgornjem laporji. Spodnji del ima fluvioterestrični značaj, navzgor je prehod v brakični in morski facies. Barva kamnin se spreminja od sive do zelenkaste in sivo rjave, konglomerati pa so rumenkasti in rdečkasti, kar je odvisno od stopnje preperelosti. Prodniki in peščena zrna so večinoma iz magmatskih in metamorfnih kamnin. V morskem laporju so foraminifere Bathysiphon taurinensis Sacco, Bigenerina robusta Brady, Cyclogyra polygyra (Reuss), PuUenia buUoides (d'Orbigny) in druge. 2. Velunjski nariv (Severne Karavanke) Velunjski nariv je najjužnejši del Severnih Karavank. Narinjen je na severneje ležeče triadne plasti, ki so že zunaj obravnavanega območja. Na jugu je v tektonskem stiku z Osrednjimi Karavankami, na vzhodu pa z ivniškimi plastmi. Kamnine Velunjskega nariva najdemo v pliokvartarnih fluvialnih nanosih Velenjske udornine. Velunjski nariv gradijo večinoma staropaleozojski silurijskodevonijski skladi, znani kot štalenskogorska serija (slika 3b). V njej so temni zelenkasti in vijoličasti filitoidni skrilavci z vložki sivega, svetlo sivega, rdečkastega in rumenkastega ap- nenca s krinoidi. Skrilavci vsebujejo ponekod temno zeleni diabaz z ofitsko struk- turo. Starost teh plasti je določena po primerjavi s podobnimi kamninami v Avstriji in po konodontih iz apnenih vložkov pri Remšniku na Kobanskem (Mioč & Ra- movš, 1973). Po zunanjem videzu, mineraloški sestavi in marmorizaciji apnenca spadajo med regionalno metamorfne kamnine. Prevladuje anhimetamorfna sotpnja, spodnji del pa sega v facies zelenega skrilavca. V najvišjem delu, ki ni povsod ohranjen, nastopa vijoličasti in sivi skrilavi meljevec s subgrauvako. Po analogiji s sosednjimi območji je uvrščen v permotrias (Mioč, 1978, 27). 3. Osrednje Karavanke Osrednje Karavanke se razprostirajo v smeri vzhod-zahod. So skrajni vzhodni podaljšek Vzhodnih Alp. Na jugu so omejene s periadriatskim šivom, ki loči Alpide od Dinaridov. V mlajšem paleozoiku in mezozoiku je tvoril rob kontinentalnega šelfa, ob katerem se je spreminjal facies. Dokončno je bil izrinjen na površje do sredine miocena (Mioč, 1978, 50). Osrednje Karavanke mejijo pri Ravnah neposredno na pliokvartarne zasipe Velenjske udorine (slika 7). Severni rob Centralnih Karavank tvori reverzni Čofatijev prelom, južni rob pa strmi in rahlo reverzni smrekovški prelom. Centralne Karavanke gradita granit na severu in tonalit na jugu, ki sta ločena z metamorfnim pasom (slika 3c). Granit je variscičen permotriasen. Radiometrične meritve so pokazale starost 244 do 216 milijonov let (Faninger & Štrucl, 1978, 82). Razen granita najdemo še granodi- orit, kremenov diorit, diorit in gabro. V granitu so zajeti bloki gnajsa, amfibolita, diabaza in metakeratofirja. V metamorfnem pasu nastopa filit, ki je ob stiku z grani- 40 Aleksander Brezigar, Bojan Ogorelec, Lija Rijavec & Pero Mioč SI. 3. Geološki stolpci Fig. 3. Geological columns Geološka zgradba predpliocenske podlage Velenjske udorine 41 tom pogosto spremenjen v kordieritni skrilavec. Zahodno od raziskanega območja nstopata tudi drobnozrnati gnajs in amfibolit. Metamorfni pas je z granitom pretežno v tektonskem stiku, le redko v primarnem. V tektonskem stiku je tudi s tonalitom. Tonalit je alpidske oligomiocenske starosti. Nastal je pred 29 do 28 milijoni let (Faninger & Štrucl, 1978, 82). Ima značilno planparalelno teksturo, ki je izražena z menjavo pasov femičnih in saličnih mineralov. 4. Južne Karavanke Južne Karavanke tvorijo severni rob Velenjske udorine in severni del njene podlage. Gradijo jih mladopaleozojske luske, mezozojski triadni kompleks in teri- carne plasti (slika 4). V tolmaču k listu Slovenj Gradec (Mioč, 1978) so razdeljene na tri geološko tektonske enote. Severno leži paška sinklinala, ki je zgrajena iz triadnih plasti. Vleče se od Paškega Kozjaka do Velenjske udorine. Sem spadata Ljubela in Vodemla. Na sredini so mladopaleozojske luske, npr. pri Hrastovcu ali na Vrhovskem vrhu. Tretja enota je neposredno severno obrobje Velenjsko-dobrniške udorine, kamor je uvrščena tudi gora Lom severozahodno od Topolšice; zgrajeno je predvsem iz triadnih plasti. Za vzhodni del Južni Karavank omenjena delitev ustreza, medtem ko je zahodni del, npr. pogorje Lom, v litostratigrafskem pogledu bolj podoben enoti paške sinklinale, kot severnemu obrobju Velenjske udorine. Ker sta z novejšimi raziskavami tudi topolški prelom in dobrniški prelom razvrščena kot preloma II. reda, raziskave severnega obrobja udorine, predvsem njegovega zahodnega dela, pa se še nadaljujejo, tukaj Južnih Karavank ne delimo na manjše geotektonske enote. Južne Karavanke segajo torej od smrekovškega preloma na severu do velenjskega preloma na jugu. Oba preloma imata subvertikalen značaj, celotno področje pa kaže tendenco narivanja proti jugu. Mladopaleozojske luske (Ramovš, 1960) so znane tudi pod imenom vitanjski niz (»Weintensteiner Zug«, Stäche, 1874) ali železova oziroma sideritna formacija. Vlečejo se ob večji, prečno večkrat pretrgani in premaknjeni tektonski coni z glavno smerjo vzhod-zahod oziroma nekoliko proti jugovzhodu. Pri Vrhovskem vrhu na zahodnem obrobju udorine nastopijo tudi kot samostojna tekstonska gruda, ki je razkosana s prelomi vzhod-zahod in severozahod-jugovzhod, torej tudi s prelomi dinarske smeri. Južno od Topolšice so bile luske navrtane globoko pod triadnimi plastmi. Nasploh so tektonsko izredno pregnetene. Gradijo jih zgornjekarbonski, spodnjepermijski in srednjepermijski skladi. Zgornjekarbonski skladi pripadajo vrhnjemu delu javorniških skladov (Ra- movš, 1960, 206) ter jih uvrščamo v gželijsko in orenburgijsko stopnjo. Sestavljajo jih kremenov konglomerat in peščenjak, nekaj pa je tudi temnega glinastega skri- lavca. Pojavljajo se še leče temnega mikritnega apnenca s fuzulinidami. Del teh plasti sega verjetno še v spodnji permij. Najdene so bile Rugosofusulina alpina (Schell- wien), Quasifusulina longissima Möller in druge foraminifere. Spodnjepermijski in srednjepermijski skladi so z zgornjekarbonskimi povsod V tektonskem stiku. Ramovš (1960) jih je označil kot spodnjepermijske rotnoveške in srednjepermijske trogkofelske sklade, omenja pa tudi trbiško brečo. Kot rotnove- ške je opisal večinoma neskladovite, redkeje ploščaste temno sive in črne psevdosch- wagerinske apnence, ki so prepredeni z belimi kalcitnimi žilami, ter mejne plasti, ki jih gradijo brečasti konglomeratni apnenci z glineno-skrilavimi vložki. K trogkofel- skim skladom uvršča svetel in rožnat organogen apnenec. Na obravnavanem ozemlju 42 Aleksander Brezigar, Bojan Ogorelec, Lija Rijavec & Pero Mioč SI. 4. Geološki stolpec Južnih Karavank Fig. 4. Geological column of southern Karavanke Mountains je razvit tako temno sivi masivni in ploščati mikritni rotnoveški apnenec s kalcitnimi žilami kot neskladoviti kristalasti svetlo sivi, beli in rožnati trogkofelski apnenec. Razvit je tudi klastični facies v obliki kremenovih konglomeratov, peščenjakov in glinastih skrilavcev, ki je podoben onemu iz zgornjega karbona. Brez fosilnih ostan- kov ju ni mogoče ločiti. V apnencih nastopa bogata fusulinidna favna Quasifusulina tenuissima (Schellwien), Pseudofusulina sp., Binella sp. in druge. Geološka zgradba predpliocenske podlage Velenjske udorine 43 Pri Hudem mlinu vzhodno od Pake je trbiška breča srednjepermijske starosti. Podobno kot drugod v Karavankah so v njej kosi trogkofelskega apnenca in drobci kremena povezani z rdečkastim glinasto-limonitnim vezivom. Največje področje sestavljajo triadne kamnine. Ločimo skitijske, anizijske in srednje- do zgornjetriadne plasti. V ladinijsko stopnjo uvrščamo redke vulkanske kamnine. V spodnjem delu skitijskih skladov imamo svetlo sivi do svetlo rumenksti plasto- viti dolomit, ki je pogosto zdrobljen in milonitiziran. Vmes so vložki rdeče vijoliča- stega peščenega skrilavca. Navzgor slede sivi ploščati do tenkoplastoviti apnenci in laporji s kalcitnimi žilami. Apnenci in laporji so lahko tudi rdečkaste, rumenkaste, zelene ali rjave barve. Značilni horizont je rdečkast ali siv oolitni dolomit. Tudi v njem najdemo vijoličste peščene skrilavce z različno množino sljude. Na vzhodnem obrobju Velenjske udorine so pogosti zelenkasti laporasti skrilavci. V skitijskih plasteh je foraminiferna mikrofavna in ostanki ter odtisi školjk, med drugimi Муор- horia sp. K anizijskim plastem prištevamo sivi plastnati ali masivni dolomit, ki je drobno- do sorednjezrnat in ponekod laminiran. Redkejši je neskladoviti kristalasti apnenec, na primer na Paškem Kozjaku, kjer je bila najdena Meandrospira dinarica Kochan- sky-Devidé & Pantič. V ladinijsko stopnjo uvrščamo diabaz, diabazni tuf in keratofir. Diabaz in di- abazni tuf pa tudi tufit, glinovec in roženec se pojavljajo na severnem pobočju Paškega Kozjaka. Diabaz je temno zelen, na površini preperel, masiven in ima ofitsko strukturo. Tuf in tufit sta zelenkasta do rdeče vijolična ter se menjavata z glinovcem in rdečim rožencem. Karatofir se pojavlja na južni strani Paškega Kozjaka v ozkem pasu, potekajočem v smeri vzhod-zahod. Je drobno- do srednjezrnat in zelenkaste do svetlo rjave barve. V srednje- do zgornjetriadnih plasteh so ladinijske in zgornjetriadne karbonatne kamnine, ki pa jih težko razločujemo. Fosilni ostanki so navadno prekristalizirani in nedoločljivi, zato te kamnine obravnavamo skupaj. V spodnjem delu nastopa masivni dolomit svetlo sive barve s srednjekristalasto strukturo. Navzgor prehaja v kristalasti apnenec. Apnenec je ponekod plastovit in temnejše barve. Starost je določena z dazikladacejami in foraminiferami Diplopora annulata Schafhäutl, Physoporella sp., Trochammina sp. in drugimi. Mioč (1978, 32), in Brezigar s sodelavci (1983b, 17) navajajo pri Stanovšku zgornjekredni grebenski apnenec. Sedimentološke in paleontološke preiskave tega apnenca so pokazale, da gre za srednje- do zgornjetriadni apnenec. Krednih plasti na tem področju Južnih Karavank ni. V terciar smo uvrstili premogonosne plasti pri Hrastovcu, andezitne izlive ob smrekovškem prelomu pri potoku Strmina in erozijske ostanke domnevno miocen- skih klastitov. Del Južnih Karavank prekrivajo tudi pliocenski in pleistocenski zasipi Šaleške doline. Za Južne Karavanke je značilen sladkovodni facies nekdanjih »soteških plasti«. Izraz »soteske plasti« danes ne ustreza več (Cimerman, 1979, 66). Klasično naj- dišče pri Socki je namreč uvrščeno v helvetij (Mioč, 1978, 36), premog zagorskih rudnikov v sladkovodni oligocen-rupelij (Kuščer, 1967, 44), morski razvoj oligo- cena - »sivica« pa v zgornji del rupelija in egerij (Cimerman, 1979, 67). »Soteske plasti« v Južnih Karavankah pa tukaj domnevno uvrščamo v eocen, zato je ta izraz popolnoma neprikladen. Sem spada sladkovodni premogonosni razvoj pri Hrastovcu oziroma pod cerkvijo Sv. Brie neposredno nad Šaleško dolino. Te plasti pa so tudi 44 Aleksander Brezigar, Bojan Ogorelec, Lija Rijavec & Pero Mioč drugod v Južnih Karavankah. Pri Hrastovcu so vgnetene med mladopaleozojske luske in triadne plasti. Razvite so kot sljudnati lapor sive, sivo rjave in oranžne barve. Ponekod vsebuje precej peščene komponente in prehaja v laporasti peščenjak. V la- porju nastopa rjavi premog različne debeline, večinoma v obliki tankih pol. Ponekod najdemo makrofavno, ki je znana pod imenom »favna s Sv. Brica«. Gre za polže in školjke Pyrgulifera gradata Rolle, Paludina styriaca Rolle, Unio lignitaris Rolle, Congeria styriaca Rolle, Cyrena lignítaria Rolle in Cyrena subtellinoides Rolle (Hoernes, 1892, 281). Nastopajo še številni rastlinski ostanki. Litološko podobne plasti pri Javorniškem rovtu nad Jesenicami so srednjeeocenske (Mikuž, 1979), skupen jim je polž Pyrgulifera gradata. Južno od smrekovškega preloma, v zgornjem delu potoka Strmina pri Mazeju severno od Topolšice, nastopajo ob prelomu s smerjo severozahod-jugovzhod majhne andezitne krpe. Gre za andezitno predomino, ki je na zahodu zunaj obravnavanega ozemlja v bližini smrekovškega preloma pogosta in je nastala v egeriju med smrekov- škim vulkanizmom. Andezit je tektonsko zelo zdrobljen in spremenjen. Je zelene in sivo zelene barve z značilno porfirsko strukturo. Majhno nahajališče je razdeljeno na tri krpe. Andezit ni značilen za Južne Karavanke, kajti vzhodno od tod se na površini ne pojavi več. Na triadne kamnine ob severozahodnem robu Šaleške doline nalegajo domnevne miocenske plasti. Pri geotermalnih vrtalnih delih v Topolšici so navrtali nekaj deset metrov debelo skladovnico rjavo rumenih debelozrnatih peščenjakov s sljudo in s plastmi sivega konglomerata ter sivo rjavega glinovca (Brezigar, 1985/86). Starost teh kamnin je vprašljiva. V Južnih Karavankah okrog Šaleške doline so ohranjeni tudi precej veliki in številni erozijski ostanki pliocenskih in villafranckij- skih peščenih meljev in rumenih ter sivo zelenih glin. Takšni so npr. ostanki pri Škalskih Cirkovcah. 5. Velenjska udorina Obravnavano ozemlje je del večje Velenjsko-dobrniške udorine. Omejeno je z ve- lenjskim prelomom na severu in šoštanjskim prelomom na jugu. Zasnove udorine so nastale v štajerski orogenetski fazi. Tedaj so se ob splošnem dvigovanju ozemlja na egerijsko in eggenburgijsko podlago usedli badenijski litotamnijski apnenci. Kara- vanke severno od velenjskega preloma so bile tedaj že na kopnem. Ob koncu badenija pa se je morje umaknilo. V kopnem obdobju v atiški orogenetski fazi oziroma v spodnjem pliocenu je bil erodiran velik del miocenskih usedlin. Zaradi gubanja in narivanja so ponekod badenijski sedimenti nad eggenburgijskimi, drugje pa so kot luske vrinjeni v egerij- ske in eggenburgijske plasti. Udorina se je začela pogrezati konec srednjega pliocena, v rodijski tektonski fazi, kajti zgornje-pliocenske plasti z gotovostjo dokažemo šele v krovnini premoga (Brezigar et al., 1983a, 31). Vrtine skozi pliocenske premogo- nosne plasti so dalje pokazale, da se je udorina ugrezala še skozi ves zgornji pliocen do villafranckija, ko se je umirila. Velenjsko udorino gradijo srednjeoligocenski, oligomiocenski, miocenski in pli- ocenski skladi (slika 5). Večina vrtin kljub veliki globini terciarnih plasti ni prevr- tala. Prevrtalo jih je le nekaj vrtin blizu šoštanjskega preloma pri šoštanjskih termoelektrarnah in zahodno od Šoštanja. Te so šle skozi egerijsko sivico in zastale v triadnih ali zgornjepermijskih kamninah. Zanimiv je podatek, da smo zahodno od Geološka zgradba predpliocenske podlage Velenjske udorine 45 SI. 5. Geološki stolpec Velenjske udorine Fig. 5. Geological column of Velenje depression Šoštanja pri tovarni usnja našli triadne in zgornjepermijske kamnine vrinjene kot nekaj deset metrov debele luske v morski egerijski kiscellski glini oziroma sivici. Sodimo, da so predterciarne plasti Velenjske udorine podobne ali enake tistim iz Gorenjsko-šoštanjskega bloka in jih opisujemo v okviru te enote. Srednjemu oligocenu - rupeliju prištevamo Teller j evo okoninsko brečo in gornjegrajske ekvivalente. Okoninsko brečo oziroma bazalni konglomerat najdemo ob useku ceste pod cerkvijo Sv. Florjan. Tvorijo ga karbonantni prodniki, ki so povezani z rdečim glinastim ali boksitnim vezivom. Neposredno na triadnem dolo- mitu na severnem pobočju griča s to cerkvijo pa ležita sivi laporasti peščenjak in peščeni lapor s pektinidi. Lapor v bližini preide v sivo in temno sivo egerijsko morsko 46 Aleksander Brezigar, Bojan Ogorelec, Lija Rijavec & Pero Mioč glino, še višje pa se glina menjava s plastmi andezitnega tufa. Sklenjenega profila pri Sv. Florjanu pa žal ni razkritega. Karbonatne »gornjegrajske« plasti so v starejši literaturi znane kot numulitni, nuliporni in litotamnijski apnenci, pa tudi kot gornjegrajske ali klanske plasti. V tektonskem stiku s triadnimi in miocenskimi sedimenti južnovzhodno od Vinske gore leži rjavkasti in sivi apnenec s prehodi v brečo in z vložki laporja. Starostno te plasti paleontološko niso zanesljivo določene. Vsebujejo težko določljive mikrofo- silne ostanke Amphistegina sp., Nummulites sp., Alveolina sp., Bryozoa, Coralinaceae in druge. Pri Mostnarju nedaleč od Sv. Florjana, že nekoliko južno od šoštanjskega preloma, leži na karbonatni triadni podlagi sivi in sivo rjavi laporasti peščeni apnenec. Ponekod preide v sivi peščenjak. V njem je mogoče razločiti ostanke polžev, ostrig, pektenov in majhne numulite. Južno od šoštanjskega preloma je še več podobnih erozijskih krp. Tem sedimentom sledita navzgor egerijska sivica in smrekovška serija. Izraz sivica je danes sinonim za kiscellsko morsko glino. Uporabljajo ga Kuščer (1967), Buser (1979b, 32) in drugi. Vendar pa so nekoč tako imenovali sive laporaste gline različne starosti, med drugimi tudi velenjsko pliocensko premogovno krovnino (Rakovec, 1933, 174; Pleničar, 1956, 57). Kiscellsko sivico so v celoti uvrščali v srednji oligocen-rupelij (Rijavec & Pleničar, 1976, 284), novejše raziskave pa kažejo, da je v Šaleški dolini zgornji del teh sedimentov egerijske starosti. V južnem delu Velenjske udorine, npr. pri šoštanjskih termoelektrarnah, najdemo morsko sivico neposredno na triadni podlagi. Nastopa siva in temno siva laporasta glina, ki je ponekod peščena. Ima značilno iverasto ali kroglasto krojitev. Nekateri jo imenujejo lapor. V spodnjih plasteh so sledovi ostrakodov, ki kažejo na brakični do limnični nastanek, v zgornjem delu pa so številne foraminifere. Med njimi so najpo- membnejše Tritaxia (Clavulinoides) szaboi (Hantken), Vaginulinopsis pseudodeco- rata Hagn, V. gladius (Phillippi), Lenticulina arcuatostriata (Hantken), Almaena sp., ki kažejo kiscellski razvoj z Madžarske. Na istem področju kot sivica se pojavljajo smrekovške plasti. Leže na morski glini, lahko pa se z njo menjavajo. Plasti sestavljajo andezitni tuf, tufit, pelitni tuf, vulkanska breča, tufski peščenjak, tufska glina in redki andezitni izlivi. Andeziti so temno zeleni, druge kamnine pa so zelene do svetlo zelene. Smrekovški andezit je po Droveniku s sod. (1980, 120) nastal iz podobne kremenovo dioritne magme kot karavanški tonalit in je torej skrepenela predomina iste magme, ki je dala tudi globočnino tonalit. Vsedanje smrekovških plasti je potekalo pod morjem. Vulkansko delovanje je bilo aktivno od zgornjega oligocena do spodnjega miocena, torej v ege- riju. V podlagi udorine zahodno od Šoštanja je bil navrtan dacitni tuf, ki se pojavi tudi na površini okrog Sv. Florjana (pri Mostnarju). Površinski izdanki dacitnega tufa so sicer znani južno od šoštanjskega preloma južnozahodno od Titovega Velenja in so tam uvrščeni v miocen. Podrobneje jih obravnavamo v okviru enote Gorenjsko- šoštanjskega bloka. Po egeriju se je sedimentacija nadaljevala brez prekinitve v eggenburgij (spodnji burdigalij). Nastali so peščenjak in peščeni sljudnati lapor ter glavkonitni peščenjak. Teller (1898a, 96) je lapor imenoval dobrnski morski lapor, peščenjak pa dobrnski tufski peščenjak. Iz njegove geološke karte v merilu 1:75 000, list Mozirje, je razvidno, da je med miocenski morski lapor uvrstil tudi egerijsko sivico. Vse te izraze uporab- ljajo še danes (cf. Buser, 1979b, 33; Iskra, 1976, 254). Buser ugotavlja, da je glavkonitni peščenjak časovni ekvivalent zgornjega dela govških plasti. Geološka zgradba predpliocenske podlage Velenjske udorine 47 Govški peščenjak in dobrnski lapor nastopata na površini v pasu od Titovega Velenja proti Vinski gori ter v podlagi udorine pod pliocenskimi plastmi. Ni izklju- čeno, da nalegata ponekod severno od velenjskega preloma na triadne plasti. Govški peščenjak je svetlo zelen in sivo zelen peščenjak, ki na površini prepereva v rjavo sivi in oranžni peščenjak. Redke so plasti konglomerata. Kremenova in druga zrna so vezana s kalcitnim vezivom. Številna je makrofavna, največ je ostrig in pektinid. V peščenjaku, predvsem v zgornjem delu skladovnice, nastopa temneje sivi sljudnati in peščeni lapor. Lapor vsebuje foraminif ere Glandulina laevigata d'Orbigny, Bathy- siphon taurinensis, Siphonodosaria elegans idr. Peščenjak in lapor sta morskega nastanka. Sledi sedimentacijska vrzel, nakar imamo litotamnijski badenijski (tortonijski) apnenec, ki ga najdemo samo na ožjem področju Velenjske udorine in na njenem podaljšku proti Dobrni. Na površini je razkrit pri Sv. Martinu pri Titovem Velenju, pod pliocenskimi sedimenti pa je na sredini udorine. Z vrtanji smo ugotovili, da je ponekod vgneten v egerijsko morsko sivico. K badenijskim plastem uvrščamo sivi peščeni apnenec z gomolji litotamnij. Med apnencem se ponekod pojavljata peščeni lapor in slabo vezani peščenjak. Razen litotamnij so v apnencu moluski, briozoji in foraminifere. Ožje področje Velenjske udorine zapolnjujejo pliocenske in villafranc- kijske terestrične, močvirske in limnične plasti. 6. Gorenjsko-šoštanjski blok (Savinjske Alpe) Ozemlje se razprostira južno od šoštanjskega preloma in se nadaljuje proti jugu. Tvorijo ga tri večje litostratigrafske enote: zgornjepermijske plasti, triadne kamnine in terciarne plasti (slika 6). Zgornjepermijske plasti se razprostirajo zahodno od Šoštanja. Gradijo jih apne- nec, skrilavi apnenec in keratofir. Apnenec je črn, mikritni in biomikritni. V njem so vložki sivega ali črnega skrilavca. Vsebuje značilne bele kalcitne žile. Navzdol prehaja v sivi dolomit in brečasti dolomit, ki je pri Puharjih oruden z galenitom in sfaleritom. Pojavljajo se tudi izlivi sivo zelenkastega, precej preperelega keratofirja, katerega starost in položaj nista popolnoma jasna, vendar sklepamo, da je prav tako zgornjepermijske starosti. V apnencu nastopajo fosili Codonofusiella extensa Skin- ner & Wilde, Hemigordiopsis remi Reichel, Permocalculus cf. fragilis (Piz), Gymno- codium bellerophontis (Rothpietz) in Vermiporella nipponica Endo. Razvoj triadnih plasti je podoben tistemu v Karavankah. To so skitijske, anizijske in srednje- do zgornjetriadne plasti. Terciarne plasti se pri Andražu začno z okoninskimi konglomerati, ki preidejo navzgor v gornjegrajske plasti, to je v grebenske svetlo sive apnence s koralami in drugimi fosilnimi ostanki. Uvrščene so v rupelij (Buser, 1979b, 31). Navzgor prehajajo v morsko glino - sivico. Morska glina nastopa tudi na velikem delu obravnavanega ozemlja južno od šoštanjskega preloma in se menjava s plastmi smrekovške serije. Južno od šoštanjskega preloma nastopajo še eggenburgij ski sljudni laporji. Te kamnine smo že opisali v okviru tektonske enote Velenjske udorine. Pojavljajo se tudi izdanki dacitnega tufa in dacita. Dacit je svetlo zelene in svetlo sive barve s porfirsko strukturo. Na zraku oksidira in postane rumeno rjav. Najbolj znana je lokacija južnozahodno od Titovega Velenja. V tolmaču za list Slovenj Gradec (Mioč, 1978) so te plasti uvrščene v miocen brez natančnejše opredelitve. 48 Aleksander Brezigar, Bojan Ogorelec, Lija Rijavec & Pero Mioč SI. 6. Geološki stolpec Gorenjsko-šoštanjskega bloka Fig. 6. Geological column of Gorenje-Šoštanj block Hinterlechner-Ravnik in Pleničar (1967, 222 in 235) ter Drovenik s sode- lavci (1980, 119), v nasprotju s tem navajajo, da tudi dacit in dacitni tuf nastopata v oligocenskih sedimentili, da sta torej iste starosti kot andezitni tuf oziroma da gre za petrografske različice istega vulkanskega žarišča. Geološka zgradba predpliocenske podlage Velenjske udorine 49 Predpliocenska podlaga Velenjske udorine Morfološke značilnosti Aleksander Brezigar Velenjska udorina je raztegnjena v smeri severozahod-jugovzhod in ima obliko podolgovate kotanje. Dolga je okrog 11 km in široka največ 4 km. Morfološke značil- nosti so prikazane na sliki 7. Dno so dosegle številne vrtine, vendar ne v njenem najglobljem delu. Vzhodni del je prikazan na podlagi dovolj velikega števila podat- kov, zahodni pa le na podlagi nekaj točk. Slika 8 prikazuje prečni prerez približno preko sredine udorine. Razmere v podlagi je mogoče razbrati še iz številnih prerezov v članku Premogova plast Rudnika lignita Velenje (Brezigar, 1985/86). Pobočja Karavank se spuščajo proti sredini udorine pod različnimi nagibi. Ozem- lje je zelo razgibano. Razberemo lahko več jarkov in grebenov. Izrazit jarek se vleče od sredine kotanje do zahodnega roba badenijskega litotamnijskega grebena ter se nato nadaljuje proti severovzhodu do Lazišča in Hrastovca. Drug izrazit jarek poteka od Raven vzhodno od Vrhovskega vrha v smeri proti jugovzhodu do Gutenbihlja. Izrazit je greben Turn-Podveršnik, ki se nadaljuje pod pliocenskimi plastmi, ter greben na področju Gabrk. Računamo, da je kotanja globoka okrog 1100 do 1200 m. Tako leži najgloblja točka na nadmorski višini okrog -700 do -800 m. Od sredine proti jugu se dno spet dviguje. Dvig je bolj ali manj enakomeren do južnega krila, drugod pa do podaljška tektonske cone šoštanjskega preloma, kjer se začne stopničasto dvigovati. Na južnem krilu potekajo številne tektonske diskontinuitete IL in III. reda in je enakomerno dvigovanje podlage prekinjeno. Tektonsko sta prelomljena tako podlaga kot premo- gova pliocenska plast. Na južni strani pride podlaga na površino na nadmorski višini okrog 370 m. Predpliocensko podlago Velenjske udorine delimo na severni del, ki je večinoma iz triadnih kamnin, in na južni del, ki ga gradijo oligomiocenske in miocenske plasti. Loči ju velenjski prelom. Triadna podlaga Bojan Ogorelec Triadni skladi so podrobno preiskani na sredini severnega dela Velenjske udorine na področju Gabrke-Ležen. Vrtine so segle okrog sto metrov v triadno podlago. Najstarejše dokazane plasti so plastoviti skitijski sedimenti. Večinoma so razviti karbonatno kot sivi ali rahlo rožnati mikritni dolomit in apnenec. Oboje prekinjajo tanke pole skrilavega laporja ali laporastega apnenca rumene, rjavkaste in zelenka- ste barve. V dolomitu opazujemo ponekod neizrazito laminacijo in satasto teksturo (»rauhwacka«). Laminacija je posledica detritične primesi, predvsem kremena in sljude. Kremenova zrna so velika do 0,3 mm, večinoma pa do 50 џт. Ponekod jih je do 10 % vsebnosti, večinoma pa le nekaj odstotkov. Manjši del kremena je avtigen - ponekod zapolnjuje medzrnske pore, nastale pri dolomitizaciji apnenca, lokalno pa je koncentriran v drobnih gnezdih in žilah. Skitijska starost plasti je dokazana s foraminifero Meandrospira pusilla (Ho). Foraminiferno favno je določila Ljudmila Šribar. Po mikrofacialnih značilnostih sklepamo na sedimentacijo v mirnem okolju plitvega zaprtega šelfa, kjer je lokalno prišlo do dotoka detritičnih primesi. Po piritnem pigmentu v nekaterih vzorcih sklepamo na lokalne redukcijske pogoje 4 - Geologija 30 50 Aleksander Brezigar, Bojan Ogorelec, Lija Rijavec & Pero Mioč SI. 7. Podlaga velenjske udorine Fig. 7. The basement of the Velenje depression Geološka zgradba predpliocenske podlage Velenjske udorine 51 sedimentacije. Na bolj razgibano okolje kažejo le plasti rožnatega oolitnega dolo- mita, ponekod s školjčnimi lupinami, ki so se odlagale v medplimskih kanalih in deltah in so značilni litološki člen skitijske skladovnice na celotnemi ozemlju Južnih Alp in Dinaridov. Rdečkasta barva kamnine je posledica hematitnega pigmenta, koncentriranega v oolitnih ovojih. Preiskali smo tudi dva vzorca zelenega skrilavca. Mineraloška rentgenska prei- skava (interpretacije rentgenogramov je izvedel Miha Mišic) vzorca PT-20/81 iz globine 447 metrov je pokazala naslednjo sestavo: illit, Mg-klorit, kremen, dolomit, plagioklaz in siderit. Tudi analiza vzorca J. V. 2309/11 iz globine 135 m je pokazala podobno sestavo (kremen, dolomit, illit, klorit, siderit, geothit in pirit), vendar za ta vzorec skitijska starost ni zanesljivo dokazana. Anizijske plasti so razvite dolomitno. Po strukturi prevladuje čisti biomikritni dolomit sive, svetlo sive in temno sive barve z več kot 98 % karbonata. Dolomit je makroskopsko homogen, gost in večinoma brez opazne poroznosti. Preprezajo ga kalcitne žile in stilolitni šivi. V nekaterih vzorcih oziroma plasteh so vidne stromato- litna tekstura in izsušitvene pore. Oboje je značilno za sedimentacijo v pribrežnem, litoralnem okolju plitvega šelfa, kjer so bili ugodni pogoji za razvoj modrozelenih alg in za zgodnjediagenetsko dolomitizacijo karbonatnega sedimenta. Med fosili so najpogostejše foraminifere Meandrospira dinarica in Glomospirella sp., redkeje so zastopane Glomospira sp., Earlandia sp., Meandrospira cf. deformata Selej, Glomo- spira sinensis Ho, Glomospirella cf. irregularis (Moeller). Dobimo še odlomke ehino- dermov, školjčne lupine in ostrakode. Kot alokema komponenta so pogostni drobni mikritni peleti. Energijski indeks preiskanih vzorcev je zelo nizek, kar kaže na mirne pogoje sedimentacije. Mnogo teže kot skitijske in anizijske plasti so razpoznavne ladinijske in zgornje- triadne kamnine. Z veliko verjetnostjo sklepamo na dolomit norijsko-retijske starosti (vrtina PT-21/81 na globini 330-370 metrov). V gostem biomikritnem in biopelmi- kritnem dolomitu olivno sive barve so med foraminiferami zastopane Triasina sp., Involutina sp., Nodosaria sp. in Opthalmidium sp. Mikrofacialno je dolomit, ekviva- lent glavnega dolomita, kakršnega poznamo iz širšega prostora Posavskih gub in Savinjskih Alp. Posamezni vzorci iz omenjenega intervala kažejo neizrazito stroma- Večinoma oligomiocensko m miocensko obrobje Mostly Oligo-Miocene and Miocene periphery Večinoma triadno obrobje Mostly Triassic periphery Tonalitno obrobje Tonalité periphery Badenijski (tortonijski) litotamnijski apnenec v podlagi Badenian (Tortonian) basis of lithothamnian limestone Oligomiocensko in miocensko podlaga Oligo-Miocene and Miocene basement Večinoma triadna podloga Mostly Triassic basement Območje tektonsko zdrobljenega južnega krila Tectonicolly deformed southern flank 52 Aleksander Brezigar, Bojan Ogorelec, Lija Rijavec & Pero Mioč C o O i ß u 'u 0< o a; ТЗ ^ 3 tu O 'c" 4«î OJ 'S ß > OJ —1 00 > S -.-I o g ш от O •S u ' • rt O o 'Sb á I BP Geološka zgradba predpliocenske podlage Velenjske udorine 53 tolitno teksturo in izsušitvene pore. Dobimo še preseke mikrogastropodov, školjčne lupinice in lupinice ostrakodov. Jedro vrtin je prepredeno s kalcitnimi žilicami, je precej kavernozno, barva pa se spreminja od svetlo sive do skoraj črne. Ponekod nastopajo piritne prevleke, nastale v kasni diagenezi. Starosti vseh vzorcev zrnatega dolomita ne moremo ugotoviti, ker je v njih primarna struktura kamnine zaradi rekristalizacije in dolomitizacije zabrisana. V vrtini PT-22/82 nastopa še temno sivi mikrosparitni dolomit, ki vsebuje okrog 30-40% detritičnega kremena z 20-300 |xm velikimi, zelo slabo zaobljenimi zrni. Njegova starost ni jasna. V dolomitu je vložek črnega laporastega skrilavca z nasled- njo mineralno sestavo: kremen, illit, kaolinit, kalcit, dolomit, mikroklin, siderit, pirit, goethit, plagioklaz in rogovača, delež karbonatov pa znaša 14,2%. Na sliki 9 - glej niže - smo te kamnine označili kot domnevno karnijske. Globoke vrtine z opisanega področja so pokazale precej zamotano tektonsko zgradbo s številnimi prelomi, narivi in inverznimi legami. Posebno nazorno je to vidno v vrtini PT-21/81, kjer leže s fosili dokazane skitijske plasti nad zgornjetriad- nim dolomitom, ta pa je v globini 360 m spet narinjen na spodnjetriadni dolomit. Paleozojskih in mlajših (jurskih in krednih) plasti v teh vrtinah nismo našli. Svetlo sivi dolomit, pogosti stromatoliti, korozijske votline in izsušitvene pore; Involutina sp., Triasina sp. Ligtit gray dolomite, mostly spantic; stromatolitic layers, shrinkage pores and solution cavities are frequent Temni peščeni meljevec in glinasti meljevec (brez fosilov) Dark sandy silt and clayey silt (withiout fossils) j Svetli plastoviti dolomit, pogosti neizraziti stromatoliti Meandrospira dinarica Light gray dolomite, mostly biomicritic; some stromatolitic layers Menjavanje rdečega oolitnega dolomita, laporja m apnenca, pirit ob razpokah; Meandrospira pusilla Reddish oolitic dolomite, dolomite with detritai admixture, limestone and marl in alteration, pyrite along veins SI. 9. Shematski prikaz litostratigrafskih enot v podlagi Velenjske udorine na področju Gabrke- Ležen Fig. 9. Schematic presentation of lithostratigraphic units in the basement of the Velenje structural depression in the Gabrke-Ležen area 54 Aleksander Brezigar, Bojan Ogorelec, Lija Rijavec & Pero Mioč V splošnenn so vse karbonatne kamnine, ne glede na starost ali litološko sestavo, prepredene s sistemom tektonskih žil in gnezd. Ob prelomnih conah so tudi tektonsko zdrobljene in milonitizirane. Cement v žilah je diagenetski kalcit. Osnovni kriteriji za določevanje starosti litostratigrafskih enot triadne podlage, če kamnina ni pojasnjena s fosili (slika 9), so naslednji: V skitijskem zaporedju je pisana sestava kamnin od glinastega skrilavca do laporastega apnenca, apnenca in dolomita. Pisane so tudi barve kamnin. Značilni so različki rdečkastega oolitnega dolomita ter detritična primes drobnozrnastega kre- mena in sljude. Anizijski dolomit je bolj homogen in gost kot skitijski in je brez detritične komponente. Norijsko-retijski dolomit (glavni dolomit) je nastal v enakem sedimentacijskem okolju kot anizijski, vendar se od njega loči po debelejših zrnih, močnejši rekristalizi- ranosti, pogosto ima saharoidni izgled. Tudi teksture, značilne za litoralno okolje (npr. izsušitvene pore, stromatolitni laminit), so večje kot v anizijskem, kar je splošna značilnost za glavni dolomit. Na tablah 1 in 2 je upodobljenih nekaj značilnih triadnih kamnin. Biostratigrafija oligocenskih in miocenskih plasti Lija Rijavec Pri biostratigrafski razčlenitvi zgornjeoligocenskih in miocenskih plasti smo uporabili novo nomenklaturo, ki je veljavna za zahodno (centralno) Paratetido in so jo predlagan razni avtorji (Cicha et al., 1975b; C i cha et al., 1975a; Kögl, 1975; Steininger, 1975a, b; Stevanović, 1951). Stopnje si sledijo takole: pontij, panonij, sarmati j, badenij, karpatij, ottnangij, eggenburgij in egerij. Egerijske plasti združujejo prejšnje katijske in akvitanijske plasti. K eggenbur- giju prištevamo nekdanji spodnji burdigalij, k ottnangiju pa zgornji burdigalij in spodnji helvetij. Prejšnje zgornje helvetijske plasti ustrezajo sedaj karpatiju, doseda- nje tortonijske plasti pa badeniju. Stopnje sarmatij, panonij in pontij so ostale nespremenjene. Na tabeli 1 je podana primerjava obravnavane razdelitve. Pomen novih poimenovanj v zahodni (centralni) Paratetidi je naslednji: oligo- censkih plasti litološko in favnistično ne moremo ločiti od miocenskih, zato jih obravnavamo skupaj kot stopnjo egerij. Novejše raziskave so nadalje pokazale, da je stratotip tortonija v severni Italiji mlajši od badenijskih plasti v centralni Paratetidi in da ustreza zgornjemu delu sarmatija, panoniju in večjemu delu pontija (tabela 1). V raziskovalnih vrtinah na področju Velenjske udorine (PT-14/74, PT-15/74, Jug- 17/70, Jug-36/75, P-7r/75, Š-11), ki niso dosegle predterciarne podlage, smo kot najstarejše ugotovili egerijske plasti. Razvite so predvsem kot glina, glinasti lapor in andezitni tuf. Vzorci laporja vsebujejo foraminiferno favno. V spodnjem delu egerij- skega profila (nekdanji katij) so prisotne nekatere paleogenske vrste, npr. Tritaxia (Clavulinoides) szaboi, Planularia kubinyii (Hantken), Vaginulinopsis gladius, V. pseudodecorata in Almaena osnabrugensis (Roemer). V vrtini Jug 36 na globini 112 m je značilna tudi najdba velike foraminifere Lepidocyclina (Nephrolepidina) cf. mor- gani Lemoine & R. Douvillé. Ta vrsta se prvič pojavi v zgornjem delu spodnjega egerija in nastopa tudi drugod v Sloveniji, in sicer na Orleku pri Zagorju ob Savi, pri Buču v Tuhinjski dolini, v vrtini Tekačevo-1/75 zahodno od Rogaške Slatine in v vrtini Rc-1/79 severno od Rogatca. Geološka zgradba predpliocenske podlage Velenjske udorine 55 Tabela 1. Biostratigrafska razdelitev zgornjeoligocenskih in miocenskih plasti v Meditera- nu in centralni Paratetidi (Steininger & Rögl, 1979) Table 1. Biostratigraphic subdivision of Upper Oligocene and Miocene beds in Mediteranean and in centrai Paratethys (Steininger & Rögl, 1979) Egerijske plasti so morske, kar dokazujejo foraminifere. Slede eggenburgijske plasti, ki jih v vrtinah težko ugotovimo. Dokaj zanesljivo so dokazane v vrtini P-7r/ 75. Odložene so konkordantno na zgornjeegerijskih plasteh. Razvite so kot drobnozr- nati peščenjak, peščeni lapor in pesek. Vsebujejo precej siromašno foraminiferno favno. Določili smo naslednje oblike: Bathysiphon taurinensis, Bathysiphon sp., Spiroplectammina cannata (d'Orbigny), Nodosaria sp., Lenticuhna sp., Marginuhna sp., Stainforthia schreibersiana (Czjzek), Cibicides sp. in Melonis sp. 56 Aleksander Brezigar, Bojan Ogorelec, Lija Rijavec & Pero Mioč Eggenburgijske plasti so ugotovljene tudi ob vseku glavne ceste T. Velenje-Celje pri Črnovi vzhodno od Titovega Velenja. Razvite so kot glina, ki je mestoma lapora- sta, peščeni sljudnati lapor in glavkonitni peščenjak. V glini in laporju so foramini- fere Textularia sp., Lenticulina sp., Marginulina cf. behmi Reus, Stainforthia schre- ibersiana (Czjzek), Florilus sp. in Melonis sp. Poleg foraminifer so iglice morskih ježkov in gob. Tudi eggenburgijske plasti so morske. Sledi večja vrzel v sedimentaciji. Manjkajo namreč ottnangijske in karpatijske plasti. Sedimentacija se je ponovno pričela v spodnjem badeniju, ki je dokazan v vrtini PT-14/74, in še v nekaterih drugih vrtinah. V vrtini PT-14/74 nastopajo badenijske plasti v globini od 429 m do 558 m. Dokazane so s foraminiferami ?Orbu- lina sp., Marginulinopsis pedum (d'Orbigny), Lenticulina ariminensis (d'Orbigny), Uvigerina cf. semiornata d'Orbigny, Martinottiella communis (d'Orbigny) in Amphi- morphina hauerina Neugeboren. Rod Orbulina je za te plasti značilen, zlasti pri profilih, kjer imamo tudi karpatijske plasti. Slednje so po mikrofavni zelo podobne badenijskim plastem. Foraminifere Lenticulina ariminensis, Uvigerina cf. semior- nata, Marginulinopsis pedum in Ämphimorphina hauerina so znane iz spodnjebade- nijskih plasti na območju zahodne (centralne) Paratetide. Našli smo jih tudi v zahod- nih Slovenskih goricah, na Kozjanskem in v laški sinklinali. Kljub precejšnjemu številu raziskovalnih vrtin je biostratigrafski profil oligocen- skih in miocenskih plasti še vedno nepopoln. Vrtine namreč niso dosegle predterci- arne podlage, raziskave pa še dodatno ovirajo zapletene tektonske razmere. Tektonika Aleksander Brezigar Na obravnavanem področju se križata alpski in dinarski tektonski vpliv. Še danes ni zamrla polemika, kaj uvrstiti v Alpide in kaj v Dinaride. S i košek (1958, 264; 1971, 9) uvršča Karavanke v Alpsko-dinarsko mejno cono, Savinjske Alpe pa med Dinaride. Tudi Grubič (1980, 21) opisuje Karavanke kot mejno ozemlje med Dinaridi in Vzhodnimi Alpami in dodaja, da to ozemlje razlamlja sistem prelomov. Nekateri dajejo v Vzhodne Alpe vse ozemlje do Ljubljanske kotline in podaljška prečne strukture Zagreb-Blatno jezero (Arsovski, 1976, 27), drugi imajo to po- dročje za Alpsko-dinarsko prehodno področje (Pamič, 1975, 128). Raziskave na ozemlju lista Celje kažejo, da je treba Južne Karavanke s Konjiško goro vred uvrstiti med Dinaride (Buser, 1979b, 74). Meja med Alpidi in Dinaridi je tako na južnem robu periadriatskega šiva ali na smrekovškem prelomu (To 11 mann, 1977, 17), čemur pritrjujejo tudi naša opazovanja. Tudi v Južnih Karavankah torej opazujemo dinarske tektonske smeri. Meja med Savinjskimi Alpami in Karavankami poteka v zemljepisnem pogledu po Šaleški dolini. Buser (1979a) uvršča vse ozemlje do podaljška donačkega preloma pri Letušu v Južne Karavanke. Nasprotno temu pa postavljata Hinterlechner- Ravnik in Pleničar (1967, 222) to mejo na smrekovški in šoštanjski prelom, pri čemer imata kamnine smrekovške eruptivne dobe za značilnost Savinjskih Alp. Ker je danes znano, da najdemo kamnine smrekovške serije do velenjskega preloma v podlagi Šaleške doline, bi torej po tem kriteriju potekala meja med gorovjema po sredini doline. Takšno mejo so zagovarjali geologi že prej (Rakovec, 1956, 74). V Velenjski udorini in okolici ločujemo prelome prvega, drugega in tretjega reda. Glede na nepoškodovanost pliocenskih plasti ločujemo tudi dve predpliocenski tektonski coni (slika 1). Geološka zgradba predpliocenske podlage Velenjske udorine 57 Preloma I. reda sta neotektonska smrekovški in šoštanjski prelom. Združita se zahodno od Belavskega vrha. Podaljšek proti zahodu je smrekovški prelom. Ta je subvertikalni reverzni prelom z vpadom blago proti jugu. Šoštanjski prelom je stopničasti prelom s povprečnim vpadom 75° proti severo-severovzhodu (slika 8). Približno na sredini udorine poteka jasna tektonska črta - velenjski prelom. Ob njem so triadne plasti v subvertikalnem in reverznem stiku z egerijsko sivico ter s plastmi smrekovške serije. Ob velenjskem prelomu je več raziskovalnih vrtin iz nekaj deset metrov triadnih plasti prišlo v egerijsko sivico, kar podkrepljuje misel o reverznosti tega preloma. Da je precej strm, pa sodimo po vrtinah severno od njega, ki kljub precejšnji globini v energijsko sivico niso prišle. Velenjski prelom v zgornjem pliocenu Velenjske udorine ni bil aktiven, ker nad njim zgornjepliocenske plasti niso tektonsko prizadete. Malenkostne tektonske motnje lahko interpretiramo kot relak- sacijske. Nepomembnost delovanja te cone v zgornjem pliocenu kaže tudi primerjava s šoštanjskim prelomom, ob katerem je celotni relativni skok globok več sto metrov. Velenjski prelom bi lahko v regionalnem pogledu enačili z ormoškim prelomom (Premru, 1976, 226 in 237). Vendar obstaja pomislek, saj je bil ormoški prelom po Premruju v zgornjem pliocenu še aktiven. Velenjski prelom se na vzhodu ob južnem pobočju Vinske gore združi oziroma je pretrgan z dobrniškim prelomom. Proti vzhodu ga lahko sledimo še do labotskega preloma, pri čemer je večkrat razkosan in neotektonsko presekan. Po splošnih regionalno-geoloških razmerah vzhodno od labotskega preloma (Zvezni geološki zavod, 1970) domnevamo, da so tudi tam morske egerijske plasti proti severu omejene z ločnico, ki spet poteka po ormoškem prelomu. Za predpliocensko tektonsko cono imamo tudi cono luskanja mladopaleozojskih lusk. Premru je na tem mestu prikazal ljutomerski prelom, za kar pa veljajo podobni pomisleki kot pri velenjskem prelomu. Ta cona je še bolj neizrazita in še bolj razkosana kot velenjski prelom. Prelom I. reda ob severnem robu Centralnih Karavank je Čofatijev prelom. Je reverzen in strm z vpadom 70°-85° proti jugozahodu. Ob taki predstavitvi izgubita pomen topolški in dobrniški prelom, zadnji le v svojem severozahodnem podaljšku. Zato ju imamo "za preloma II. reda. Prelomi II. reda so še številni drugi, ki jih ne imenujemo s krajevnimi imeni. Potekajo v smeri severozahod-jugovzhod in jugoza- hod-severovzhod. Ob nekaterih je prelomljena ali povita tudi velenjska premogovna plast. Imajo neotektonski značaj. Med dva taka preloma je vkleščeno tektonsko področje, imenovano južno krilo (slika 7). V njem opazujemo v premogu kot v prihri- binah tektonske skoke relativne višine več deset metrov. Prelomov tretjega reda je zelo veliko in so kratki, vendar pa pomembni za izkoriščanje premoga, tektonsko področje južnega krila je z njimi na gosto razkosano. Potekajo v vseh smereh, vendar so najpomembnejše dinarska severozahod-jugov- zhod, prečna nanjo severovzhod-jugozahod, ter smer šoštanjskega preloma zahodse- verozahod-vzhodjugovzhod. Povzeli bi, da je področje Velenjske udorine in okolice tako litološko kot tekton- sko zelo pestro. Najpomembnejši geološki pojav je periadriatski šiv in osrednje Karavanke. Te so sredi miocena že prodrle na površje in jih kasneje morje ni več zalilo. Orogenetske sile so jih vztrajno dvigovale, atmosferske sile pa erodirale. Kot posledica njihove erozije so najprej nastale ivniške plasti in kasneje zgornjepliocen- ski ter villafranckijski debelozrnati zasipi Velenjske udorine. Osrednje Karavanke so predstavljale tudi izvorni pas narivnih korenov, od koder so potovali narivi proti severu na Centralne Alpe, kjer imajo smer W-E, in proti jugu na Dinaride, kjer je 58 Aleksander Brezigar, Bojan Ogorelec, Lija Rijavec & Pero Mioč njihova smer NW-SE (Drovenik et al., 1980, 117). Severno od Osrednjih Karavank so torej kamnine velunjskega nariva narinjene proti severu, južno od njih pa Južne Karavanke proti jugu. Po Mioču (1978, 50) je namreč subtektonska enota paške sinklinale (Paški Kozjak, Ljubela, Vodemla) narinjena proti jugu na južno ležeče triadne plasti. Mogoče je opazovati narivne ploskve z nagibom teh ploskev približno proti severu, kjer so npr. karbonski kremenovi konglomerati narinjeni na spodnjetri- adne rdečkaste in rumenkaste glinaste skrilavce (ob cesti Titovo Velenje-Hrastovec). Večina narivanj v Južnih Karavankah se je dogajala pred odložitvijo litotamnijskih badenijskih apnencev (Buser, 1979a, 16), vendar so naše raziskave pokazale, da je narivanje in luskanje potekalo tudi kasneje, saj so pri Titovem Velenju badenijski litotamnijski apnenci ugotovljeni v egerijski sivici. V širšem pogledu je Velenjska udorina ugreznjena med smrekovškim in šoštanj- skim prelomom (sliki 7 in 8). Vendar velja ugotoviti, da se je ozemlje severno od smrekovškega preloma dvigovalo, južno od tega preloma pri dvigovanju zaostajalo, ozemlje na jugu ob šoštanjskem prelomu pa se je ugrezalo oziroma je pri splošnem orogenetskem dvigovanju zelo zaostajalo. Ugrezal se je torej predvsem del južno od velenjskega prelomo, v tem prispevku imenovan ožje področje Velenjske udorine. Kot kažejo raziskave premoga, se je še najbolj ugreznil prav južni del ožjega področja \^elenjske udorine tik ob šoštanjskem prelomu. Na nastanek udorine so torej najbolj vplivale Osrednje Karavanke s svojim dvigovanjem in šoštanjski prelom, ob katerem se je Šaleška dolina ugrezala oziroma pri orogenetskem dvigovanju relativno zelo zaostala. Geologie setting of the Pre-Pliocene basis of the Velenje depression and its surroundings Introduction The Velenje depression is situated in the central part of northern Slovenia. The discussed area includes a part of the Karavanke Mountains and the northeastern outliers of the Savinja (Kamnik) Alps, both encompassing the Šalek valley. The Pliocene beds of the Šalek valley harbor a thick seam of lignite which is being exploited in the Velenje colliery. Previous investigations Aleksander Brezigar About 150 years ago, the geologists began to investigate the Velenje area. It was Keferstein in 1829 (cf. Rolle, 1860, 8) who provided its first geologic description. The most known investigators until 1914 were Morlot (cf. Rolle, 1857,405), Rolle (1857 and 1860) and Teller (1898). Between 1914 and 1945, geological exploration stagnated. After 1945, the investigators concentrated mostly on partial lithostrati- graphic problems. In 1976 appeared the regional geologic map at 1 : 100,000 scale, sheet Slovenj Gradec, edited by Mioč and Žnidarčič. Explanations to the map were issued two years later (Mioč, 1978). Geologie setting of the Pre-Pliocene basis of the Velenje depression 59 Geologic description of the geoteetonic units Aleksander Brezigar and Pero Mioč Six tectonic units can be distinguished in the area (Figs. 1 and 2). They are as follows. The Podgorje-Vitanje tectonic depression is built up by the Helvetian Ivnik (Eibiswald) beds which consist of conglomerates, micaceous sandstones and marls (Fig. 3a). The Velunja overthrust is a part of the greater tectonic unit of the northern Karavanke Mountains. It consists of Silurian-Devonian strata represented mostly by dark green and violet phyllitic schists with intercalations of crinoid limestone. Violet and gray quartz sandstones of Permo-Triassic age can also be found in places (Fig. 3b). The central Karavanke Mountains, a constituent part of the Periadriatic line- ament, extend as an elongated belt from the neighboring Austria. Its northern part is composed of granite and the southern one of tonalité, with a narrow metamorphic layer in between. Granite is of Variscan age, whereas tonalité resulted from the Alpine Oligo-Miocene magmalism (Fig. 3c). The southern Karavanke Mountains are built up by young Paleozoic overthrusts, consisting mainly of quartz sandstones and conglomerates with intercalations of dark grey shales and lenses of limestone wiht fusulinids. Taking part in tectonic nappes are also white of pink crystalline limestones belonging to the Lower Permian. Near Hudi mlin occur erosional remnants of the red Trbiž (Tarvisio) breccia. The gratest part of this tectonic unit consists of Triassic rocks, among them of Scythian clastic and carbonate beds, the Anisian stratified and massive dolomite, and the Middle to Upper Triassic crystalline dolomite and limestone with intercalations of marly schists. In the southern Karavanke Mountains there are preserved, in places, the Middle Eocene fresh-water marls and sandstones with floral remains and inter- calations of coal. The Oligo-Miocene andésites are found in some tectonic zones near the Smrekovec fault. The Miocene and the Pliocene Villafranchian strata are typical for the Velenje depression proper (Fig. 4). The Velenje depression proper is situated between the Šoštanj fault and a near parallel tectonic line, the Velenje fault, this being an inverse tectonic contact of Triassic rocks with Oligo-Miocene beds. In the extension of the Velenje depression towards Dobrna near Vinska gora occurs the Oligocene (Rupelian) gray limestone with intercalations of conglomerates. Widespread in the area is the Oligo-Miocene (Egerian) sandy and marly clay, locally called »sivica« grey clay, as well as the Oligo- Miocene Smrekovec beds consisting of andésite, andésite tuff and tuffaceous clays and breccia. There are also the Lower Miocene (Burdigalian) sandy micaceous marls of Dobrna, and glauconitic sandstones with quartz grains of Govce. The Middle Miocene (Badenian) marine marl and sandy lithothamnian limestones follow upwards. The Pliocene and Villafranchian (Plio-Quaternary) beds with lignite are bound to the narrow center of the Velenje depression (Fig. 5). The Gorenje-Šoštanj block belongs to the outlier of the Savinja Alps. The oldest member is a gray and black Upper Permian limestone intercalated with gray and black shale. Lower, Middle and Middle to Upper Triassic rocks follow, which resemble the beds in the southern Karavanke Mountains. There are also the Oligo- Miocene Smrekovec beds and the marly clay called "sivica", both occurring also in the Velenje depression proper. The uppermost part of the sequence are Lower Miocene sandy micaceous marls with dacite, and beds of dacitic tuffs (Fig. 6). 60 Aleksander Brezigar, Bojan Ogorelec, Lija Rijavec & Pero Mioč Pre-Pliocene basis of the Velenje depression Morphologic description Aleksander Brezigar A number of boreholes penetrated the basis of the Velenje depression. The depression is about 11 km long and 4 km wide, its trough-like form elongated in the NW-SE direction. Morphologic characteristics are shown in Figure 7, and a cross- section, roughly across the middle of the depression, in Figure 8. The slopes of the southern Karavanke Mountains descend toward the center of the depression under variable angles. Its basis is here about 1,100 to 1,200 m deep, the southern limb rising evenly until it meets the prolongation of the Šoštanj fault. Further on, the rise is stepwise. The Pre-Pliocene basis can be separated into a northern part, consisting mostly of Triassic rocks, and a southern one, consisting of Oligo-Miocene and Miocene beds. The two parts are separated by the Velenje fault. Triassic rocks Bojan Ogorelec The Triassic rocks of the Velenje depression have been thoroughly investigated in drill cores from the Gabrke-Ležen district. The rocks have been studied from the lithological, paleontological and sedimentological point of view in order to reveal their environmental characteristics, and to enable the stratigraphie and the tectonic correlations between boreholes (Fig. 9 and pis. 1 and 2). The oldest rocks are of Scythian age. A gray dolomite prevails over limestone, both containing up to 10 per cent of detrital admixture of fine grained quartz and mica. There are intercalations of marly layers in the rocks. The pinkish and reddisch oolitic dolomite is the most characteristic lithological unit of the Scythian series, its colour occasioned by disseminated hematite. The Anisian beds are represented by dolomites only, mostly of biomicritic texture. Fine laminated stromatolitic layers are discernible in places, indicating a littoral environment of deposition. The Anisian age of the succession is proved by the foraminifer Meandrospira dinarica (determined by L. Šribar). The Middle and the Upper Triassic rocks are difficult to subdivide. The paleonto- logical data (foraminifers Involutina sp. and Triasina sp.) point to the Norian- Rhaetian stage (the »Haupt-Dolomit«). Represented are thick beds of gray sparry dolomite with frequent stromatolitic layers, and biomicritic dolomites with shrin- kage pores and solution cavities. Intervals of silty sandstone and slate might belong to the Carnian age, since they are lithologically comparable with the Carnian rocks of the Karavanke Mountains. The Triassic carbonate sequence in the basis of the Velenje depression was tectonically affected by numerous faults and overthrusts. The inverse position of beds would indicate a rather strong tectonic activity during, or preceding, the formation of the Velenje depression. Geologie setting of the Pre-Pliocene basis of the Velenje depression 61 Biostratigraphy of the Oligocene and Miocene beds Lija Rijavec The basis of the Velenje depression proper is formed by the Oligo-Miocene and Miocene beds, which are in turn overlain by Plio-Quaternary sediments. A new nomenclature, valid for the Paratethyan region, was applied in biostratigraphic analysis (Cicha et al., 1975b, a; Rögl, 1975; Steininger, 1975a,b; Stevano- vić, 1951). The oldest Tertiary beds belong henceforth to the Egerian, that is to the Aquita- nian and Chattian, the first evidenced by foraminifers, and the second devoid of them. The Eggenburgian beds (Lower Burdigalian) follow. They have been found near Črnova village east from Titovo Velenje, and in the borehole PT-14/74. A strati- graphic gap follows, since the Ottnangian and the Carpathian beds (Lower and Upper Helvetian) are missing. The sedimentation resumed in the Badenian (Torto- nian) which is evidenced by typical foraminiferal fauna found near Šalek and in borehole PT-14/74. Tectonics Aleksander Brezigar The Alpine and the Binarie tectonic directions interfere in the discussed area. The boundary between the Alpides and the Dinarides is the Periadriatic lineament. The boundary between the Savinja Alps and the Karavanke Mountains pases in the middle of the Šalek valley and corresponds to the Velenje fault. In this region faults of the 1^', 2""^ and 3'"'* order can be distinguished. Regarding the degree of tectonic affectedness of the Pliocene beds filling the Velenje depression, two Pre-Pliocene tectonic stages are evident (Fig. 1). The Smrekovec and the Šoštanj faults are order faults, the first a subvertical reverse fault dipping south, and the second a step fault dipping on the average 75° north-northeast(Fig. 8). Along the northern flank of the central Karavanke Mounta- ins there is the Cofatij fault, a high-angle reverse fault dipping southwest. There are two Pre-Pliocene tectonic zones of the first order: the reverse Velenje fault and the area of the Paleozoic overthrusts. The Topolšica and the Dobrna faults (Fig. 7) are ranked as faults of the 2"^* order. There are numerous other nameless faults belonging to this category, running in the NW-SE and SW-NE directions, all of them of neotectonic origin. Faults of the 3'^'^ order encompass a great number of faults of short extension and low significance. 62 Aleksander Brezigar, Bojan Ogorelec, Lija Rijavec & Pero Mioč Literatura Arsovski, M. 1976, Problemineotektonike SFR Jugoslavije. 8. jug. geol. kongres, 3, 21-36, Ljubljana. Berce, B. 1956, Pregled železnih nahajališč LR Slovenije. Prvi jug. geol. kongres, 235-259, Ljubljana. Brezigar, A. 1985/86, Premogova plast Rudnika lignita Velenje. Geologija, 28/29, 319-335, Ljubljana. Brezigar, A., Šercelj.A., Velkovrh,F., Vrhovšek,D.&Kosi,G. 1983a,Paleon- tološke raziskave pliokvartarne skladovnice Velenjske udorine. Geol. zbornik, 3, 31-33, Ljub- ljana. Brezigar, A., Mioč, P., Rijavec, L.& Ogorelec, B. 1983b, Geološka zgradba predpli- ocenske podlage Velenjske udorine in okolice. Geol. zbornik, 3, 17-20, Ljubljana. B u s e r, S. 1979a, Paleogeografski razvoj osrednjega dela vzhodne Slovenije pred odložitvijo neogenskih plasti. - IV god. znan. skup sek. prim, geol., geof. i geokem. znan. sav. za naftu JAZU. Zbornik radova, serija A, 7., 71-83, Zagreb. Buser, S. 1979b, Osnovna geološka karta SFRJ 1:100 000. Tolmač lista Celje. Zvezni geološki zavod Beograd, 1-72, Beograd. Buser, S. 1980, Osnovna geološka karta SFRJ 1:100 000. Tolmač lista Celovec (Klagen- furt). Zvezni geološki zavod Beograd, 1-62, Beograd. Cicha, L, Seneš, J.& Steininger, F. F. 1975a, Karpatian. Stratotypes Mediterr. Ne- ogene Stages. Comm. Mediterr. Neogene Stratigr., 2, 93-100, Bratislava. Cicha, L, Papp, A., Seneš, J. & Steininger, F. F. 1975b, Badenian. Stratotypes Mediterr. Neogene Stages. Comm. Mediterr. Neogene Stratigr., 2, 43-49, Bratislava. Cimerman, F. 1979, Oligocene beds in Slovenia. 16'*^ Europ. Micropal. Coll., 65-70, Ljubljana. Drovenik, M., Pleničar, M.& Drovenik, F. 1980, Nastanek rudišč v SR Sloveniji. Geologija, 23/Ì, 1-157, Ljubljana. Faninger, E. 1976, Karavanški tonalit. Geologija, 19, 153-210, Ljubljana. Faninger, E.& Štrucl, 1.1978, Plutonic emplacement in the Eastern Karavanke Alps. Geologija, 21/1, 81-87, Ljubljana. Grubič, A. 1980, Yugoslavia. An Outline of Geology of Yugoslavia. 26'^ Internat. Geol. Congr., Nat. Comm. Min. Res. Yug., 15, 5-49, Paris, Beograd. Hinterlechner-Ravnik, A.& Pleničar, M. 1967, Smrekovški andezit in njegov tuf. Geologija, 10, 219-237, Ljubljana. Hoernes, R. 1892, Die Kohlenablagerungen von Radelsdorf, Stranitzen und Lubnitzen- graben bei Rötschach und von St. Briz bei Wöllan in Untersteiermark. Mitt. nat.-wiss. Ver. Steiermark, 29, 275-295, Graz. Hoernes, R. 1903, Bau und Bild der Ebenen Österreichs. Bd. IV. Verlag von F. Tempsky, Verlag von G. Freytag, Wien, Leipzig. Iskra, M. 1969, Geološka starost rudnonosnih plasti v Puharju. Geologija, 12, 161-164, Ljubljana. Iskra, M. 1976, O pirešičkem vulkanizmu. Geologija, 19, 251-257, Ljubljana. Kollmann, K. 1965, Jungtertiär in Steierischen Becken. Mitt. Geol. Ges. 57/2, 479-632, Wien. Kuščer, D. 1967, Zagorski terciar. Geologija, 10, 5-85, Ljubljana. Mali, L., Pipuš,D.&Scher, A. 1975,100 let Rudnika lignita Velenje. REK, ob stoletnici TOZD RLV, Velenje. Mikuž, V. 1979, Srednjeeocenski moluski iz Lepene. Geologija, 22/2, 189-224, Ljubljana. Mioč, P. 1972, Geološki razvoj magmatizma v Vzhodnih Karavankah. VII. kongr. geol. SFRJ, 2, 223-232, Zagreb. Mioč, P. 1978, Tolmač za list Slovenj Gradec. Zvezni geološki zavod, 1-74, Beograd. Mioč, P. 1981, Tektonski odnosi savske navlake prema susjednim jedinicama u Sloveniji te njena veza sa širim jugoslovenskim područjem. Nafta, 32/11, 543-548, Zagreb. Mioč, P.& Ramovš, A. 1973, Erster Nachv^^eis des Unterdevons im Kozjak-Gebirge (Postruck), westlich von Maribor (Zentral-alpen). Bull. sei. Cons. Acad. Sci. YugosL, A, 18/1-9, 135-136, Zagreb. Mioč, P. & Žnidarčič, M. 1976, Osnovna geološka karta SFRJ, list Slovenj Gradec, 1:100 000. Zvezni geološki zavod, Beograd. Nosan, A. 1973, Terminalni in mineralni vrelci v Sloveniji. Geologija, 16, 5-81, Ljubljana. Geološka zgradba predpliocenske podlage Velenjske udorine 63 Pa mi Ć, J. 1975, Velike poprečne frakture (transformni rasjedi?) u unutarnjim Dinaridima. II. god. znan. skup sek. za prim, geol., geof. i geokem. znan. sav. za naftu JAZU. Zbornik radova, serija A., 5, 126-137, Zagreb. Pleničar, M. 1956, Razvoj pliocena v Sloveniji. Prvi jug. geol. kongr., 55-58, Ljubljana. Premru, U. 1976, Neotektonika vzhodne Slovenije. Geologija, 19, 211-249, Ljubljana. Rakovec, 1.1933, Vodnik po zbirkah narodnega muzeja v Ljubljani. Geološko-paleontolo- ški oddelek. Narodni muzej v Ljubljani, 119-185, Ljubljana. Rakovec, I. 1956, Pregled tektonske zgradbe Slovenije. Prvi jug. geol, kongr., 73-83, Ljubljana. Ramovš, A. 1960, Razvoj mlajših paleozojskih skladov v vitanjskem nizu. Geologija, 6, 170-234, Ljubljana. Riedl, E. 1887, Der Lignit des Schallthales. Oster. Zeitschr. Berg.-Hüttenw., 35, 12, 141-146, Wien. Rijavec, L.& Pleničar, M. 1976, Nove ugotovitve o neogenu Slovenije. 8. jug. geol. kongr., 2, 283-290, Ljubljana. Rögl, F. 1975, Ottnangian. Stratotypes Mediterr. Neogene Stages. Comm. Mediterr. Ne- ogene Stratigr., 2, 101-120, Bratislava. Rolle, F. 1857, Geologische Untersuchungen in der Gegend zwischen Weitenstein, Win- disch-Gratz, Cilli und Oberburg in Unter-Steiermark. Jb. Geol. R.-A., 8, 403-465, Wien. Rolle, F. 1860, Die Lignit Ablagerung des Beckens von Schönstein in Unter-Steiermark und ihre Fossilien. Nebst einem Anhange die Pflanzenreste der Lignit - Ablagerung von Schönstein von F. Unger. Sitzungsber. Akad. Wiss. Math.-naturw., KL, 41, 7-55, Wien. Si košek. B. 1958, Tektonski sklop jugoslovenskih južnih Alpa. Zbor. radova, Geol. inst. »Jovan Žujovič«, 10, 247-266, Beograd. Sikošek, B.1971, Tolmač geološke karte SFRJ, 1:500000. Zvezni geološki zavod, 1-33, Beograd. Stäche, G. 1874, Die Paläozoischen Gebiete der Ostalpen. Jb. Geol. R. A., 24, 135-274, tab. 1-8, Wien. S t e i n i n g e r, F. F. 1975a, Egerian. Stratotypes Mediterr. Neogene Stages. Comm. Mediterr. Neogene Stratigr., 2, 71-81, Bratislava. Steininger, F. F. 1975b, Eggenburgian. Stratotypes Mediterr. Neogene Stages. Comm. Mediterr. Neogene Stratigr., 2, 83-91, Bratislava. Steininger, F. F.& Rögl, F. 1979, The Paratethys History, A Contribution towards the Neogene Geodynamics of the Alpine Orogene (an Abstract). Ann. Geol. Pays Hellen., Tome hors Ser., 3, 1153-1165, Athens. Stevanović, P. M. 1951, Donji pliocen Srbije i susjednih oblasti. Pos. izd. Srp. akad. nauk, 1-292, Beograd. S t ude r, T. 1829, Ueber die Gebirgs-Verhältnisse am südöstlichen Rande der Alpen-Kette. Leonhard's Zeitschr. Min., 23/2, 730-778, Heidelberg. Stur, D. 1864, Bemerkungen über die Geologie von Unter-Steiermark. Jb. Geol. R. A., 14, 439-444, Wien. Stur, D. 1871, Geologie der Steiermark. Geogn.-mont. Verein. Steiermark, Graz. Škerlj, J. 1979, Kremenov konglomerat v Paki pri Velenju. Geologija, 22/2, 337-339, Ljubljana. Teller, F. 1898a, Erläuterungen zur Geologischen Karte Prassberg an der Sann., Geol. R. A., 1-170, Wien. Teller, F., 1898b, Geologische Spezialkarte. Blatt Prassberg an der Sann 1:75 000, Geol. R. A., Wien. Tollmann, A. 1977, Die Bruchtektonik Österreichs in Satellitenbild. N. Jb. Geol. Pal. Abb., 153/1, 1-27, Stuttgart. Zollikofer, T. 1861/1862, Die geologischen Verhältnisse des südöstlichen Theiles von Unter-Steiermark. Jb. Geol. R. A., Í2/3, 310-366, Wien. Zvezni geološki zavod, 1970, Geološka karta SFRJ. 1:500 000, Beograd. 64 Aleksander Brezigar, Bojan Ogorelec, Lija Rijavec & Pero Mioč Tabla 1 - Plate 1 SI. 1. Sparitni dolomit z ohranjeno prvotno oolitno strukturo. Skitijske plasti, vr- tina PT-21/81, 268 m, 15 X pov. Fig. 1. Sparry dolomite with preserved primary oolitic tex- ture. Scythian series, borehole PT-21/81, 268 m, 15 x SI. 2. Biopelmikritni dolomit s foraminifero Meandrospira pusilla. Skitijske plasti, vrtina РТ 21/81, 379 m; levo 15 x pov., desno detajl s foramini- fero 40x pov. Fig. 2. Biopelmicritic lime- stone with foraminifer Mean- drospira pusilla. Scythian se- ries, borehole РТ 21/81, 379 m. Left 15 X, right detail with foraminifer 40 x SI. 3. Sparitni dolomit s fora- minifero Glomospirella cf. ir- regularis. Anizične plasti, vr- tina P-7r/75, 540 m, 65 x pov. Fig. 3. Sparry dolomite with foraminifer Glomospirella cf. irregularis. Anisian stage, bo- rehole Р-7Г/75, 540 mm, 65 x Geološka zgradba predpliocenske podlage Velenjske udorine 65 Tabla 2 - Plate 2 SI. 1. Biomikritni dolomit z redkimi rekristaliziranimi fo- raminiferami. Zgornji ladini j- norij, vrtina PT-21/81, 330 m, 15X pov. Fig. 1. Biomicritic dolomite with some recrystallized fora- minifers. Upper Ladinian-No- rian stage, borehole PT-21/81, 330 m, 15x SI. 2. Biointramikritni dolomit z rekristaliziranimi foramini- ferami in izsušitvenimi po- rami. Zgornji karnij-norij, vr- tina PT-21/81, 347 m, 15 x pov. Fig. 2. Biointramicritic dolo- mite with recrystallized fora- minif ers and shrinkage pores. Upper Carnian-Norian stage, borehole PT-21/81, 347 m, 15 v SI. 3. Mikritni dolomit z nei- zrazito stromatolitno teksturo in izsušitvenimi porami (puš- čica kaže geopetalno teksturo z internim mikritom). Zgornja triada, vrtina PT-21/81, 371 m, 15 X pov. Fig. 3. Micritic dolomite with nonexpressive stromatolitic structure and shrinkage pores (arrow - geopetal structure with internal micrite). Upper Triassic, borehole PT-21/81, 371m, 15x 5 - Geologija 30 GEOLOGIJA 30, 67-82 (1987), Ljubljana UDK 551.761:56 (234.323.6) = 863 Razvoj karnijske stopnje v vzhodnem delu severnih Julijskih Alp Ausbildung der Karn-Stufe im östlichen Teil der nördlichen Julischen Alpen Anton Ramovš Katedra za geologijo in paleontologijo Univerze Edvarda Kardelja v Ljubljani, Aškerčeva 12, 61000 Ljubljana Kratka vsebina V vzhodnem delu severnih Julijskih Alp prevladuje v karnijski stopnji do okoli 500 m debeli, pretežno plastnati, deloma tudi grebenski razorski apnenec, ki je starostni ekvivalent tisovškega apnenca v zahodnih Karpatih in avstrijskih Sever- nih Alpah. Kurzfassung Im östlichen Teil der nördlichen Julischen Alpen überwiegt im Karn der bis etwa 500 m mächtiger meist gut gebankter Razor-Kalk, der durch verschiedene patch reefs unterbrochen wird. Der Razor-Kalk stellt ein Altersäquivalent des Tisovec-Kalkes dar. Uvod V letih od 1978 do 1986 sem na pobudo in s pomočjo Tehniškega muzeja Železarne Jesenice in Železarne Jesenice, s pomočjo Republiške raziskovalne skupnosti in Kulturne skupnosti občine Jesenice opravil biostratigrafske raziskave v severnih Julijskih Alpah. V prejšnjih letih so bile že obdelane karbonske in permijske plasti in njihova favna ter flora pa tudi večina triasnih biostratigrafskih členov. Ugotovitve so bile večinoma tudi že objavljene v domačih in tujih geoloških revijah, ena razprava pa je še v tisku. Temeljita raziskovanja in pomembne ugotovitve so bistveno spremenile poznava- nje biostratigrafskega razvoja Julijskih Alp in dale pomemben prispevek k popolnej- šemu poznavanju mlajšepaleozojske in triasne biostratigrafije v alpskem prostoru sploh. Ostalo pa je še nekaj nerešenih problemov, ki so jih nakazale šele nove biostratigrafske ugotovitve. Enemu od njih je posvečena ta razprava. 68 Anton Ramovš Vsem zgoraj imenovanim, ki so mi omogočili obsežne terenske in kabinetne razi- skave, se toplo zahvaljujem. Korale, spongije in spongiomorfe je obdelala dr. Dragica Turnšek - tudi njej lepa hvala. Problematika Po ugotovitvi zgornjekarnijskih ploščastih in plastnatih apnencev z amoniti hallstattskega tipa na majhni polici okoli 90 m pod vrhom Razorja (2601 m) {Disco- tropites plinii oziroma Gonionotites italiens podcona, Ramovš, 1986) je postalo jasno, da ne morejo biti konkordantno pod vrhnjim tuvalom ležeči skladnati apnenci norijski dachsteinski apnenec, kamor smo jih doslej uvrščali (Petersova rokopisna geološka karta lista Bovec; G or t a ni et al, 1954; Ramovš, 1983, 326). Ti apnenci morajo biti starejši, čeprav imajo na zunaj značilnosti dachsteinskega apnenca in glede na položaj so lahko samo karnijske starosti. Da bi rešil ta problem, sem podrobno raziskal stratigrafske razmere med Pogačnikovim domom, Razorjem in Planjo. Nadalje sem preiskal še stratigrafske razmere na zahodnem pobočju Požgane Mlinarice in na zahodnem vznožju Macesnovca. Raziskave so prinesle naslednje ugotovitve. Biostratigrafski razvoj V visokogorskem svetu z nedostopnimi stenami so bile v glavnem mogoče razi- skave le ob turistični poti, ki pelje od Pogačnikovega doma proti prevalu med Razorjem in Planjo in nato naprej proti vrhu Razorja (si. 1). V tem profilu pa se zrcali celoten razvoj od najstarejših odkritih karnijskih plasti do zgornjekarnijskega amo- nitnega horizonta; njegova debelina znaša okoli 500 m. Ker ležijo na celotnem Razorju in Planji skladi zelo položno in so v enostavnem tektonskem položaju, je bilo mogoče slediti razvoj skladnatega in vmesnega grebenskega apnenca od spodnjega do vrhnjega dela skladovnice. Spodnja meja ni jasna in ni paleontološke dokumenti- rana. Razmere na terenu kažejo, da prelom loči karnijski masiv Razorja in Planje z okolico od norijsko/retijske skladovnice dachsteinskega apnenca Kriškega roba. Križa, Dovškega Gamsovca in ozemlja vzhodno od tam. Prelom poteka od bližine Pogačnikovega doma čez Kriške pode proti severu skozi meliščno zajedo vzhodno od Turna in Malega Razorja v Krnico. Ob njem je bil dvignjen zahodni, karnijski del. V skladovnici karnijskega apnenca prevladuje debeloskladnati svetlo sivi do rjavkasti mikritni apnenec, ki pogostokrat prehaja v trombolitni, onkolitni in psev- doonkolitni apnenec. Skladnati apnenec v spodnjem in srednjem delu deloma pre- haja v grebenski biolititni apnenec in ima v zajedi med Razorjem, njegovim podalj- škom proti jugu v Vrh žlebičev ter Planjo največji obseg (si. 2, 3 in 4). Grebenski razvoj je tudi dosti zanimivejši kot enolični skladnati apnenec. Slabo skladnati in pretežno mikritni apnenec že v spodnjem delu prehaja v bioli- tit, ki je lepo razgaljen na strmem skalnem pobočju, čez katerega pelje pot od Pogačnikovega doma proti Razorju. Tam je pot zavarovana s klini in vrvmi. Greben- ski apnenec sestoji iz manjših »patch« grebenov, v katerih so deloma tesno drug ob drugem stoječi koraliti, obraščeni s spongiostromatnimi skorjami. Posebno v višini 2060 m je v nekaj metrov dolgem in okoli meter debelem grebenu pravi koralni »patch« greben z vrsto Margarosmilia sp. (tab. 1, si. 1). Drugje so med koralami tudi SI. 1. Položajna skica razorskega apnenca v severnih Julijskih Alpah Abb. 1. Lage des Razor-Kalkes in den nördlichen Julischen Alpen Sl. 2. Razor z razorskim karnijskim apnencem v spodnjem delu (2 + 3 Т^з), vrhnjim tuvalom (anatropitno področje) v srednjem, nekaj metrov debelem pasu (ЗТ^з) in spodnjenorijskim, pretežno grebenskim apnencem na vrhu (Т^з). Foto A. Ramovš Abb. 2. Der Razor-Berg mit dem karnischen Razor-Kalk im unteren Teil (2 + 3 Т^з), dem obersten Tuval (Anairopiies-Bereich) im mittleren, einige Meter mächtigem Abschnitt (ЗТ^з) und dem unter-norischen überwiegend massigen Riffkalk auf dem Gipfel (Т^з). Foto A. Ramovš 70 Anton Ramovš SI. 3. Južnovzhodno nadaljevanje Razorja z enakimi stratigrafskimi členi kot na sl. 2. Foto A. Ramovš Abb. 3. Südöstliche Fortsetzung des Razor-Berges mit denselben stratigraphischen Schichtglie- dem wie Abb. 2. Foto A. Ramovš spongije, med njimi vrsta Ceotinella mirunae Pantić. Korale in spongije so obraščene s spongiostromatnimi skorjastimi tvorbami. Med grebeni je bioklastični detritični apnenec, v katerem so deloma tesno naloženi drobci koral, spongij in apnenčevih alg. Različno veliki drobci so deloma obdani s skorjastimi biogenimi tvorbami. Slabo ohranjene dazikladaceje morda pripadajo rodu Andrusoporella {Andrusoporella ? fu- sani Bystricky). V pismu mi sporoča dr. B. Sokač, da splošni pregled materiala z algami kaže na karnij. Celotni videz materiala se zdi B. Sokaču zelo blizu materialu Bystrickega, ki ga je uvrstil v obdobje zgornji jul/tuval. Za pregled alginega materi- ala in za mnenje se kolegi B. Sokaču toplo zahvaljujem. V bioklastičnem apnencu so tudi hišice polžev, ki so v nekaterih delih apnenca kar pogostne. Planinska pot se s skalnega pobočja spusti na melišče, nad njim pa se spet pokaže na površje grebenski apnenec. Ob poti je razkrit manjši »patch« greben, ki ga sestavljajo pretežno korale retiofilijskega tipa, spremljajo pa jih spongije, med njimi tudi TThaumastocoelia cassiana Steinmann, apnenčeve alge in ramenonožci. Fosilni ostanki imajo slabo ohranjeno strukturo in niso podrobneje določljivi. Navzgor ob poti se nato kar vrste manjši grebeni, ki pa jih večji del zakriva melišče. V višini 2180 m je koralno-spongijski »patch« greben, sestoječ iz vejnatih koral, nečlenkastih spongij [IThaumastocoelia cassiana), debelolupinastih polžev in ostankov iglokožcev. Malo nad tem grebenom je majhen »patch« greben z zelo lepo koralno gručo retiofilijskega tipa, vendar iz nje ni bilo mogoče dobiti primerkov. Ob robu koralnega Razvoj karnijske stopnje v vzhodnem delu severnih Julijskih Alp 71 SI. 4. Skica Razorja in Planje s karnijskim skladnatim razorskim apnencem (a), grebenskim razorskim apnencem (b) in melišči (c). Nad razorskim apnencem ležita konkordantno vrhnjetu- valski apnenec (anatropitno področje) in spodnjenorijski apnenec Abb. 4. Skizze des Razor- und der Flanja-Berges mit gut gebanktem karnischen Razor-Kalk (a) und dem Razor-Riffkalk (b); der Gehängeschutt ist mit c dergestellt. Oberhalb des Razor- Kalkes folgen noch das oberste Tuval (Anairopiies-Bereich) und der unternorische Kalk grebena so močno obraščeni prekristaljeni fosilni ostanki, verjetno spongije, med primarnimi grebenotvornimi organizmi pa leži drobnozrnati bioklastični detritogeni apnenec s posamičnimi foraminif erami {Trochammina sp.) in problematičnimi orga- nizmi. V posameznih delih grebena je tudi tu kamnotvorna IThaumastocoelia cassi- ana. Podoben razvoj se pojavlja tudi naprej ob poti navzgor. V višini okoli 2220 m so v trombolitni mikrofaciji tudi dazikladaceje. B. Sokač meni, da je vmes mogoče tudi vrsta iz rodu Andrusoporella. Apnenčevo blato deloma povezujejo številne spongio- stromatne skorjaste tvorbe. Med spongijami je tudi vrsta Ceotinella mirunae (tab. 1, sl. 2) in Uvanella sp. (tab. 2, sl. 1). Spongijski inozoji zapolnjujejo v posameznih delih grebena do okoli 60 % njegove mase. Tudi tu je deloma kamnotvorna IThaumastoco- elia cassiana. Pojavljajo se še značilne velike kroglaste cevaste oblike z nejasno oblikovanimi ozkimi obodi nepravilnih oblik. V obodih ni koncentrirčnih spongio- stromatnih ali onkoidnih oblik. Nekoliko više (2230 m) sestavlja »patch« greben Cylicopsis sp. (tab. 2, sl. 2), ki je na debelo obraščen s ? hetetidnimi skorjami, med njimi pa so tudi sesilne foramini- fere. Med koraliti vežejo spongiostromatne skorje apnenčevo blato in organogeni 72 Anton Ramovš detritus in so pomemben sekundarni tvorec grebenov, ali pa sami brez koral ustvar- jajo posamezne dele grebenov. Tudi tu je značilna trombolitna mikrofacija; razme- roma veliki tromboliti leže nepravilno v drobnozrnati detritogeni osnovi, med njimi pa so tudi velike cevaste tvorbe z nepravilnimi črnimi gostimi ovoji. Vmes se pojavlja tudi Pycnoporidium sp. Pogostne so nadalje spongiostromatne skorje tipa B (po Wurmu, 1982, 221-222), na njih pa sesilne foraminifere in problematični organizmi. V višini okoli 2250 m je značilen cidarisni apnenec s številnimi kijastimi bodicami rodu Cidaris. Ob njem so posamične debele korale, ki jih v širokih pasovih ovijajo spongiostromatne skorje. Tam sestavljajo majhen »patch« greben prevladujoče ap- nenčeve nečlenkaste spongije prav tako obdane s spongiostromatnimi skorjami. Spongije so tu zelo podobne rodu Balatonia in morda mu tudi res pripadajo. V višini 2310m je koralni biolitit z vrstama Elyastraea sp. in Margarosmilia sp.; koralite obdajajo spongiostromatne skorje. Nekoliko više je razgaljen koralni biolitit z novo vrsto rodu Retiophyllia, ki je na debelo obdana s spongiostromatnimi skor- jami. Korale spremljajo kalcispongije in solenoporaceje. Malo pod prevalom med Razorom in Planjo zgine koralni biolitit in na prevalu je plastnati svetlo sivi apnenec. Apnenec je deloma mikriten, deloma tromboliten s posamičnimi dazikladacejami in solenoporacejami. Trombolite običajno obraščajo onkoidni ovoji. V trombolitnem apnencu je večkrat struktura ptičjega očesa. Nad prevalom med Razorom in Planjo prevladuje ob poti po južni strani na Razor debeloskladnati apnenec z meter pa tudi več kot meter debelimi skladi, med katerimi se večkrat pojavljajo tanjše plasti. Apnenec je večinoma mikriten, deloma pa se medenj vključujejo neenakomerno debeli pasovi in nepravilne leče ali samo nepra- vilni vključki onkolitnega in trombolitnega apnenca (tab. 3, si. 2). Onkoidi so različno veliki v posameznih pasovih in lečah, posebno veliki pa so malo nad potjo še v bližini prevala in tam se od njih luščijo posamezni ovoji. Onkoidni apnenec je skupaj z mikritnim apnencem tudi v debelem skladu nad meliščem, kjer steza pripelje k steni in se nato po ozkem kuloarju in melišču vzpenja strmo navzgor. Med onkoidi so tu in tam posamične hišice debelolupinastih polžev. Precej jih je v metrskem skladu okoli 2430 m visoko. V debelih skladih marsikje opazujemo prehode v biohermske tvorbe, v spodnjem delu vzhodnega Razorjevega ostenja pa celo prevladuje masivni apnenec. Približno 2430 m visoko se vriva med sivi skladnati apnenec okoli 10 m debela skladovnica rjavkasto rožnatega ploščastega mikritnega apnenca, sedimenta neko- liko globljega morja. V vzorcu iz spodnjega dela so bili najdeni konodonti vrste Neogondolella polygnathiformis Budurov & Štefanov, ribje luske rodu Nurella, ribji zobci, spikule spongij, v vzorcu iz zgornjega dela pa konodont Epigondolella nodosa, ribji zobčki, redki holoturijski skleriti in ostanki lebdečih krinoidov. Značilno je, da v nobenem od teh vzorcev ni bilo kamenih jeder foraminifer, ki so izredno številne v vrhnjetuvalskih ploščastih mikritnih apnencih pod vrhom Razorja. Konodontni vrsti v zgornjem delu razorske apnenčeve skladovnice dokazujeta že zgornji del karnijske stopnje, in sicer že mlajši tuval. Do vrha skladovnice je nato svetlo sivi, deloma skoraj beli skladnati apnenec, deloma mikriten, deloma onkoliten. V najvišjem skladu svetlo sivega mikritnega apnenca niso bili najdeni nobeni konodontni elementi. Konkordantno nad tem vrhnjim skladom svetlo sivega apnenca leži okoli osem metrov ploščastega temno sivega in rjavkastega vrhnjetuvalskega apnenca hallstatt- ske amonitne facije, ki zaključuje karnijski razvoj v tem delu Julijskih Alp (Ra- movš, 1986, 134-135). Razvoj karnijske stopnje v vzhodnem delu severnih Julijskih Alp 73 Med skladnatim karnijskim apnencem je na območju Razorja najzanimivejši onkolitni in trombolitni facialni razvoj. Najbolj podrobno ju je mogoče opazovati nad potjo malo naprej od prevala med Razorjem in Planjo v smeri na Razor. Tam se menjava v 1,5 m debelem skladu osem onkolitnih pasov, ki so debeli po okoli pet centimetrov; v drugih skladih tam okoli pa so onkolitni pasovi in leče debeli po 10 do 15 cm. Niti na spodnji niti na zgornji meji onkolitnih pasov in leč pa ni ostrega prehoda med mikritnim apnencem in onkolitom oziroma trombolitom. Nikjer tudi ni bil ugotovljen onkolit ali trombolit v celem skladu. Z Razorja in Planje (razen vrhov, ki sta iz grebenskega norijskega dachsteinskega apnenca) se razorski apnenec nadaljuje proti zahodu, proti Mlinarici, kjer je tudi precej grebenskega apnenca. V razu zahodno od Turna so v višini 2200 m v »patch« grebenu grebenotvorne vejnate korale, obraščene s spongiostromatnimi skorjami. Med svetlo sivim mikritnim apnencem se tudi tamkaj pojavlja onkolit. V zahodnem ostenju Planje je pod ploščastim in skladnatim rjavkastim zgornjetuvalskim apnen- cem nekaj skladnatega tuvalskega apnenca, pod njim pa takoj tuvalski in julski grebenski apnenec; slednji prehaja navzdol - najbrž neprekinjeno - v grebenski cordevolski apnenec. Iz navpičnih sten pa mi za to podmeno ni bilo mogoče dobiti tudi paleontoloških dokazov. Biološke značilnosti razorskega apnenca in razlike med cordevolskim in dachsteinskim apnencem V razorskem grebenskem apnencu pripadajo primarni grebenotvorni organizmi pretežno vejnatim koralam tekozmilijskega tipa in večina tamkajšnjih »patch« gre- benov je koralnih. Večinoma vsepovsod so koraliti močno obraščeni s spongiostro- matnimi skorjami, ki so drugotni grebenotvorni organizmi. Glede na prevladujoče korale v grebenskem razorskem apnencu je le-ta zelo podoben spodnjekarnijskemu cordevolskemu apnencu v severnih Julijskih Alpah (Ramovš & Turnšek, 1984). Ugotovljene korale v razorskem apnencu se razlikujejo od koral v cordevolskem grebenskem apnencu severnih Julijskih Alp kakor tudi od koral v norijskem greben- skem dachsteinskem apnencu, čeprav obstajajo neke filogenetske zveze, ki pa jih bo treba šele natančno sistematično preučiti. Med spongijami ni več značilne vrste Balatonia kochi Vinassa de Regny, ki je zelo pogostna v cordevolskem apnencu in deloma tam celo kamnotvorna. Prav tako med spongijami ni več vrste Follicatena cautica Ott, zelo redka je Dictyocoelia manon manon (Münster), pač pa so v razorskem apnencu pogostne druge nečlenkaste spongije, ki deloma same sestavljajo skupaj s spongiostromatnimi skorjami spongij- ske »buildups«. Spongiostromatne skorjaste tvorbe so bistveni sekundarni grebenotvorci, v glav- nem precej pogostnejši kot so v norijskem grebenskem dachsteinskem apnencu. Nikjer v razorskem apnencu ni bil najden Cheilosporites tirolensis Wähner, ki se pojavlja v spodnjenorijskem grebenu na Rušnati Mlinarici, v Kotu, na Begunjščici, v Bohinjski Bistrici, na Jelovici in zagotovo še drugod. Nikjer ni bil ugotovljen apnenec mirnejšega dela platforme s kamnotvorno mono- kulturno vrsto Diplopora annulata Schafhautl, ki je zelo pogostna in velikokrat kamnotvorna v spodnjem karniju (cordevolski dobi) v severnih Julijskih Alpah (Rjavina, Mežakla, Črna gora in drugje). V julsko-tuvalskem apnencu Razorja in okolice pa so slabo ohranjene dazikladaceje, ki morda pripadajo rodu Andrusopo- 74 Anton Ramovš relia; splošni pregled materiala z dazikladacejami in primerjava z materialom J. Bystrickega kažeta na zgornji jul/tuval (pismeno sporočilo B. Sokača). V razorskem apnencu je značilen cidarisni apnenec, ki ga ni nikjer v cordevolskem in norijskem grebenskem apnencu. Tubiphytes je tu izredno redek, medtem ko je zelo pogosten in deloma celo kamnotvoren v grebenskem cordevolskem apnencu. V skladnatem razorskem apnencu manjkajo stromatoliti, ki so zelo značilni v skladnatem dachsteinskem apnencu. Iz stromatolita so deloma večmetrski skladi, na primer v Triglavski severni steni, ali pa se stromatolit menjava z mikritnim apnencem oziroma z apnenčevim oolitom. Značilno je tudi, da nikjer v razorskem apnencu ni megalodontidnih školjk, ki so številne v skladnatem dachsteinskem apnencu, na primer severno od Križa (2409 m), to je vzhodno od Razorja. Stratigrafski in biološki razvoj med Pogačnikovim domom, Razorjem in Planjo ter soseščino dokazujeta svojevrstni razvoj julske in tuvalske podstopnje nad cordevol- skim grebenskim apnencem. V okoli 500 m debeli skladovnici prevladuje plastnati mikritni, onkolitni in trombolitni apnenec, ki ga predvsem v spodnjem in srednjem delu vedno znova prekinjajo grebenske tvorbe: večji in manjši koralni, spongijski in koralno spongijski »patch« grebeni s pomembnimi spongiostromatnimi skorjastimi tvorbami kot sekundarnimi tvorci grebenov. Takšen razvoj doslej v Sloveniji še ni bil znan in se bistveno loči od rabeljskega razvoja v okolici Rablja, tamarskega razvoja v Tamarju in drugje v jugoslovanskem delu zahodnih Julijskih Alp, od zahodnokara- vanškega razvoja ter od razvoja v okolici Idrije. Zato za ta formacijski oziroma facialni razvoj uvajam nov pojem razorski apnenec. Primerjava razorskega apnenca s tisovškim apnencem Julijskemu razvoju je v grebenskem apnencu zelo podoben razvoj v zahodnih Karpatih s koralami, školjkami in evinospongijami, ki ga je Kollárová-Andru- sovová poimenovala po mestu Tisovec tisovški apnenec (1960, 106). To je karnijski grebenski apnenec. Lein in Zapfe (1971, 136) sta ugotovila karnijski tisovški apnenec v Mürztaler- skih Alpah in predstavila tamkajšnji razvoj. Tamkaj ni značilnih koralnih grebenov Julijskih Alp, pač pa razvoj karakterizirajo cidarisni apnenci, lumakelni horizont in onkoidne pole (ibid. Abb. 2). Düllo s sodelavci (1987, 528-530) pišejo o facialnih tipih tisovškega apnenca (biolititna, predgrebenska in lagunska facija) v Severnih apneniških Alpah. V bioli- titu je značilna množica grebenotvorcev in biogenih »Anlagerungsgefügen«, pelspa- ritni in v zaščitenih področjih pelmikritni sediment s facialno diagnostičnimi mikro- problematikami. Med grebenotvorci tam prevladujejo morske gobe (Sphictozoa), nato apnenčeve alge in tubifiti. Hidrozoji, korale in briozoji so tam zelo redki, prav tako je zelo malo foraminifer. Filamentne alge pa so veliko prispevale k stabilizaciji grebenskega ogrodja kot epifiti na morskih gobah. Tubifiti so tam celo kamnotvorni. Radiomura cantica in Ladinella porata sta značilni za tamkajšnji razvoj. Dosedaj ugotovljeni razvoji karnijskega tisovškega apnenca se ne skladajo pov- sem z razvojem v Julijskih Alpah, zato je upravičen nov stratigrafski pojem razorski apnenec za svojstveno razviti karnijski razvoj v vzhodnih Julijskih Alpah, ki pa je starostni ekvivalent tisovškega apnenca. Razvoj karnijske stopnje v vzhodnem delu severnih Julijskih Alp 75 Problematika v zvezi z razorskim apnencem Ugotovitev razorskega apnenca v okolici Razorja in Planje odpira problem, koliko je pravzaprav v osrednjih Julijskih Alpah pravega norijskega dachsteinskega ap- nenca in koliko je karnijskega razorskega apnenca. Nove ugotovitve tudi kažejo, da se je v osrednjih Julijskih Alpah, to je vzhodno od mojstrovške dislokacije karbo- natna sedimentacija nadaljevala od začetka cordevolske dobe neprekinjeno skozi vso karnijsko in še naprej v norijsko dobo. Rast grebenov se je iz cordevolske dobe s krajšimi in daljšimi prekinitvami nadaljevala skoraj do kraja karnijske dobe, ko jo je prekinila globljemorska sedimentacija cefalopodnih apnencev hallstattskega raz- voja. Grebenska sedimentacija spodnjega norija se je nadaljevala kmalu po koncu karnijske dobe. Nova dognanja načenjajo tudi vprašanje razvoja in starosti debele apnenčeve mase, predvsem neskladnatih apnencev v Kamniških in Savinjskih Alpah. Na novi geološki karti lista Ljubljana v merilu 1:100 000 (Premru, 1983) in na novi geološki karti lista Ravne na Koroškem v merilu 1:100000 (Mioč, Žnidarčič & Jerše, 1982) so vsi tamkajšnji apnenci označeni le kot srednje- in zgornjetriasni apnenci. Stratigrafske razmere na zahodnem pobočju Požgane Mlinarice V karnijskem delu na zahodnem pobočju Požgane Mlinarice prevladuje debelos- kladnat belkast, deloma gost mikritni apnenec, med katerega se vrivajo neravni pasovi apnenčevega onkolita. Meje med onkolitom in mikritnim apnencem niso nikjer ravne. Onkoidi dosežejo velikost enega centimetra, med njimi pa so v kamnini tudi posamični polži. Značaj skladnatega apnenca je prav takšen kot na Razorju. V tem profilu pa ni opaziti manjših ali večjih »patch« grebenov, kar kaže, da so se takratni sedimentacijski pogoji lateralno spreminjali že na manjše razdalje. Stratigrafske razmere na zahodnem pobočju Macesnovca Razločne stratigrafske razmere v zgornjem delu tuvalske podstopnje kaže profil po razu od zasutega Jozelnovega rovta v zahodno pobočje Macesnovca. V višini 1160 m se tamkaj konča plastnati julski in verjetno še spodnjetuvalski dolomit, na katerem leži konkordantno skladnati apnenec razorskega tipa. Menjavajo se skladi, debeli čez dva metra, s plastmi, debelimi do 30 do 50 cm. Med mikritnim apnencem se pojavljajo tudi nepravilni vložki onkolitnega apnenca. V apnencu se ponekod pojav- ljajo ostanki iglokožcev. Tudi v tem razvoju ni sledov grebenskega apnenca. Razorski apnenec doseže v tem profilu debelino okoli 140 m. Tudi tu leži nad njim vrhnjetuval- ski rjavkasti mikritni apnenec, ki mu navzgor sledi najprej okoli 10 skladnatega norijskega dachsteinskega apnenca, nato pa grebenski dachsteinski apnenec. Stratigrafske razmere v Kotu kažejo v tuvalski dobi podoben razvoj kot na Razorju v zgornjem delu skladovnice, le da je debelina apnenca pod Macesnovcem precej manjša. Nad Kotom manjkajo grebenski apnenci. Ugotovitve dokazujejo precejšnje spreminjanje morskega dna na karbonatni platformi. 76 Anton Ramovš Ausbildung der Karn-Stufe im östlichen Teil der nördlichen Julischen Alpen Zusammenfassung Im Gebiet des Razor-Berges (2601m), des Planja-Berges (2247 m), der Mlinarice und des Macesnovec-Berges (1927 m) setzte sich die Unterkam (Cordevol) Karbonat- Sedimentation ununterbrochen durch das ganze Karn hindurch ab und stellt eine besondere Ausbildung dar. In der bis etwa 500 m mächtigen Abfolge überwiegen dick gebankte Mikrit-, Onkolit- und Thrombolit- Kalke, die besonders im unteren und mittleren Abschnitt durch grössere und kleinere Korallen, Spongien- und Korallen Spongien-patch reefs unterbrochen werden. Weiterhin sind auch Cidaris-Kalke charakteristisch. Als sekundäre Riffbildner sind besonders Spongiostromata-Kru- sten bezeichnend. Diese Ausbildung wurde von den überlagernden Cephalopoden- reichen gut gebankten Kalken der Hallstätterfazies in höchsten Tuval unterbrochen. Diese Ausbildung der Karn-Stufe (ohne des tiefsten Jul / = Cordevolkalkes und ohne des höchsten Tuvals / = oberer Aлaíropiies-Bereich) wird vom Verfasser als Razor-Ausbildung bzw. Razor-Kalk bezeichnet. Der Razor-Kalk stellt ein Altersä- quivalent des Tisovec-Kalkes in den Westkarpaten und in den österreichischen Nordalpen dar, jedoch bestehen zwischen beiden litostratigraphischen Einheiten beträchtliche Unterschiede in der lithologischen Ausbildung und dem Fossilinhalt. Tabla 1 - Tafel 1 1 Koralno-spongiostromatno biolititna faci j a z združbo Margarosmilia sp. Koralite obdajajo spongiostromatne skorje. »Patch« greben na poti med Pogačnikovim domom in Razorjem v višini 2060 m. Karnij; x 3 Korallen-Spongiostromate-Biolithit-Fazies mit Margarosmilia sp. Vergesellschaftung. Die Ко- ralliten sind von Spongiostromate-Krusten umgeben. Patch reef auf dem Weg von der Pogač- nik-Alpenhütte bis zum Razor-Berg in Höhe 2060 m. Karn; x 3 2 Spongijsko-spongiostromatna biolititna facija s spongijo Ceotinella mirunae Pantić (desno spodaj). »Patch« greben na poti med Pogačnikovim domom in Razorjem v višini 2220 m. Karnij; X 6 Kalkschwämme-Spongiostromate-Biolithit-Fazies. Rechts unten: Ceotinella mirunae Pantić. Patch reef auf dem Weg von der Pogacnik-Alpenhütte bis zum Razor in Höhe 2220 m. Karn; x 6 Ausbildung der Karn-Stufe im östlichen Teil der nördlichen Julischen Alpen 77 78 Anton Ramovš Tabla 2 - Tafel 2 1 Spongijsko-spongiostromatna biolititna facija s spongijo Uvanella sp. (levo). Isti »patch« greben kot na tabli 1, si. 1; x 6 Kalkschwämme-Spongiostromate-Biolithit-Fazies mit dem Kalkschwamm Uvanella sp. (links im Bild). Dasselbe patch reef wie Taf. 1, Fig. 1; x 6 2 Cyijcopsis-?hetetidno-spongiostromatna biolititna facija. »Patch« greben na isti poti v višini 2230 m. Karnij; x 3 Cyiicopsjs-?Hetetidae-Spongiostromate-Biolithit-Fazies. Patch reef auf demselben Weg wie Taf. 1, die Höhe 2230 m. Karn; x 3 Razvoj karnijske stopnje v vzhodnem delu severnih Julijskih Alp 79 80 Anton Ramovš Tabla 3 - Tafel 3 1 Koralno-spongiostromatna biolititna mikrofacija z združbo Myriophyllum sp. Koralite obda- jajo debele spongiostromatne skorje. Manjši »patch« greben na isti poti kot tab. 1 v višini 2250 m. Karnij; x 3 Korallen-Spongiostromate-Biolithit-Mikrofazies mit Myriophyllum sp. Vergesellschaftung. Ein kleines patch reef auf demselben Weg wie Taf. 1, Höhe 2250 m. Karn; x 3 2 Trombolitno-algina facija s posamičnimi dazikladacejami in solenoporacejami. Debelosklad- nati apnenec na prevalu med Razorjem in Planjo. Karnij; x 6 Thrombolit-Kalkalgen-Fazies mit vereinzelten Dasycladaceen und Solenoporaceen. Dick ge- bankter Kalk auf dem Sattel zwischen den Bergen Razor und Planja. Karn; x 6 Vse fotografije zbruskov je napravil M. Grm. Sämtliche Dünnschliffphotos sind von M. Grm ausgearbeitet worden Korale in spongije je določila dr. Dragica Turnšek Die Korallen und Spongien sind von Frau dr. Dragica Turnšek bestimmt worden Razvoj karnijske stopnje v vzhodnem delu severnih Julijskih Alp 81 6 - Geologija 30 82 Anton Ramovš Literatura Düllo, W.Chr. Flügel, E., Lein, R., Reidel, P. & Senowbari-Daryan, B. 1987, Algen, Kalkschwämme und Mikroproblematika aus unterkarnischen Riffkalken des Bosruck- Gipfels (Nördhche Kalkalpen, Oesterreich). - Jb. Geol. Bundesanst. 129, 525-543, Wien. Gortani, M., Selli, R. & Colbertaldo, D. 1954, Carta geologica della Tre Venezia. Foglio 16 Tarvisio. Scale 1:100 000. Ufficio Idrograf. Magistr. Acque di Venezia, Firenze. Kollárová-Andrusovová, V. 1960, Récentes trouvailles d'ammonoidés dans le Trias des Karpates occidentales. - Geol. Sbor. Slov. akad. vied Ji, 105-110, Bratislava. Lein, R. & Zapfe, H. 1971, Ein karnischer Dachsteinkalk mit Pachyodonten in den Mürztaler Alpen, Steiermark. - Anz. Oesterr. Akad. Wiss., math, naturwiss. Kl. 108, 133-139, Wien. Mioč, P., Žnidarčič, M. & Jerše, Z. 1983, Osnovna geološka karta SFRJ, Ravne na Koroškem, 1:100 000. Zvezni geološki zavod, Beograd. Peters, K., Rokopisna geološka karta lista Bovec, 1:75000. - Geol. Reichsanst., Wien. Premru, U. 1983, Osnovna geološka karta SFRJ, Ljubljana, 1:100 000. Zvezni geološki zavod, Beograd. Ramovš, A. 1983, Na Razor, geološko najbolj zanimivo goro v Julijcih. - Proteus 45, 323-330, Ljubljana. Ramovš, A. 1986, Paläontologisch bewiesene Karn/Nor-Grenze in den Julischen Alpen. -Newsl. Strat. 16, 133-138, Berlin-Stuttgart. Ramovš, A. & Turnšek, D. 1984, Lower Camian reef buildups in the northern Julian Alps (Slovenia, NW Yugoslavia). - Razprave SAZU, IV. razr. 25, 161-200, 15 tabi, Ljubljana. Wurm, D. 1982, Mikrofazies, Paläontologie, Palökologie der Dachsteinriffkalke (Nor) des Gosaukammes. - Facies 6, 203-296, Erlangen. GEOLOGIJA 30, 83-86 (1987), Ljubljana UDK 551.736:562.02(497.12) = 863 Richthofenia lawrenciana (Köninck) (Brachìopoda) in Waagenophyllum indicum (Waagen & Wentzel) (Tetracorallia) skupaj V žažarskem apnencu (zgornji permij) Richthofenia lawrenciana (Köninck) (Brachiopoda) und Waagenophyllum indicum (Waagen & Wentzel) (Tetracorallia) gemeinsam im Zažar-Kalk (Oberperm) Anton Ramovš Katedra za geologijo in paleontologijo. Univerza Edvarda Kardelja v Ljubljani, Aškerčeva 12, 61000 Ljubljana Kratka vsebina Pri Žažarju je bil najden kos grebenskega apnenca, v katerem se skupaj pojavljata fiksosesilni brahiopod Richthofenia lawrenciana in korala Waageno- phyllum indicum, značilna fosila v dveh horizontih žažarskega apnenca. Doslej še nista bila nikjer najdena skupaj. Kurzfassung Bei der Ortschaft Žažar, westlich von Ljubljana, wurden im losen Kalkstück mehrere Exemplare der fixosessilen Brachiopodenart Richthofenia lawrenciana und der Korallenart Waagenophyllum indicum gefunden. Beide Fossilien sind charakteristisch für zwei aufeinanderfolgende Horizonte des Žažar-Kalkes und konnten bisher nirgends zusammengefunden werden. Prejšnje ugotovitve Pri razčlenitvi zgornjepermijskih skladov v Loških in Polhograjskih hribih sem ločil v apnenčevi seriji skladov s favno kavkaškega in indoarmenskega tipa 6 hori- zontov z značilnimi fosili in favnističnimi združbami: 1. paleofuzulinski horizont, 2. edmondijski horizont, 3. horizont s tabulatnimi koralami, 4. diktioklostusni horizont (sedaj tiloplektni horizont), 5. rihthofenijski horizont in 6. horizont z Waagenophyl- lum indicum (Ramovš, 1958, 578). V rihthofenijskem horizontu so bili najdeni poleg vrst Richthofenia lawrenciana (de Köninck), R. cf. lawrenciana in R. äff. communis Gemmellaro še brahiopodi Notothyris minuta minuta Waagen, N. minuta elongata n. subsp. in Notothyris sp. ter Punctospirifer ornatus (Waagen) in Spirife- rina sp., briozoj Stenopora nicholsoni Waagen et Wentzel in zraven še veliki briozoji. V horizontu z Waagenophyllum indicum pa so bili skupaj s foraminiferami osmih 84 Anton Ramovš rodov še štiri vrste rodu Notothyris, Punctospirifer ornatus, Hemiptychina himalay- ensis (Davidson) in Stenopora nicholsoni (ibid., str. 580). Pri takratnih raziskavah nista bila nikjer najdena skupaj značilni brahiopod Richthofenia lawrenciana in korala Waagenophyllum indicum, čeprav sta bila hori- zonta z njima odkrita na številnih krajih (ibid., str. 460-479). Horizont s fiksosesil- nimi richthofenijami, ki je gradil manjše bioherme, je bil najden pri Žažarju, Samiji, med Samijo in Celarji; tam je grebenski apnenec debel v enem najdišču dobre tri metre, v drugem pa okoli šest metrov, pri Žažarskem Gradišču, v okolici Vrzdenca in v okolici Mladega vrha. Nad rihthofenijskim horizontom ležeča biostroma z Waage- nophyllum indicum, debela do okoli 20 cm, pa je bila ugotovljena v okolici Žažarja, pri Samiji, med Samijo in Celarji, pri Žažarskem Gradišču, v okolici Vrzdenca, v Prelovnikovem grabnu, v okolici Mladega vrha in Koprivnika, na Malenskem vrhu, kasneje pa še v Besniškem borštu. Waagenophyllum indicum je bil brez rihthofenij najden tudi v okolici Idrije (Mlakar, 1959, 164). Ločitev obeh horizontov je bila upravičena. Koralno cono z Waagenophyllum indicum in brahiopodom Notothyris je v za- hodni Srbiji ugotovil že Simič (1933, 21), ko je zgornji permij razčlenil na tri cone. Pri novih raziskavah na ozemlju Jadra je bil tudi tam ugotovljen horizont z rihthofe- nijskimi biohermami, nad katerim leži nekaj metrov apnenca z apnenčevimi algami in pogostno spongijo Steinmannia (= Waagenella, op. avtorja), ki je značilna za horizont s spongijo Steinmannia, nato pa je v profilu s kontinuiranim razvojem horizont z Waagenophyllum indicum (Ramovš et al., 1986, 70-79). Tudi na Madžar- skem je Heritsch (1944, 49) ločil apnenec z Waagenophyllum indicum. Novo odkritje pri Žažarju V kamnitem zidu nad starim gasilskim domom zahodno od Žažarja je našel Lojze Jurca z Vrhnike kos temno sivega zgornjepermijskega apnenca. Prepustil mi ga je v obdelavo, za kar se mu lepo zahvaljujem. V kamnitem zidu so zloženi večji in manjši kosi iz neposredne okolice, znotraj obzidja pa sta bila tudi na prvotnem kraju najdena bioherma z rihthofenijami in biostroma z Waagenophyllum indicum. V naj- denem apnenčevem kosu je v življenjskem položaju več koralitov vrste Waagenophyl- lum indicum, ki stoje tesno drug ob drugem. Na enega od koralitov se je prirasel fiksosesilni brahiopod vrste Richthofenia lawrenciana. Pri rasti v širino je brahi- opoda deloma oviral sosednji odrasli koralit in zato je tam brahiopodna lupina nekoliko ožja, kot bi bila pri neovirani rasti in se nad koralitom precej razširi (si. 1). Razen tega brahiopodnega primerka je na istem kosu še osem drugih brahiopodnih primerkov iste vrste. Rihthofenije prostorsko prevladujejo nad koralami. To kaže, da se je v tem primeru pojavila korala Waagenophyllum indicum že prej, preden je izginila Richthofenia oziroma je bila življenjska doba fiksosesilnega brahiopoda podaljšana še v čas koralnega horizonta. Koraliti in fiksosesilni brahiopod so skupaj gradili najbrž majhno biohermo. Ta dosedaj menda edina izjema ne more spremeniti razčlenitve zgornjega permija glede omenjenih dveh horizontov, predstavlja pa zanimivo biocenozo fiksosesilnoga brahiopoda Richthofenia lawrenciana in korale Waagenophyllum indicum. Richthofenia lawrenciana (Köninck) 85 Sl. 1. Fiksosesilni brahiopod Richthofenia lawrenciana (Köninck) in korala Waagenophyl-l lum indicum (Waagen & Wentzel) v prostoležečem kosu žažarskega apnenca zahodno od i Žažarja. x 2. Foto M. Grm Abb. 1 Der ñxosessile Brachiopode Richthofenia lawrenciana (Köninck) und die Koralle' Waagenophyllum indicum (Waagen & Wentzel) im losen Kalkstück des Žažar-Kalkes westlich < von Žažar. x 2. Foto M. Grm Í 86 Anton Ramovš Richthofenia lawrenciana (Köninck) (Brachiopoda) und Waag^enophyllum indicum (Waagen & Wentzel) (Tetracorallia) gemeinsam im Zažar-Kalk (Oberperm) Zusammenfassung Bei der Ortschaft Žažar, westHch von Ljubljana, NW Jugoslawien, wurde ein loses Kalkstück mit mehreren Exemplaren der fixosessilen Brachiopodenart Richt- hofenia lawrenciana und etwa 20 Koralliten der Art Waagenophyllum indicum gefunden. Beide Fossilien sind meist noch in Lebensstellung. Die genannten Arten stellen charakteristische Fossilien für die folgenden zwei aufeinanderliegenden Horizonte der oberpermischen Žažar-Schichten dar: den Hori- zont mit Richthofenia lawrenciana und den darüber liegenden Horizont mit Waage- nophyllum indicum. Die gleiche Stellung beider Arten zeigt auch die oberpermische Jadar-Ausbildung in Westserbien. Der Brachiopode und die Koralle wurden bis jetzt nirgends zusammen gefunden. Der neue Fund beweist jedoch, dass der fixosessile Brachiopode Richthofenia lawrenciana und die Koralle Waagenophyllum indicum selten auch zusammen gelebt haben; hier bauten sie eine kleine Bioherme auf und stellen eine interessante oberpermische Faunengemeinschaft dar. Die Reichweite einer Art oder beider Arten musste grösser gewesen sein. Literatura Heritsch, F. 1944, Permische Korallen aus dem Bükk-Gebirge in Ungarn. Ann. hist. nat. muz. nat. hungarici. Pars Min., Geol., Pal. 37, Budapest. Mlakar, I. 1959, Geološke razmere idrijskega rudišča in okolice. Geologija 5, 164-179, Ljubljana. Ramovš, A. 1958, Razvoj zgornjega perma v Loških in Polhograjskih hribih. Razprave IV. razr. SAZU 4, 451-622, Ljubljana. Ramovš, A., Pesic, L. & Sremac, J. 1986, Gornjopermskenaslage jadarskogpodručja i njihov položaj u zapadnom Paleotetisu. 11. kongr. geol. Jugosl., 2 Stratigrafija, paleontologija, regionalna geologija, 69-81, Tara. Simič, V. 1933, Gornji perm u zapadnoj Srbiji. Rasprave Geol. inst. kr. Jugosl. i, 1-130, Beograd. GEOLOGIJA 30, 87-121 (1987), Ljubljana UDK 552.5:551.791.794:549:56.02(497.12) = 863 Recentni sediment Koprskega zaliva The recent sediment of the Bay of Koper (Northern Adriatic) Bojan Ogorelec', Miha Mišič', Jadran Faganelï-, Peter Stegnar\ Borut Friser-in Aleksander Vukovič- Kratka vsebina Koprski zaliv je do 20 m globok bazen z omejeno cirkulacijo. Večji del sedi- menta pripada glinastemu melju, ki je precej bogat s skeleti foraminifer in s tankolupinskimi mehkužci. Zrnavost sedimenta in delež karbonata, ki se giblje med 20 in 40%, naraščata proti odprtemu delu zaliva. Ob ustju Rižane se menjavajo rečne, brakične in morske sedimentacijske razmere. Delež Corg v vrh- njem sloju sedimenta se giblje med 0,4 in 2,7 % in je v osrednjem delu zaliva višji kot v njegovem odprtem delu. Vsebnosti težkih kovin Cd, Cr, Cu, Hg, Ni, Pb, Sb in Zn so v mejah geokemičnega ozadja in so istega reda velikosti, kot v vrtini V-6 v sečoveljskih solinah. Članek podaja tudi oris bentoške združbe v sedimentu in kemične analize pornih vod. Abstract The Bay of Koper is a marine basin up to 20 m deep with restricted sea water circulation. Sedimentologically, it is classified as silty clay, rich in foraminiferal and molluscan skeletons. The grain-size and the carbonate content of the sedi- ment, ranging between 20 and 40%, increase towards the Bay entrance. At the Rizana river mouth the sedimentation conditions change from fluviatile to brac- kish and marine. The Corg content in the surficial sediment varies between 0.4 and 2.7 % with the highest values found in the central part of the Bay. The content of the heavy metals Cd, Cr, Cu, Hg, Ni, Pb, Sb and Zn in surficial sediment is at the same level as found in the geochemical background of the borehole V-6 in the Sečovlje salt marsh. The present paper also presents the results of chemical analyses of pore water and an outline of benthic communities. Uvod Predmet predstavljenega dela je recentni sediment Koprskega zaliva - njegove sedimentološke značilnosti, fizikalne in kemijske lastnosti ter porazdelitev bentoške favne in flore v odvisnosti od lastnosti sedimenta. 1 Geološki zavod Ljubljana, Parmova 37, 61000 Ljubljana. 2 Morska biološka postaja Piran, Cesta JLA 65, 66330 Piran. 3 Institut Jožef Stefan, Jamova 39, 61000 Ljubljana. 88 B. Ogorelec, M. Mišic, J. Faganeli, P. Stegnar, B. Vrišer & A, Vukovič Zbrano gradivo je rezultat interdisciplinarnega dela geologov, kemikov in biolo- gov Geološkega zavoda Ljubljana, Morske biološke postaje iz Pirana in Instituta Jožef Stefan iz Ljubljane v zadnjih nekaj letih. Z njim nadaljujemo sistematične raziskave recentnega sedimenta slovenskega morja. Menimo, da lahko le s pomočjo široko zasnovanega raziskovanja celovito raziskujemo mehanizme sedimentacije ter fizikalno-kemijske in biološke vplive, ki so prisotni v tem procesu. B. Ogorelec in M. Mišic sta raziskovala zrnavost in mineralno sestavo sedimenta ter njegove mikro- skopske značilnosti, J. Faganeli suspendirani sediment, geokemijo organske snovi in pornih vod, P. Stegnar geokemijo težkih kovin, B. Vrišer in A. Vukovič pa sta prispevala oris bentoške flore in favne tega področja. Tovrstne raziskave so dosedaj celovito zajemale sediment Piranskega zaliva (Ranke, 1976) in Sečoveljskih solin (Ogorelec et al., 1981), v več študijah pa je podrobno obdelana ožja problematika tega prostora. Geokemijo pornih vod in organsko snov v sedimentu so preučevali Faganeli in sodelavci (1983). Težke kovine v morskem sedimentu in v organizmih so raziskovali Ko sta in sodelavci (1978a, 1978b), bentoške združbe v Izolskem in Koprskem zalivu pa Vrišer s sode- lavci (1981) in Avčin s sodelavci (1974). Ogorelec in sodelavci (1984) so razisko- vali kvartarni sediment v vrtini V-3 v koprski luki. Dobljeni rezultati iz Koprskega zaliva bodo dopolnili poznavanje morskega sedimenta širšega Tržaškega zaliva. Italijanski del tega zaliva je bil v zadnjih dvajsetih letih predmet intenzivnih raziskav. Rossi in sodelavci (1968) ter Gior- getti s sodelavci (1968) so preučevali morfologijo morskega dna, Br amba ti (1968) ter Brambati in sodelavci (1983) so raziskovali zrnavost in mineralogijo morskega sedimenta, Macchi (1968) pa njegovo kemijsko sestavo. Površinski sediment Koprskega zaliva smo vzorčevali na 31 mestih v izbranih profilih s pomočjo sonde profila 3,7 cm (Meischner & Rumohr, 1974). S to metodo smo uspeli dobiti do 50 cm nepoškodovanega jedra, ki smo ga že takoj po odvzemu razdelili na 2, 5 ali 10 cm intervale. Poleg površinskega sedimenta smo preiskali tudi jedro dveh vrtin, 41 metrov globoke vrtine V-3 v koprski luki (Ogorelec et al., 1984) in 43 metrov globoke vrtine MK-6 pred Žusterno. Bentoške združbe smo podrobno opazovali v profilu pri Debelem rtiču do globine 4 m ter v profilu med Koprom in Izolo do globine 6 m. Morfologija in hidrografija Koprskega zaliva Koprski zaliv predstavlja zaprti jugovzhodni del obsežnejšega Tržaškega zaliva in meri okrog 35 km^. Na severozahodu se med Izolo in Debelim rtičem odpira v Tržaški zaliv, na vzhodu pa prehaja v dolino Rižane (si. 1). Koprski zaliv je geomorfološko gledano pravzaprav potopljena široka dolina Rižane, katero je preplavilo morje po zadnji pleistocenski poledenitvi. Po raziskavah van Straatena (1965, 1970) in po podatkih Guilcherja (1969) je bilo celotno ozemlje Severnega Jadrana v pleisto- cenu namreč kopno in je bila morska gladina 110 do 120 metrov nižja od današnje. Hidrogeografske značilnosti Koprskega zaliva so podobne kot veljajo za celotni Tržaški zaliv. Kljub dotokom sladkih voda je slanost morja v Tržaškem zalivu običajno v okviru tipičnih morskih razmer in se giblje v površinskem sloju med 33,5 in 37,5 %o, v sloju pri dnu pa med 37,0 in 38,0 %o. Opisane razmere se spreminjajo ob povečanem dotoku rečnih voda (pozna pomlad), ko se plast redkejše vode razprostira Recentni sediment Koprskega zaliva 89 Sl. 1. Koprski zaliv. Batimetrične krivulje in lokacije preiskanih vzorcev Fig. 1. The Bay of Koper. Bathymétrie map and sample locations po celotnem področju. Vpliv sladke vode v Koprskem zalivu, ki jo dovajata reka Rižana in potok Badaševica, je običajno neznaten, saj doseže morje že v neposredni bližini izliva Rižane normalno morsko slanost. Gibanje vodne mase znotraj zaliva je v glavnem pogojeno s plimovanjem in vetrovi, ki pihajo med letom pretežno s sektorja SV-JZ. Pomembna je predvsem burja, ki lahko v nekaj dneh premeša celotni vodni stolpec. Normalne amplitude plime in oseke dosežejo v Kopru 0,5 m, ob dolgotrajnejšem jugu, predvsem novembra in decembra, pa se lahko morska gladina dvigne tudi meter nad nórmalo. Značilnosti morja v Tržaškem zalivu so nizke zimske (poprečno 8°C v februarju) in visoke poletne (poprečno 24 °C v juliju) temperature. Termična stratifikacija v vodnem stolpcu je razvita na pomlad in poleti, proti koncu poletja pa že nastopa izotermija (sl. 2). Podmorski relief kaže, da je Koprski zaliv precej ravna, 15 do 20 metrov globoka podvodna ravnica z dokaj strmo obalo, katero grade flišne kamnine. Linija dvajset- metrske globine poteka na profilu med rtičem Ronek in Debelim rtičem (sl. 1). Iz zgodovinskih virov (Semi, 1975) povzemamo, da je morje še v 17. stoletju segalo bolj v notranjost zaliva. Takratna naselbina Koper je obesegala le otoček, ki je bil povezan s kopnim z umetnim nasipom (sl. 3). Kot zadnji ostanek tega morja je ohranjen le še Škocjanski zaliv na vzhodnem delu koprske luke. Na naplavnih ravnicah Rižane in Badaševice so Benečani uredili obsežna solna polja, ki so bila kasneje opuščena in spremenjena v kmetijske površine. 90 B. Ogorelec, M. Mišic, J. Faganeli, P. Stegnar, B. Vrišer & A. Vukovič Sl. 2. Sezonske variacije temperature (a) in slanosti (b) morja v JV delu Tržaškega zaliva. Vrednosti so izpoprečene po vodnem stolpcu Fig. 2. Seasonal variations of sea water, temperature (a) and salinity (b) in the SE part of the Gulf of Trieste. Values are averaged over seawater column Sl. 3. Koprski zaliv v 17. stoletju. Desno je lepo vidna koprska naselbina na prvotnem otoku ter razpored solnih polj v notranjosti zaliva. Iz dela: P. Semi (1975) Fig. 3. The Bay of Koper in 17'^ century. In the right figure is clearly seen the small island with the settlement of Koper and saltworks in the inner part of the bay Sedimentološke raziskave Zrnavost sedimenta smo določili s kombinirano metodo sejanja in areometrije za frakcijo pod 63 џт (metoda po Atterbergu, 1905). Meje zrnavosti jemljemo po standardnih normah v sedimentologiji (Krumbein, 1936) kot sledi: glina <2цт, melj 2 do 63 џт in pesek 63 fxm do 2 mm. Mineralno sestavo vzorcev (frakcijo > 63 џт) smo določili z difraktometrijsko tehniko na rentgenski napravi Philips. Minerale glin smo raziskali z orientiranimi preparati, pripravljenimi s pipetno metodo. Delež karbonatov smo raziskali s kompleksometrično metodo (Müller, 1964), za posamezno analizo pa smo oddvojili gram suhega in homogeniziranega vzorca frak- cije pod 63 џт. Eh smo merili s platinasto elektrodo Ingold. Recentni sediment Koprskega zaliva 91 Površinski sediment Po zrnavosti in po mineralni sestavi lahko površinski sediment Koprskega zaliva razdelimo v tri cone (si. 4 in 5): Obrežni sediment (cona A): Gre za relativno ozek pas ob obrežju, širok le nekaj deset metrov, ki se približno ujema z batimetrično krivuljo na globini 5 metrov. Nekoliko širša je ta cona le v predelu med izlivom Rižane in med Ankaranom. Po sestavi je to melj in peščeni melj z do 15 % gline in do 40 % frakcije peska. Mediana se giblje med 35 do 70 џт, delež karbonata pa med 20 in 30 %; v notranjosti zaliva ob izlivu Rižane je.celo nižji od 20 %. Izpiranje gline je pogojeno z valovanjem v obrež- nem pasu. Frakcijo nad 63 |xm sestavljajo detritični drobci fliša in apnenca, nadalje lupine školjk, polžev in drugih organizmov, morska trava, les, kepice, bitumna ter v manjši meri še drobci, ki so produkt civilizacije (opeka, steklo, plastika, beton in slično). Sediment notranjega dela zaliva (cona B): Tej coni pripada pretežni del Kopr- skega zaliva v trikotniku Izola-Koper-Debeli rtič. Sediment ima zelo homogeno sestavo; pripada glinastemu melju z 20 do 40 % gline in z do 3 % frakcije peska. Mediana znaša 3 do бџт, delež karbonata pa niha med 20 in 30%. Opazno je povečevanje karbonatne komponente proti odprtemu delu zaliva. V frakciji peska SI. 4. Razpored zmavosti in con površinskega sedimenta v Koprskem zalivu. A - obrežni sediment, B - sediment notranjega dela zaliva, C - sediment odprtega dela zaliva Fig. 4. Distribution of grain size of the surfacial sediments and distribution of sediment zones in the Bay of Koper A - sediment close to the coast, B - sediment in the interior of the bay, C - sediment at the entrance of the bay 92 B. Ogorelec, M. Mišic, J. Faganeli, P. Stegnar, B. Vrišer & A. Vukovič Sl. 5. Diagram zrnavosti pesek-melj-glina površinskega sedi- menta Koprskega zaliva Fig. 5. Sand-silt-clay diagram of the surficial sediment from the Bay of Koper (zrna nad 63 џт) je približno polovica detritičnih zrn, katere sestavljajo kremen, sljuda in drobci apnenca, drugo polovico pa sestavljajo organski skeleti - predvsem školjčne lupine in polži ter foraminifere in ostrakodi. Med školjkami sta pogostni vrsti Leda sp. in Cardium sp., med polži pa Gibbula sp. in Cerithium sp. Foraminifere pripadajo številnim vrstam, predvsem družini miliolid. Nekatere formanifere so inkrustirane s piritom. Sediment odprtega dela zaliva (cona C): Osnovne značilnosti sedimenta te cone so visok delež frakcije peska (poprečno okrog 20%), katero sestavljajo sami skeleti organizmov, nadalje nižja vsebnost gline v primerjavi s sedimentom notranjega dela zaliva (okrog 25 %) ter relativno visok delež karbonata, ki doseže 30 do 45 %. Srednja zrnavost sedimenta se giblje med 10 in 35 џт. Visok odstotek karbonata je vezan na številen drobir školjčnih lupin in drugih organizmov. Glinasta frakcija se delno spira z morskim tokom, ki teče ob robu zaliva ob morskem dnu. V tabeli 1 so podane primerjevalne vrednosti značilnih parametrov zrnavosti sedimenta Koprskega zaliva. Raziskave so pokazale, da je sediment po sestavi zelo homogen tudi z globino, tako po zrnavosti kot po mineralni sestavi. Oba parametra nihata v 5 centimetrskih intervalih v mejah do 15 %. Mineralogija: Mineraloško kaže Koprski zaliv na enotno »mineralno provinco« oziroma na isto zaledje, od koder je prihajal detritični material. To so flišne plasti Šavrinskega Primorja ter kredno-paleogenski apnenci zahodnega dela Čičarije. Mineralna sestava je podana v tabeli 2. Najbolj pogost mineral v recentnem sedimentu Koprskega zaliva je kremen. Zasledimo ga v vseh frakcijah, njegov delež pa cenimo med 18 in 35 %. Je terigen in izvira iz flišnih plasti okolice. Flišnega izvora so tudi glinenci, ki so zastopani z okrog 5 %. Recentni sediment Koprskega zaliva 93 Tabela 1. Primerjalne vrednosti granulometričnih podatkov površinskih vzorcev Koprskega zaliva Table 1. Grain size for surficial samples of the Bay of Koper Poleg kremena je najbolj pogost mineral kalcit. Nastopa kot »nizkomagnezijev kalcit« (low Mg-calcite) z do 5mol% MgC03. V osrednjem delu Koprskega zaliva se njegov delež giblje okrog 25 %, proti odprtemu delu zaliva pa je višji in doseže 35 % in več. Večji del je kalcit terigenega izvora (apnenec), del pa ga je tudi biogenega izvora (foraminifere, lupine školjk in polžev). Dolomita je v primerjavi s kalcitom bistveno manj in se po ocenah giblje med 3 in 8 %. Delež skupnega karbonata je za vse preiskane vzorce podan v tabeli 3 in na sliki 6, in sicer za frakcije pod 63 |xm. Od mineralov glin so v površinskem sedimentu Koprskega zaliva prisotni illit, klorit in mineral z zmesno strukturo tipa illit/montmorillonit z razporeditvijo sestav- 94 B. Ogorelec, M. Mišic, J. Faganeli, P. Stegnar, B. Vrišer & A. Vukovič Tabela 2. Mineralna sestava površinskega sedimenta Koprskega zaliva (rentgenska analiza vprašenih vzorcev, delež mineralov je podan v %) Table 2. Mineral composition for surficial samples of the Bay of Koper (X-ray analyses, mineral content in %, bulk samples) Recentni sediment Koprskega zaliva 95 Tabela 3. Deleži karbonatov v površinskih vzorcih Koprskega zaliva Table 3. Corbonate content for surficial samples of the Bay of Koper nih komponent na meji med Reichv^^eite R=0/R=1 (Reynolds, 1980). Skupni delež vseh omenjenih mineralov glin znaša v osrednjem delu zaliva okrog 30%. Glineno frakcijo v vrtini MK-6 tvorita minerala z zmesno strukturo tipa illit/montmorillonit +diskretni illit in klorit. Razmerje sestavnih komponent illit/montmorillonit v mine- ralu z zmesno strukturo niha od 56/44, 58/42, 62/38, 63/37 do 68/32. To nam kaže na 96 B. Ogorelec, M. Mišic, J. Faganeli, P. Stegnar, B. Vrišer & A. Vukovič SI. 6. Skupni karbonat v površinskem sedimentu Koprskega zaliva (v %) Fig. 6. Distribution of calcium carbonate content in the surficial sediment of the Bay of Koper (in %) prehod od naključne razporeditve sestavnih komponent (R=0), prek mejne razporedi- tve R=0/R=1 v allevarditno razporeditev (R=l) sestavnih komponent. Vsi ti minerali so presedimentirani iz okolišnih flišnih laporjev. Te raziskave kažejo, da moramo pojem »illitne province« Severnega Jadrana (Pi gor ini, 1967) razširiti in dopolniti tudi z minerali z zmesno strukturo tipa illit/montmorillonit. Pirit je prisoten v vseh preiskanih vzorcih notranjega in osrednjega dela zaliva, njegov delež pa cenimo na 1-4%. Nastal je med diagenezo v redukcijskem okolju sedimenta (slika 7), povzročenem zaradi razpada organske snovi pod površjem. Pirit se javlja v do 200 џт velikih framboidih, večkrat pa so z njim inkrustirane tudi foraminifere. Avtigena minerala sta tudi sadra in bassanit [(CaS04)2.H20] kot prehodni mineral med sadro in anhidritom. Bassanit zasledimo v sledovih v predelu med Izolo in Koprom. Njegovi kristali merijo do 2 mm in so lepo razviti, večkrat se med seboj preraščajo v miniaturne rozete. Izvor oz. vzroki, zakaj se v tem pasu izloča bassanit, za zdaj še niso pojasnjeni. Glede na bližino opuščene opekarne ne moremo izključiti tudi možnosti njegovega umetnega izvora. Vrtini V-3 in MK-6 Sediment pod površino smo v notranjem delu Koprskega zaliva raziskali z vrtino V-3, ki je locirana v koprski tovorni luki (Ogorelec et. al., 1984, Faganeli et al., 1985) in je globoka 41 metrov, vrtina MK-6 pa je izvrtana 200 m pod Žusterno na Recentni sediment Koprskega zaliva 97 Sl. 7. Vertikalni profili Eh v poletnem (A) in zimskem (B) obdobju v notranjem delu Koprskega zaliva Fig. 7. Vertical distribution of Eh in summer (A) and in winter (B) period in the inner part of the Bay of Koper morski globini 7 metrov. Ta vrtina je prevrtala 41 metrov kvartarnega sedimenta in je končala na 43. metru v flišni podlagi. Na sl. 8 je prikazan shematiziran litološki in mineraloški stolpec obeh vrtin. Sediment vrtine V-3, ki je locirana bliže izlivu Rižane, lahko razdelimo v dva dela. Spodnjih 15 metrov tvori rečni nanos Rižane; menjavajo se plasti peska, proda in meljaste gline. Vrhnjih 25 metrov sedimenta je bilo odloženih v morju. Temno sivi glinasti melj je zelo enoten po zrnavosti in mineralni sestavi, pogosto pa vsebuje fcl-aminifere in školjčne lupine. Po pelodnih analizah (Ogorelec et al., 1984) iz globine 10 m sklepamo na hitro sedimentacijo, poprečno 5 mm letno. Rečnega nanosa oz. vpliva Rižane v vrtini MK-6 neposredno ne opazujemo. Tu gre v celotni vrtini za precej homogen sediment - sivi glinasti melj s srednjo zrnavostjo 4 do 10 цт, kakršnega opazujemo na površini osrednjega dela Koprskega zaliva. Le v spodnjih 15 metrih je sediment nekoliko bolj debelozrnat in pripada melju. V celotnem zaporedju se v večjem ali manjšem obsegu pojavljajo fosilni ostanki, foraminifere (predvsem miliolide), školjke in drobni polži (sl. 9). Delež karbonata se giblje med 12 in 23 %, razen v intervalu pod 26. metrom, kjer ga je le 5 do 6 %. Nižji delež karbonata v spodnjih 15 metrih tolmačimo s povečanim vplivom terigenega nanosa s kopnega. Suspendirani sediment Količino totalnega suspendiranega sedimenta (TSS) smo določili s filtracijo vzor- cev morske vode skozi predhodno žgane (3 ure pri 480 °C) steklene filtre Whatman GF/C s poprečnimi porami 1 џт. Filtre s suspendiranimi delci smo spirali z destili- 7 - Geologija 30 98 B. Ogorelec, M. Mišic, J. Faganeli, P. Stegnar, B. Vrišer & A. Vukovič SI. 8. Litologija, zrnavost in mineralna sestava sedimenta v notranjem delu Koprskega zaliva; vrtini V-3 in MK-6 Fig. 8. Lithology, grain size and mineral composition of the sediment from the inner part of the Bay of Koper; boreholes V-3 and MK-6 Recentni sediment Koprskega zaliva 99 100 B. Ogorelec, M. Mišic, J. Faganeli, P. Stegnar, B. Vrišer & A. Vukovič Sl. 9. Groba frakcija sedimenta (zrna > 63 цт) s številnimi školjkami in polži. Vzorec št. 5 Fig. 9. Coarse fraction of the sediment (grains > 63 цт) with numerous pelecypods and gastropods. Sample no. 5 rano vodo, da smo odstranili soli, sušili in določili vsebnost TSS gravimetrično. Anorganski delež v TSS smo določili po sežigu pri temperaturi 500 °C gravimetrično. Organski delež v suspendiranem sedimentu smo preračunavali iz razlike med vseb- nostjo TSS in vsebnostjo anorganskega deleža v njem. Slika 10 prikazuje variacije vsebnosti suspendiranega sedimenta in organskega deleža v njem sredi Koprskega zaliva in poprečnega pretoka (1966-73) reke Rižane. Vidna je povišana vsebnost totalnega suspendiranega sedimenta in organskega de- leža v njem spomladi (april) vzporedno z večjim pretokom reke Rižane. Vsebnost TSS sredi zaliva se giblje v razponu od 0,89 in 18,58mgT^ na površini in med 1,05 in 17,90 mg 1^^ v sloju pri dnu. Povišane vsebnosti TSS v sloju pri dnu so v glavnem posledica resuspenzije sedimenta zaradi gibanja vodnih mas (bibavica in inducirano gibanje zaradi ladijskega prometa) in aktivnosti bentoške favne. Poprečna vsebnost TSS sredi zaliva znaša 45,23 ± 20,58 gm"^, organskega deleža v TSS pa je v poprečju približno 39%. Elementne analize organskega C in N v TSS Koprskega zaliva (Faganeli, 1984) so pokazale, da C obsega 15% in N1,9% TSS s poprečnim razmerjem C/N 9,0 ± 12,9. Močno variabilno C/N razmerje v TSS kaže na pomen vnosa suspendiranega sedimenta z reko Rižano v zaliv, ki poteka neenakomerno v odvisnosti od rečnega pretoka. Povišano vsebnost TSS proti izlivu reke Rižane prikazuje slika 11, ki kaže znižanje Secchi globine (merjenje s Secchi diskom premera 30 cm) od sredine zaliva (poprečna Secchi globina 8 m) proti ustju Rižane (poprečna Recentni sediment Koprskega zaliva 101 SI. 10. Sezonske variacije anorganskega in organskega deleža v totalnem suspen- diranem sedimentu (TSM) ter pretoka reke Rižane (Q) Fig. 10. Seasonal variation of total inorganic and organic suspended matter (TSM) and Rizana river inflow (Q) SI. 11. Sezonske variacije Secchi globine v ustju reke Rižane (R) in v sredini Koprskega zaliva (K-15) Fig. 11. Seasonal variation of Secchi depth values of the Rizana river mouth (R) and in the central part of the Bay of Koper (K-15) Secchi globina 3 m). Med Secchi globino in vsebnostjo TSS obstaja povezava, tipična za določen morski bazen (Jones & Willis, 1956; Post ma, 1961). Če uporabimo ugotovitve iz kanadskega zaliva James (Kranck & Huffman, 1982) lahko ocenimo, da predstavlja Secchi globina 3m ob izlivu reke Rižane vsebnost TSS približno 4mgl"\ sredi Koprskega zaliva pa Secchi globina 8 m približno l,5mgr4 Oboje se približno ujema z neposredno izmerjenimi koncentracijami totalnega su- spendiranega sedimenta. Vnos TSS v zaliv z reko Rižano lahko ocenimo s poprečnim 102 B. Ogorelec, M. Mišic, J. Faganeli, P. Stegnar, B. Vrišer & A. Vukovič pretokom (ém^s"^) in poprečno vsebnostjo TSS v rečni vodi (22mgl"\ meritve 1976-86) in znaša približno 28.10H letno. Grobe delce voda odlaga v reko in ob njenem ustju, drobnejši pa prehajajo dalje v zaliv, pač glede na gibanje vodnih mas. Hitro sedimentacijo suspendirane snovi v bližini ustja Rižane so dokazali Ogorelec in sodelavci (1984) s pelodnimi analizami. Ta sedimentacija znaša približno 5 mm letno. Upoštevajoč počasnejšo sedimentacijo sredi zaliva, ocenjeno na približno milimeter letno, gostoto suhega sedimenta (2,7 g cm"^) in poroznost (80 %) ugotovimo, da znaša totalna sedimentacija sredi zaliva približno 0,6 kg m"^ letno. Geokemija organske snovi v sedimentu Vsebnost organskega ogljika v liofiliziranih vzorcih sedimenta (frakcija < 63 џт) smo določili z mokro oksidacijo organske snovi z bikromatom (Gaudette et al., 1974). Vsebnost totalnega dušika v vzorcih smo določali s sežigom v Colemanovem N analizatorju (Keeney & Bremner, 1967). Neizmenljivi amonijev ion smo določali z destilacijo z vodno paro po predhodnem razklopu vzorcev s KOBr in HF ter HCl (Silva & Bremner, 1966), izmenljivi amonijev, nitratni in nitritni ion pa po predhodni ekstrakciji z raztopino HCl (Bremner & Keeney, 1965). Vsebnost organskega dušika smo preračunavali iz razlike med vsebnostjo totalnega dušika ter vsoto neizmenljivega amonijevega iona ter izmenljivega amonijevega, nitritnega in nitratnega iona. Za določitev totalnega fosforja smo uporabljali metodo sežiga vzorca in ekstrakcijo nastalega fosfata s HCl (Aspila et al., 1976). Vsebnost organskega fosforja smo določili iz razlike med vsebnostjo totalnega in organskega fosforja, ki smo ga določili z ekstrakcijo s HCl (Aspila et al., 1976). Vsebnost Corg. v vrhnjem sloju (O do 5 cm) sedimenta Koprskega zaliva se giblje med 0,44 in 2,72 % s srednjo vrednostjo 1,38 ± 0,50 %. Površinska porazdelitev kaže najvišje vsebnosti (> 1,5 %) Corg. v osrednjem delu zaliva, nižje pa v smeri proti vhodu v Koprski zaliv (si. 12). Primerjava s Piranskim zalivom (Ranke, 1976) pokaže, da so vsebnosti Corg. sredi Koprskega zaliva višje (>1,5%) kot v Piranskem zalivu (0,8-1,0 %). Vertikalna porazdelitev Corg. v Koprskem zalivu, študirana v jedru vzorca 9, kaže približno enake vsebnosti vzdolž sedimentnega stolpca do globine 35 cm (si. 13), kar pripisujemo homogenizaciji vrhnjega sloja sedimenta z bioturbacijo in gibanjem vodne mase. Vsebnost Ntot. se v vrhnjem sloju sedimenta giblje med 0,05 in 0,46 % s srednjo vrednostjo 0,18 ± 0,13 %. Površinska porazdelitev kaže višje vsebno- sti (> 0,15 %) v notranjosti zaliva, nižje (0,12 do 0,15 %) pa proti vhodu v zaliv (si. 12). Če upoštevamo vsebnost celotnega anorganskega N (vsota neizmenljivega amonije- vega iona in izmenljivega amonijevega, nitritnega in nitratnega iona) v jedru vzorca 9 (0,04 %) kot tipično vsebnost Nanorg. v zalivu, lahko ocenimo poprečno vsebnost Norg. na 0,14 %. Vsebnost celotnega P v sedimentu Koprskega zaliva je med 272 in 608 ppm (x = 424 ± 71ppm), vsebnost organskega P pa se giblje med 13 in 175 ppm (x = 84 ± 41 ppm), kar predstavlja v poprečju 20 % Ptot.. Površinska porazdelitev Porg. v vrhnjem sloju sedimenta kaže najvišje vsebnosti v notranjosti zaliva ter ob Debelem rtiču (si. 12). Vertikalna porazdelitev Norg. in Porg. V jedru vzorca 9 kaže znižanje vsebnosti z globino (za približno 80 % v globini 35 cm) zaradi hitrejše razgradnje Norg. in Porg. glede na Corg. kljub homogenizaciji sedimenta zaradi bioturbacije in gibanja vodne mase. Vzporedno s tem naršča z globino tudi razmerje C/N in C/P, vzporedno z nastopom redukcijskih razmer v sedimentu (si. 12). Razgradnja organske snovi v sedimentu poteka počasneje v zimskem obdobju, kar je razvidno iz višjega Eh v sedimentu (si. 7). Recentni sediment Koprskega zaliva 103 ; Sl. 12. Porazdelitev organskega C, totalnega N in P ter organskega P v površinskem sedimentu Koprskega zaliva (frakcija < 63 цт) Fig. 12. Distribution of organic C, total N and P and organic P in the surficial sediments of the Bay of Koper (fraction < 63 цт) Sl. 13. Vertikalni profil C, N in P v organski snovi v jedru vzorca 9 iz sredine Koprskega zaliva Fig. 13. Vertical distribution of organic C, N and P in the core of the sampling point 9 in the central part of the Bay of Koper 104, B. Ogorelec, M. Mišic, J. Faganeli, P. Stegnar, B. Vrišer & A. Vukovič i Hitrost sedimentacije Corg, Ntot., Ptot. in Porg. sredi zaliva smo določili iz ocenjene hitrosti sedimentacije (milimeter letno), iz gostote suhega sedimenta (2,7gcm^), poroznosti (80 %) in iz vsebnosti Corg.» Ntot.i Ptot. ii^ Porg,- Tako znaša ocenjena celotna sedimentacija Corg. 8gm 2, Ntot. l,2gm-2, Ptot. 0,25gm 2 in Porg. 0,05gm 2 letno. Pri izračunih smo predpostavili enakomerno hitrost sedimentacije. Razpršeni rezultati razmerij Corg/Porg., prikazani v grafih, kažejo, da ima organ- ska snov v sedimentu različna elementna razmerja in s tem različen izvor (sl. 14). Poprečno utežno razmerje C/N organske snovi v površinskem sedimentu je 12,0 ± 9,7, poprečno razmerje Corg/Porg pa 221 ± 215. Izhajajoč iz podatkov Kukala (1971) in Parsonsa (1975), ki navajata, da ima tipična morska organska snov C/N raz- merje < 10, terigena pa> 10, bi sklepali, da ima organska snov v površinskem sedi- mentu Koprskega zaliva pretežno terigeni izvor. Upoštevati pa moramo tudi bento- ške makrofite z visokim C/N razmerjem (tabela 4) kot pomemben vir organske snovi v sedimentu. Detajlna analiza C/N in C/P razmerij v različnih frakcijah organske snovi v Koprskem zalivu v povezavi z analizo б ^^C organske snovi (tabela 4) pa kaže, da ima organska snov, vsaj sredi zaliva, izključno morski izvor (Faganeli et. al., 1986). Izotopske meritve б '^C kažejo, da ta organska snov ni neposredno odvisna od alohtonih izvorov (terigeni, komunalne odplake), približno 50 % izvira iz suspendi- rane organske snovi, 50 % pa iz bentoških makrofitov. Pomen bentoške flore in favne kot vira organske snovi za morski sediment nakazuje tudi uporaba empiričnih enačb, ki povezujeta vsebnost Corg. v morskem sedimentu s hitrostjo sedimentacije (I) in s primarno produkcijo Corg. v vodnem stolpcu (II) (Müller & Suess, 1979): Sl. 14. Odnos med Corg. in Ntot. ter Corg in Porg v površinskem sedimentu Koprskega zaliva Fig. 14. Relationship betw^een Corg and Ntot and Corg and Porg. in the surficial sediment of the Bay of Koper Recentni sediment Koprskega zaliva 105 Tabela 4. Poprečna razmerja C/N in C/P (utežna) ter Ô'^C vsebnosti v različnih frakcijah organske snovi v Koprskem zalivu Table 4. Mean C/N and C/P ratios (by weight) and Ó'^C values of various fractions of organic matter in the Bay of Koper Tabela 5. Primerjava med vsebnostmi Corg., Ntot. in Ptot- v površinskih vzorcih Koprskega zaliva in v morskem delu vrtine V-3 v koprski luki (globinski interval 1,3-20 m) Table 5. Comparison between Corg., Ntot. and Ptot. contents in surficial sediment of the Bay of Koper and those from the borehole V-3 samples (1.3-20 m depth interval) kjer je R hitrost sedimentacije (milimeter letno), Ps gostota sedimenta (2,7 g cm ^) in 0 poroznost (0,8), kjer je Cp hitrost primarne produkcije C v vodnem stolpu (50gCm-2 letno). Uporaba enačbe I da vsebnost Corg. v sedimentu Koprskega zaliva 0,47 %, z upo- rabo enačbe II pa dobimo 0,28 %, kar je precej nižje od izmerjenih vsebnosti (1,3 %) in nakazuje pomen bentoške produkcije za porazdelitev vsebnosti Corg. v zalivu. Obe enačbi torej ne upoštevata dovolj dejavnikov, ki vplivajo na porazdelitev Corg. 106_B. Ogorelec, M. Mišic, J. Faganeli, P. Stegnar, B. Vrišer & A. Vukovič v sedimentu obalnega morja. Zanimiva je tudi ocena vpliva človekovih dejavnosti (evtrofizacija, polucija) na porazdelitev organske snovi v površinskem sedimentu. Primerjava med poprečnimi vsebnostmi Corg., Ntot. in Ptot. V površinskem sedimentu in v morskem delu vrtine V-3 (Ogorelec et al., 1984) pokaže, da so razlike zanemar- ljive (tabela 5). Iz navedenega sklepamo, da se razmere v celotnem sedimentu v preteklosti niso bistveno spremenile. Geokemija pornih vod Porne vode smo ekstrahirali s centrifugiranjem vzorcev sedimenta pri 15.000 obr. min~i približno 15 min. Tako smo ekstrahirali približno 50 % celotne količine porne vode v sedimentu. Za analizo vsebnosti N in P spojin. Si, C02tot., S04'in СГ smo uporabljali standardne oceanografske metode (Strickland & Parsons, 1972; Grasshoff, 1976), pH pa smo merili direktno s stekleno elektrodo (Ingold) takoj po odvzemu vzorcev. Rezultate izotopskih analiz Ó^^O in ÒD pornih vod povz^emamo po članku Faganeli j a in sodelavcev (1983). Slika 15 prikazuje vertikalne profile vsebnosti N0¡ + N0¡, NH4, PO4, raztoplje- nega Norg. (DON), Si, S04^ CO2 tot., pH, Eh, СГ, òi^O in б D v pornih vodah v sedimentu do globine 40 cm sredi Koprskega zaliva. Prikazane so tudi vsebnosti v sloju morske vode nad površino sedimenta (10 cm). Vertikalna porazdelitev kaže približno enake koncentracije vseh analiziranih spojin vzdolž 40 cm sedimentnega stolpca, kar je najbrž posledica bioturbacije sedimenta. Bentoška favna premeša in homogenizira vrhnjo plast sedimenta in povzroča, da redukcijske reakcije (redukcija nitrata, sulfata) potekajo v manjšem obsegu, oziroma da poteka ponovna oksidacija produktov redukcije (Aller, 1982). Izstopa naraščajoča vsebnost raztopljenega organskega dušika z globino sedimenta zaradi razgradnje organskega dušika v sedi- mentu. Vsebnosti PO4 v vseh vzorcih pornih vod so razmeroma nizke, kar povzroča, da so razmerja NH4 /PO4 visoka (največ v razponu 20 do 100) in kaže na to, da se PO4 iz pornih vod veže ali obarja z različnimi minerali med diagenetskimi procesi. Med temi lahko upoštevamo obarjanje apatita (Burnett, 1977), obarjanje amorfnega Ca fosfata (Nathan & Lucas, 1976), izmenjavo med СаСОз in apatitom (Manheim et al., 1975), adsorpcijo fosfata na СаСОз v prisotnosti Mg2+ ionov (Ki t ano et al., 1978) in adsorpcijo fosfata na organsko snov, ki prekriva СаСОз (Suess, 1973). V oksigenirani površinski plasti se lahko fosfat veže na Fe (II) oksihidrokside (Jergensen, 1982). Vsebnost Si v pornih vodah je v ravnotežju z minerali glin in s Si, ki se sprošča z raztapljanjem biogenih silikatov (Willey, 1978). Kaže, da je vsebnost Si v pornih vodah v glavnem odvisna od vnosa biogenih silikatov v sedi- ment, posebno diatomej in silikoflagelatov, vsebnost NH4 pa od sestave organske snovi v sedimentu med razgradnjo in od reakcije NH4 iona z minerali glin (Hart- mann et al., 1973). . Zanimivo je povišanje б D vrednosti z globino pri približno konstantni vsebnosti СГ in б ^^O vrednosti zaradi reakcij med minerali glin in porno vodo (Savin & Yeh, 1981). Približno enake vrednosti СГ, б D in б^^О v vodi nad površino sedimenta in v pornih vodah do globine približno 20 do 25 cm kažejo na intenzivno izmenjavo med slojem vode nad sedimentom in porno vodo v vrhnjem sloju sedimenta (Faganeli et al., 1983). ^ ^ Difuzijske tokove NH4, PO4 in Si iz porne vode v vodni stolpec na meji sedi- ment-voda smo določili z uporabo 1. Fickovega zakona: Recentni sediment Koprskega zaliva 10?; Sl. 15. Vertikalni profil analiziranih sestavin pornih vod v jedru vzorca 9 iz sredine Koprskega zaliva Fig. 15. Vertical distribution of chemical constituents in pore waters of core 9 in the central part of the Bay of Koper 108 B. Ogorelec, M. Mišić, J. Faganeli, P. Stegnar, B. Vrišer & A. Vukovič kjer je Dm difuzijski koeficient, korigiran za poroznost sedimenta (0 = 0,8), dddz pa koncentracijski gradient iona v zgornji 2 ali 5 cm plasti morskega sedimenta. Upo- rabljali smo naslednje difuzijske koeficiente: NH4 10.10 ^ cm^ s ^ PO4 4.10-« cm^ s ^ Si 5.10« cm? s ^ (M C Caf f rey et al., 1980). Tako določeni difuzijski tokovi znašajo za PO4 0,01 mmol m 2 d-i, NH4 1,2 mmol m.'^ d ^ in za Si 0,7 mmol m 2 d 1, poprečno čez zimsko in poletno obdobje. Težke kovine v sedimentu Geokemično smo preiskali 18 vzorcev površinskega sedimenta Koprskega zaliva, in sicer 10 vzorcev v petcentimetrskih intervalih do globine 15 cm ter 8 vzorcev v notranjem delu zaliva in v bližini luke (sl. 16) na celotni spekter 15 mikroelementov (tabela 6). Namen teh analiz je bil, da ugotovimo stanje onesnaženja morskega sedimenta s težkimi kovinami. Vzorce smo analizirali z aktivacijsko analizo v jedrskem reaktorju Triga Mark II. Vzorec smo obsevali pri fluksu nevtronov 2.10^2 n cm 2 s-2 od 18 do 20 ur, nakar smo jih pred merjenjem njihove aktivnosti radiokemijsko ločili. Za analizo posameznega vzorca smo oddvojili 200 do 500 џт homogenizirane frakcije pod 63 џт, ki smo jo zatalili v plastične ampule in obsevali istočasno z raztopinami standardov. Analize smo napravili na osnovi že razvitih separacijskih postopkov za sedimente. Živo srebro smo določili na osnovi prehlapitve (Kosta & Byrne, 1969; Byrne & Košta, 1974), elemente baker, kadmij, kobalt in cink pa smo ločili z mešanico dušikove (V) in klorove (VII) kisline ter raztopine vodikovega fluorida (Ravnik et al, 1974, 1976; Dermelj et al., 1976, 1977). Arzen in antimon smo izlužili iz dušikove (V) in žveplove (VI) kisline ter ju osamili kot jodida z ekstrakcijo v toluen (Byrne, 1972; Byrne & Košta, 1974; Dermelj et al., 1976). Spektre gama izoliranih radionuklidov smo merili z NaJ scintilacijskim detektor- jem in določili koncentracije s primerjavo izmerjenih aktivnosti z aktivnostmi stan- dardov. Mangan in železo smo določili spektrofotometrično z a, a' dipiridilom, oz. kalije- vim jodatom po razkroju z dušikovo (V) in žveplovo (VI) kislino ter z raztopino vodikovega fluorida. Svinec je določen po mokrem razkroju sedimenta s kislinami in vodikovim peroksidom z atomsko absorpcijsko spektroskopijo. Koncentracije mikroelementov v analiziranih vzorcih z globino zelo malo nihajo; večidel so v mejah pod 10 % in pogosto opazujemo, da vsebuje vrhnjih 5 cm sedimenta celo nekoliko nižje koncentracije kovin kot sediment neposredno pod površino. To razlagamo s povišano organsko snovjo na površini in s homogenizacijo sedimenta zaradi bioturbacijskih procesov. Kot velja za globino, opažamo zelo majhne razlike v koncentraciji posameznih kovin tudi znotraj posameznih delov Koprskega zaliva. To velja posebno za baker (srednja vrednost ok. ЗОррт), kadmij (ok. 0,15 ppm), kobalt (6 do 8ppm), arzen (ok. 15 ppm) ter za antimon (ok. 0,25 ppm), medtem ko opazujemo malenkostne razlike pri cinku in živem srebru. Cink je kot indikator vpliva komunalnih odplak nekoliko bolj koncentriran v notranjem delu zaliva (80 do 115 ppm), v odprtem delu zaliva pa so njegove vrednosti za tretjino nižje. Obratno pa opazujemo rahlo povišanje Hg v smeri proti odprtemu delu zaliva (okrog 0,40 ppm) v primerjavi z notranjostjo (0,06 do Recentni sediment Koprskega zaliva 109 SI. 16. Lokacija odvzetih vzorcev površinskega sedimenta Koprskega zaliva za geokemične analize težkih kovin Fig. 16. Location of samples for heavy metal analyses in the surficial sediment of the Bay of Koper 0,36 ppm). Višje koncentracije Hg v odprtem delu zaliva povezujemo z bližino izliva reke Soče, ki je prek Idrijce glavni prinašalec živega srebra v morje. Vsebnost Hg pri Gradežu doseže okrog 1,6 ppm, kar je štirikrat več kot pri Kopru, medtem ko ga sediment pri samem izlivu Soče vsebuje celo 35,1 ppm (Kos t a et al., 1978a, b). Nizka vsebnost železa v vzorcu K5 ob ustju Rižane, v primerjavi z vzorci iz ostalega zaliva, kaže na dotok oksigenirane rečne vode v zaliv in na bolj oksidacijsko okolje sedimen- tacije. V večjem delu Koprskega zaliva prevladujejo že nekaj cm pod površino sedimenta redukcijske razmere (si. 7), pri katerih se izloča pirit (FeS2) kot avtigen mineral, z njim pa se večajo tudi koncentracije železa v sedimentu. V splošnem so vsebnosti težkih kovin v Koprskem zalivu enakega reda velikosti, kot so ugotovljene v neonesnaženih delih morskega sedimenta. Posebno lepo so analizirane vsebnosti mikroelementov primerljive s sedimentom iz vrtine V-6 v Sečo- veljskih solinah (Ogorelec et al., 1981), kar lahko velja za geokemično ozadje morskega sedimenta Tržaškega zaliva. Opazne so le malenkostne razlike vsebnosti živega srebra (tabela 6). Slične koncentracije mikroelementov, kot so izmerjene v Koprskem zalivu, navajajo tudi Donazzolo in sodelavci (1979) za Beneški zaliv (Hg 0,1 do 3ppm, Pb 10 do 65 ppm, Cd 0,1 do 4 ppm, Cu 2,5 do 45 ppm, Zn 20 do 410ppm ter Co 1 do 15ppm) ter Paul in Meischner (1976) za nekatere elemente v sedimentu pri Rovinju in vzhodno od izliva reke Pad (Cu 20 do 25 ppm ter Zn 37 do 62ppm). Donazzolo in sodelavci postavljajo meje med čistim sedimentom in med tistim, ki ga je zajela polucija, pri naslednjih koncentracijah: Zn 90 ppm, Hg < 1 ppm. Cd < 3ppm, Pb < 40 ppm ter Cu 25 ppm. Izmerjeni rezultati težkih kovin v Koprskem zalivu kažejo, da sediment z njimi zazdaj še ni kontaminiran, kljub vidnim antropogenim vplivom industrijske in 110 B. Ogorelec, M. Mišic, J. Faganeli, P. Stegnar, B. Vrišer & A. Vukovič Tabela 6. Mikroelementi v površinskem sedimentu Koprskega zaliva (v ppm suhe teže) primerjalno z geokemičnim ozadjem vrtine V-6 v Sečoveljskih solinah (Ogorelec et al., 1981) Table 6. Microelements in the surficial sediment from the Bay of Koper (in ppm dry weight), compared with the geochemical background in the samples from the borehole V-6 in Sečovlje salt marsh (Ogorelec et al., 1981) Recentni sediment Koprskega zaliva lili 112_B. Ogorelec, M. Mišic, J. Faganeli, P. Stegnar, B. Vrišer & A. Vukovič komunalne odplake. Kot kažejo novejše raziskave, ki sta jih opravila Kat z in Kaplan (1981) v obrežnem sedimentu južne Kalifornije, se sam sediment s težkimi kovinami le malo kontaminira, čeprav pritekajo vanj komunalne in industrijske odplake. Mikroelementi se vežejo predvsem na drobne lebdeče delce ter na plankton- ske organizme, ki jih lahko potem že šibki tokovi in vplivi bibavice nosijo iz zaliva, oziroma se težke kovine razprše dokaj enakomerno po celotnem zalivu. Drugače pa je v bolj zaprtih in slabo pretočnih zalivih z veliko količino industrijskih in komunalnih odplak. Tak je npr. Kaštelanski zaliv (Stegnar et al., 1980), kjer koncentracije Hg, Zn, Cu in Pb za 1 do 2 reda velikosti ali celo za več presegajo dobljene vrednosti v Koprskem zalivu. Kot sledi iz analiz mikroelementov, je za sediment Koprskega zaliva najbrž nevarnejše onesnaženje z organskimi snovmi (nafta, pesticidi, fenoli, organska topila in druge) in s komunalnimi odplakami, kot pa s težkimi kovinami. Sediment in bentos Bentoška združba, kot jo opazujemo v Koprskem zalivu, je relativno pestra in je značilna za priobalni pas severnega Mediterana. Nanjo vplivajo razni ekološki dejavniki, kot so hidrografske razmere, meje pH in Eh, kemija pornih vod, vrsta sedimenta in njegova zrnavost, količina hranilnih snovi, suspendirana snov in morfo- logija morskega dna. S potapljanjem smo podrobno opazovali bentoško združbo v profilu med Koprom in Izolo do globine 6m (sl. 17) in pri Debelem rtiču do globine 4m (sl. 18). Globinski profil ob obalni cesti. Ta profil, ki smo ga izbrali na sredini med Koprom in Izolo, je približno 40 m dolg in sega do globine 6 m. Obalo tu tvori umetno obzidan nasip, po katerem teče cesta, na vodni črti pa ga varuje umeten valobran iz velikih apnenčevih blokov. Pri 5 m globine se nagib prevesi in flišno kamenje se umakne položnemu sedimentnemu dnu, poraslem z morsko travo. V bibavičnem, tj. mediolitoralnem pasu na skalah srečamo polže Patella rustica in različne vrste iz rodov Monodonta in Gibbula. V gručah nastopajo školjke Mytilus galloprovincialis in Crassostrea gigas ter prirasli raki vitičnjaki Chthamalus stella- tus. Površino skal porašča asociacija Fucetum virsoidis, kjer prevladujejo Fucus virsoides, Ulva rigida in Pterocladia pinnata. Globlji, tj. zgornji infralitoralni pas naseljuje asociacija alg, ki se imenuje po vodilni vrsti Dictyopteris membranacea. Razen slednje tu najdemo še morsko solato Ulva rigida in druge alge kot Halopithys incurvus, Dicyota dichotoma, Alsidium corallinum in Chondria tenuissima. Na posameznih mestih izstopajo tudi redkejše alge iz rodu cistozir kot Cystoseira barbata, C. fimbriata in C. corniculata, tu in tam pa tudi otočki vrste Padina pavonia. Med sestoji alg najdemo tu spužve Suberites domuncula, Ircinia fasciculata, školjke Chlamys varius in Ostrea edulis, polže - predvsem vrsto Hinia reticulata, v manjši meri tudi Gourmya vulgata in Truncula- riopsis trunculus adriaticus, morsko zvezdo Astropecten spinulosus med kamni pa tudi kačjerepe Amphipholis squamata. Muljevito mehko dno pod 5 m globine preraščajo morske trave Cymodocea no- dosa, le deloma tudi Posidonia oceanica. Značilne živali tega pasu so leščur Pinna nobilis, a tudi manjše školjke, kot Loripes lacteus in Cardium edule, raki, ki se zakopavajo v mulj (Upogebia litoralis, Calianassa stebbingi), morske kumare (Holot- huria forskali), zvezde (Asterina gibbosa) in ježki (Psammechinus microtubercula- tus). Recentni sediment Koprskega zaliva 113i 8 - Geologija 30 SI. 17. Podvodni profil bentoške flore in favne na flišnem obrežju ob cesti med Koprom in Izolo Fig. 17. Diving transect of benthic flora and fauna from the flysch coast (section between Koper and Izola) Flora: al - Alsidium corallinum, ch - Chondria tenuissima, cym - Cymodocea nodosa, cys - Cystoseira spp., dd - Dictyota dichotoma, di - Dictyopteris membranacea, fu - Fucus virsoides, ha - Halopithys incurvus, pos - Posidonia oceanica, pp - Padina pavonia, pt - Pterocladia pinnata, ul - Ulva rigida Favna: ag - Asterina gibbosa, am - Amphipholis squamata, as - Astropecten spinulosus, cal - Calianassa stebbingi, ce - Cardium edule, cg - Crassostrea gigas, ch - Chthamalus stellatus, cv - Chlamys varius, gi - Gibbula spp., go - Gourmya vulgata, hi - Hinia reticulata, hoi - Holothuria forskali, my - Mytilus galloprovincialis, mo - Monodonta sp., os - Ostrea edulis, pa - Patella rustica, pn - Pinna nobilis, ps - Psammechinus microtuberculatus, sd - Suberites domuncula, tru - Trunculariopsis trunculus adriaticus, up - Upogebia littoralis 114 B. Ogorelec, M. Mišic, J. Faganeli, P. Stegnar, B. Vrišer & A. Vukovič; Sl. 18. Podvodni profil bentoške flore in favne na flišnem obrežju pri Debelem rtiču Fig. 18. Diving transect of benthic flora and fauna from the flysch coast at Debeli rtič Flora : cym - Cymodocea nodosa, cys b - Cystoseira barbata, cys c - Cystoseira crinita, di - Dictyopteris membranacea, zos - Zosterella noltii Favna: aa - Ascidiella aspersa, ac - Amphiura chiajei, as - Anemonia sulcata, bn - Bugula neritina, bs - Botryllus schlössen, cal - Calianassa stebbingi, cl - Calliostoma spp., cp - Cucumaria planci, cc - Cladocora cespitosa, gì - Gibbula spp., mo - Monodonta spp., pol - Polychaeta, so - Spongia officinalis, sp - Sabella pavonina, up - Upogebia littoralis, va - Verongia aerophoba Recentni sediment Koprskega zaliva_ 115 Globinski profil Debeli rtič. Profil je dokaj položen, saj šele približno 60 m od obale seže 3m globoko. V celoti je dolg 70m z največjo globino 3,5m. Flišni prod se s kopnega nadaljuje v morje, kjer ga mestoma prekinjajo skalne čeri (flišne plasti), ki potekajo vzporedno z obalo in med njimi ležeči platoji mulja, porasli z morskimi travami. Pri 3m globine preide to spremenljivo dno v položen travnik morskih cvetnic. Trdo dno profila pod cono plimovanja porašča nadvse pestra združba t.im. fitala, ki ji dajejo pečat alge cistozire - v plitvejšem delu asociacija Cystoseiretum crinitae, v večji globini pa vrsta Cystoseira barbata. Razen alg cistozir je v fitalu dokaj množična še Dictyopteris membranacea. Značilnost flore tega pasu je popolna odsotnost morske solate Ulva rigida. Favna mediolitoralnega, prodniškega pasu, izpostavljenega valovom, je skromna. Predstavljajo jo predvsem številni polži rodov Gibbula, Monodonta in Calliostoma. Globlje, v infralitoralnem fitalu so pogostne predvsem spužve (Spongia officinalis, Verongia aerophoba), solitami in kolonijski plaščarji (Ascidiella aspersa, Bothryllus schlosseri), grmičasti mahovnjaki (Bugula neritina) ter hidroidi in vetrnice (Anemonia sulcata). Med kamenjem, na obrobju peščenih con živi prirasli predstavnik mnogoščetincev - veliki črv cevkar Sabella pavonina. Travnik morskih cvetnic sestavlja predvsem Cymodocea nodosa, v manjši meri tudi Zosterella noltii. Razen odprtin številnih črvov skupine Polychaeta in rakov (rodovi Upogebia, Calianassa) opazimo na površini mulja še morske kumare (Cucu- maria planci), kačjerepe (Amphiura chiajei) in osamljene gruče kamenih koral Cladocora cespitosa. Opisana profila sta si dokaj podobna. Razlike so predvsem v izpostavljenosti do prevladujočega vetra - burje in zaradi prisotnosti hranilnih soli iz kanalizacijskih iztokov ter izliva odpadnih voda industrije v Izoli. Zaradi omenjenih vplivov, predv- sem hranilnih soli, prevladujejo na koprsko-izolski obali nitrofilne alge (Ulva rigida, Dictyopteris membranacea, Halopithys incurvus), medtem ko na Debelem rtiču prevladujejo vrste rodu Cystoseira. Osrednji del Koprskega zaliva predstavlja bentoška združba t.im. glinasto-mulja- stega dna. V skoraj popolni odsotnosti alg (z izjemo prenesenih s tokovi) prevladujejo moluski (značilen predstavnik je polž Aporrhais pespelecani), brizgači (Holothuria tubulosa) in črvi mnogoščetinci, predvsem Maldane glebifex. Združba tega tipa dna se bistveno razlikuje od opisanih con priobalnih travnikov (slednji leže le vzdolž obale, do približno 6 m globine) in je značilna za osrednje dele Koprskega, Strunjan- skega in Piranskega zaliva, nasploh pa tudi za celotni jugovzhodni del Tržaškega zaliva. Šele nekako na črti Gradež-Izola prehaja ta združba pod globino 22 metrov v združbo t.im. školjčno-detritičnega dna. Zanj je značilen droben pesek s številnim školjčnim detritusom. V favni prevladujejo kačjerepi, spužve in ascidije (združba Ophiothrix-Reniera-Microcosm us). Povzetek Raziskave zajemajo sestavo, razporeditev in genezo morskega sedimenta Kopr- skega zaliva, njegove geokemične značilnosti in oris bentoške združbe. Namen raziskav je bil tudi ta, da smo dobili podatke, potrebne za študij ekologije in polucije zaliva, kar omogoča primerjavo z drugimi deli Tržaškega zaliva, posebno s Piranskim zalivom. 116 B. Ogorelec, M. Mišic, J. Faganeli, P. Stegnar, B. Vrišer & A. Vukovič Koprski zaliv predstavlja v trikotniku Izola-Koper-Debeli rtič potopljeno široko dolino Rižane. Morfološko je to precej ravna, 15 do 20m globoka podmorska ravnina s precej strmo flišno obalo. Stalnih morskih tokov znotraj zaliva ni; premikanje vodnih mas je pogojeno z vetrovi in s plimovanjem. Slanost morske vode je normalna in znaša okrog 36 %o. Vpliv sladke vode, ki jo v zaliv dovajata Rižana in Badaševica, je neznaten in je opazen le ob ustju reke Rižane. Po zrnavosti in litologiji lahko površinski sediment Koprskega zaliva razdelimo v tri cone: - obrežni sediment (cona A) sega do globine okrog 5 metrov. Sestavlja ga peščeni melj z do 40 % peščene frakcije in manj kot 15 % gline. Srednja zrnavost sedimenta je okrog 50 цт; - sediment notranjega dela zaliva (cona B), ki obsega večji del zaliva. Po zrnavo- sti je to glinasti melj z 20 do 40% gline in manj kot 3% peščene frakcije. Srednja zrnavost se giblje med 3 in 6|xm; - sediment odprtega dela zaliva (cona C) je peščeni melj s srednjo zrnavostjo okrog 30|im, do 40% peščene frakcije in z manj kot 25% gline. Grobo frakcijo sestavljajo le foraminifere in drobci moluskov. Frakcijo gline spira talni tok, ki teče ob robu zaliva v smeri od Pirana proti Trstu. Mineralna sestava sedimenta je precej enotna. Večina zrn je detritičnega izvora in je v zaliv prispela z erozijo flišne obale in pa z rečnim nanosom Rižane. Med minerali prevladuje kremen nad mineralni glin (illit in klorit v približnem razmerju 2:1), karbonatnimi minerali (kalcit, dolomit, aragonit) in glinenci. Delež karbonata se giblje med 20% v notranjem delu zaliva in narašča proti odprtemu delu zaliva, kjer doseže okrog 40% (večji delež organskih ostankov). Avtigena minerala sta aragonit in pirit; slednji je indikator redukcijskih razmer znotraj sedimenta. Razen površinskega sedimenta smo v Koprskem zalivu preiskali tudi jedro dveh vrtin. Vrtina V-3 je locirana v koprski luki in je zadela na flišno podlago v globini 40 metrov. Spodnjih 15 m sestavlja rečni nanos Rižane, kjer se menjavata pesek in prod, vrhnjih 25m sedimenta pa ima morski značaj (Ogorelec et al., 1984). V sivem glinastem melju so številne lupine foraminifer in školjk. Vrtina MK-6, locirana med Žusterno in koprskim mestnim pristaniščem, je prevrtala kvartarni sediment v glo- bini 41 metrov. Tu je sediment vseskozi enakomernozrnat glinasti melj, po favni pa sklepamo na menjavanje morske in brakične sedimentacije. Neposredni vpliv reke Rižane do vrtine MK-6 ne seže več. Vnos celotnega suspendiranega sedimenta z reko Rižano znaša približno 28-10И letno. Grobi delci se odlagajo v ustju in ob njem, drobnejši pa se porazdelijo po zalivu v odvisnosti od gibanja vodnih mas. Upoštevajoč ocenjeno poprečno hitrost sedimen- tacije sredi zaliva (ok. milimeter letno), znaša sedimentacija sredi zaliva približno 0,6kg m 2 suspendiranega sedimenta letno, od tega skoraj 40% organske snovi. Vsebnosti Corg., Ntot. in Ptot- v raziskanem površinskem sedimentu so približno enake kot v vrtini V-3 in imajo v poprečju 1,4% Corg., 0,2% Ntot. in 400 ppm Ptot.- Izmerjene vsebnosti kažejo, da se razmere v sedimentu glede na preteklost niso bistveno spremenile. Analize razmerij C/N in C/P v različnih frakcijah organske snovi v Koprskem zalivu so v povezavi z analizami b^^C organske snovi pokazale, da ima organska snov, vsaj sredi zaliva, skoraj izključno morski izvor. Približno polo- vica organske snovi izvira iz bentoške flore in favne, druga polovica pa iz suspendirane organske snovi. Analize pornih vod so pokazale nizke koncentracije fosfata. Ta se verjetno veže v razne minerale (npr. apatit), ki nastajajo med diagenezo. Vertikalna porazdelitev The recent sediment of the Bay of Koper 117 koncentracij analiziranih spojin kaže približno enake koncentracije vzdolž 40cm sedimentnega stolpca zaradi bioturbacije sedimenta. Geokemične analize 18 vzorcev površinskega sedimenta kažejo, da so koncentra- cije mikroelementov težkih kovin As, Cd, Co, Cr, Cu, Hg, Ni, Pb, Sb in Zn kot tudi makroelementov Fe, Mn in P v celotnem zalivu zelo izenačene. Izmerjene vrednosti naštetih elementov so v mejah geokemičnega praga za Tržaški zaliv, kot ga opazu- jemo npr. v vrtini V-6 pri Sečovljah (Ogorelec et al., 1981) in zazdaj še ne kažejo na polucijo sedimenta s težkimi kovinami. Rahlo povišane koncentracije glede na geokemično ozadje opazujemo le pri živem srebru. Osrednji del Koprskega zaliva predstavlja bentoška združba glinasto-meljastega dna. V skoraj popolni odsotnosti alg prevladujejo moluski, brizgači in črvi mnogošče- tinci. Zaradi povišanih koncentracij hranilnih soli iz komunalnih in industrijskih odplak prevladujejo ob koprsko-izolski obali nitrofilne alge (Ulva rigida, Dictyopte- ris membranacea), medtem ko so pri Debelem rtiču pretežno vrste iz rodu Cystoseira. Če strnemo rezultate raziskav morskega sedimenta Koprskega zaliva, ugotovimo veliko podobnost s sosednjim Piranskim zalivom (Ranke, 1976), ki ima kot delno zaprt bazen podobne morfološke in hidrografske značilnosti. The recent sediment of the Bay of Koper (Northern Adriatic) Summary The present paper describes the composition and genesis of marine sediment of the Bay of Koper (Northern Adriatic). The data obtained extend our knowledge of ecology and allow an evaluation of the pollution of the Bay in comparison with the other parts of the Gulf of Trieste, especially with the Bay of Piran. The Bay of Koper is a wide submerged valley of the river Rižana. Morphologically, the Bay is a flat submarine plain about 15-20 m deep with steep flysch shoreline (Fig. 1). The sea water circulation in the Bay is mainly controlled by tides and winds, and constant currents are practically absent. The salinity averages about 36 %o (Figs. 2 and 3) and the influence of the fresh water inflow is rather insignificant, except in the vicinity of the Rižana river mouth. According to grain-size distribution and lithology the surficial sediment of the Bay of Koper can be divided into three zones (Figs. 4 and 5, Tab. 1): - Near-shore sediment (zone A) down to a depth of about 5 m. It consists of sandy silt with up to 40% of the sand and less than 15% of clay. The mean grain-size is about 50 [xm; - Sediment of the inner part of the Bay (zone B) consists of silty clay with 20-40% of the clay and less than 3% of the sandy fraction. The mean grain-size ranges between 3-6 цт; - Sediment of the Bay entrance (zone C) consists of silt with the mean grain-size of about 30 |xm, up to 40 % of the sandy fraction and less than 25 % of silt. The coarse fraction is mainly composed by foraminifers and skeletons of molluscs. The silty fraction is continuously washed by a near bottom sea water current going mainly in the direction Piran-Trieste. The mineral composition is fairly uniform (Tab. 2). The majority of the grains are detrital, originating from flysch in the hinterland and introduced by shore erosion 118 B. Ogorelec, M. Mišic, J. Faganeli, P. Stegnar, B. Vrišer & A. Vukovič and the Rižana inflow. Quartz prevails over clay minerals (illite and chlorite in the approx. ratio of 2:1), carbonates (calcite, dolomite, aragonite) and feldspar. The carbonate content (Fig. 6, Tab. 3) varies between 20 % in the inner part of the Bay and 40% at the Bay entrance, containing a considerable proportion of skeletons of various organisms. The authigenic minerals are aragonite and pyrite; the latter is an indicator of a reducing environment in the sediment (Fig. 7). In the surficial sediment the Eh is positive but an decrease to negative values is usually observed a few centimenters below the surface. We also investigated two boreholes drilled in the Bay of Koper (Fig. 8). The borehole V-3 was located in Koper harbour. The lower part (25-40 m) of the V-3 core consists of fluviatile deposition of the Rižana river, containing sand and gravel. The upper part of the core (0-25 m) consists of marine sediment and the dark grey clayey silt is rich in foraminiferal fauna and skeletons of molluscs (Fig. 9). The borehole MK-6, located between Žusterna and Koper harbour, reached the flysch basement at a depth of 41m. The sediment is throughout composed of clayey silt. According to fauna distribution, the sediment revealed the alternation of marine and brackish conditions of sedimentation. Here, the direct influence of the Rižana river inflow was not observed. The input of total suspended matter into the Bay of Koper by the Rižana inflow amounts to about 28 • lO^t y Ч The coarse suspended particulates are Mainly deposited in the vicinity of the river mouth, while smaller particles are distributed throughout the Bay in relation to the sea water dynamics of the Bay. Considering the average sedimentation rate in the central part of the Bay of about 1 mm y ^ and porosity of about 80%, we calculated the sedimentation of total suspended matter as about 0.6kg m'2 y~i. The organic fraction of the total suspended matter amounts to 39%. The contents of Corg., Ntot. and Ptot. in the surficial sediment of the Bay are approx. the same as those measured in the upper marine part of the core V-3 (Ogorelec et al, 1984) and averages about 1.4% Corg., 0.18% Ntot. and 420 ppm Ptot. (Figs. 10-14). All results indicate that the environmental conditions of the Bay in the past were not markedly different from those at present. C/N and C/P ratios and Ò'^C values of various fractions of organic matter (Tab. 5) in the Bay indicate that the organic matter, at least in the central part of the Bay, is of marine origin, approx. 50% of benthic and 50% pelagic producers. Pore water analyses revealed low phosphate concentrations, probably due to the adsorption or precipitation of phosphate with various minerals during diagenesis. The vertical distribution of compounds analysed shows nearly the same concentrati- ons of all chemical constituents down to a depth of approx. 40 cm, because of intense bioturbation (Fig. 15). The estimated benthic diffusive fluxes of NH4, PO^ and Si using Pick's First Law averaged about 1.2 mmol NH| m - d\ 0.01 mmol PO4 m-2 d-i and 0.7 mmol Si m 2 di. Geochemical analyses of the microelements As, Cd, Co, Cr, Cu, Hg, Ni, Pb, Sb and Zn and the macroelements Fe, Mn and P show that they are distributed approx. uniformly in the surficial sediment of the Bay (Fig. 16, Tab. 6). The contents of the elements analysed are at the same level as in the geochemical background of the core V-6 in the Sečovlje salt marsh (Ogorelec et al., 1981). A somewhat higher Hg content was found in the surficial sediment of the Bay of Koper. The central part of the Bay of Koper is populated by a community typical of silty- muddy bottom, mostly without algae, mainly composed of mollusca, holothuria and polychaetha. Because of the higher input of nutrients along the south coastline of the Recentni sediment Koprskega zaliva 119 Bay (between Izola and Koper), nitrophilic algae prevail (Fig. 17), while around Debeli rtič the species of the genus Cystoseira prevails (Fig. 18). From the results of the multidisciplinary study of the sediment of the Bay of Koper it emerges that the Bay is similar to the Bay of Piran (Ranke, 1976), having both similar morphological and hydrographie properties. Literatura Aller, R. C. 1982, The effects of macrobenthos on chemical properties of marine sediment and overlying water. V: Mc Call P. L. & Te ves z M. J. S. (eds.), Animal-sediment relations. Plenum, 53-102, New York. Aspila K. I., Agemian H. & Chau A. S. Y, 1976, A semi-automated method for the determination of inorganic, organic and total phosphorous in sediments. Analyst, 109, 187-197, London. Atterberg, A. 1905, Die rationelle Klassifikation der Sande und Kiese. Chemiker- Zeitung., 15, Heidelberg. Avčin, A.,Meith-Avčin, N., Vukovič, A., & Vrišer, B. 1974, Primerjava bentoških združb Strunjanskega in Koprskega zaliva z ozirom na njihove polucijsko pogojene razlike. Biol. vest., 22, 171-208, Ljubljana. Brambati, A. 1968, Mixing and settling of fine terrigenous material (<16[гт) in the Northern Adriatic Sea between Venice and Trieste. Stud. Trentini Sci. nat.. A, 45/2, 103-117, Trento. Brambati, A. & Venzo, G. A. 1967, Recent sedimentation in the Northern Adriatic Sea between Venice and Trieste. Stud. Trentini Sci. nat., A, 44/1, 202-274, Trento. Brambati,A., Ciabatti,M., Fanzutti,G.P., Marabini,F, & Marocco, R. 1983, A new sedimentological textural map of the Northern and Central Adriatic Sea. Boll. Oceanol. Teor. Appi. 1/4, 267-271, Trieste. Bremner, J. M. & Keeney, D. R. 1965. Steam distillation method for determination of ammonion, nitrate and nitrite. Anal. Chem., 32, 485-495, Easton. Burnett, W. C. 1977, Geochemistry and origin of phosphorite deposits from off Peru and Chile. Geol. Soc. Amer. Bull., 88, 813-823, New York. Byrne, A. R. 1972, Determination of arsenic and antimony in biological materials at sub- ppm level. Anal. Chim. Acta, 59, 91-99, Amsterdam. Byrne, A. R. & Kosta, L. 1974, Simultaneous neutron activation determination of selenium and mercury in biological samples by volatilization. Talanta, 21, 1083-1090, Oxford. Dermelj, M., Ravnik, V., Kosta, L., Byrne, A. R. & Vakselj,A. 1976, Determina- tion of traces in In, Mn, As and Sb in zinc by NAA. Talanta, 23, 856-859, Oxford. Dermelj, M., Ravnik, V. & Kosta, L. 1977, Simultaneous determination of trace elements Cd, Cu and Zn in different environmental samples by neutron activation analysis. Radiochem. Radioanal. Letters, 28, 231, Lausanne. Donazzolo, R., Heike Merlin,O., Menegazzo Vitturi,L., Orio, A., Pavoni, B., Perin, G. & Rabitti, S. 1979, Metalli pesanti nei sedimenti del Golfo di Venezia. Ocean. Fond. Marini, 973-985. Roma. Faganeli, J. 1984, Produkcija in transformacije organsko vezanega dušika v obalnem morju (Tržaški zaliv). Doktorska disertacija, Piran-Ljubljana, 97 pp. Faganeli, J., Mišic, M., Dolenec, T., Pezdič, J. & Ogorelec, B. 1983, Pore water composition in some small cores of the Gulf of Trieste (North Adriatic). 4'*' IAS Regional meeting, 58 (abstract), Split. Faganeli, J., Mišic, M., Ogorelec, B., Dolenec, T & Pezdič, J. 1985, Organic matter in two 41-m boreholes from the Gulf of Trieste (Northern Adriatic). Rapp. Comm. Int. Mer. Medit., 29/2,139-142, Monaco. Faganeli, J., Malej, A. & Pezdič, J. 1986, Determination of sources of organic matter in the near-shore marine envioronment (Gulf of Trieste, Northern Adriatic) using the elemental composition of C, N and P, and the isotopie C composition. Rapp. comm. int. Mer. Medit., 50/2 (abstract), Monaco. Gaudette, H. E., Flight, W. R. Tonerk, L. & Folger, D. W. 1974, An inexpensive titration method for the determination of organic carbon in recent sediments. Jour. Sed. Petrol., 44/2, 249-253, Tulsa. 120 B. Ogorelec, M. Mišic, J. Faganeli, P. Stegnar, B. Vrišer & A. Vukovič Giorgetti, F., Mosetti F. & Macchi, G. 1986, Caratteristiche morfologiche, fisiche e chimiche del fondo marino del Golfo di Trieste nell'area compresa entro la congiungente Punta Grossa - Bocche di Primero. Boll. Soc. Adriat. Sci., 61/1, 3-21, Trieste. Grasshoff, K. 1976, Methods of seawater analysis. Verlag-Chemie, 317 pp., Wenheim. Guilcher, A. 1969, Pleistocene and Holocene sea level changes. Earth. Sci. Rev., 5/2, 69-97, Amsterdam. Hartmann, M., Müller, P., Suess, E. & van der Weijden,C.H. 1973, Oxidation of organic matter in recent marine sediments. Meteor-Forschungsergebnisse, C 12, 74-86, Kiel. Jorgensen, B.B. 1982, Mineralistion of organic matter in the sea bed - the role of sulphate reduction. Nature, 269, 643-654, London. Jones, D. & Willis, M. S. 1956, The attenuation of light in sea and estuary waters in relation to the concentration of suspended solid matter. Jour. Mar. Biol. Assoc. U. K., 35„ 431-444, London. Katz, A. & Kaplan, I. R. 1981, Heavy metals behavior in coastal sediments of Southern California: A critical review and synthesis. Marine Chemistry,i0, 261-299, Amsterdam. Keeney, D. R. & Bremner, J. M. 1967, Use of the Coleman model 29 analyzer for the total nitrogen analysis of soil. Soil Sci., 104, 358-363, Baltimore. Kitano, Y., Okumura, M. & Idogaki, M. 1978, Uptake of phosphate ions by calcium carbonate. Geochem. Jour., 12, 29-37. Kosta, L. & Byrne, A. R. 1969, Activation analysis for mercury in biological samples at nanogram level. Talanta, 16, 1297-1303, Oxford. Kosta, L., Ravnik, v., Dermelj,M.,Pihlar,B., Stegnar, P.,Byrne, A.R.,Lokar, J., Vakselj, A., Novak, J. & Prosenc, A. 1978a, Mikroelementi v morskih in rečnih sedimentih kot indikatorji kontaminacije slovenskega vodnega sistema. Vestnik SDK, 25, 463-493, Ljubljana. Kosta, L., Ravnik, V., Byrne, A. R., Št ir n. J., D er melj, M. & Stegnar, P. 1978b, Some trace elements in the waters, marine organisms and sediments of the Adriatic by neutron activation analysis. Jour. Radioanalytical Chemistry, 44, 317-332, Lausanne. Kranck, K. & Ruffman, H. 1982, Sedimentation in James Bay. Naturaliste Canad., 353-361, Ottawa. Krumbein, W. C. 1936, Application of logarithmic moments to size frequency distributi- ons of sediments. Jour. Sed. Petrol., 6, 35-47, Tulsa. Kukal, Z. 1971, Geology of recent sediments. Academic Press, New York, 490 pp. Macchi, G. 1968, Sulla composizione chimica dei sedimenti recenti del Golfo di Trieste. Boll. Soc. Adriat. Sci., 61/1, 22-41, Trieste. Manheim, F., Rowe, G. T. & Jipa, A. 1975, Marine phosphorite formation off Peru. Jour. Sed. Petrol., 45/2, 243-251, Tulsa. Me Caffrey.R.J., Myers, A.C., Davey, E., Morrison, G., Bender, M., Lue d tke, N., Gullen, D., Froelich, P. & Klinkhammer, G. 1980, The relation between pore water chemistry and benthic fluxes of nutrients and manganese in Naragansett Bay, Rhode Island. Limnol. Oceanogr., 25, 31-44, Washington. Meischner, D. & Rumohr, J. 1974, A light-weight high-momentum gravity corer for subaqueous sediments. Senckenbergiana Marit., 6, 105-117, Frankfurt. Müller, G. 1964, Methoden der Sedimentuntersuchung. Stuttgart, Schweizerbartsche Verl., 303 pp. Müller, P. J. &¿ Suess, E. 1979, Productivity, sedimentation rate, and sedimentary organic matter in the oceans - 1. Organic carbon preservation. Deep-Sea Research. 26, 1347-1362, Oxford. Nathan, Y. & Lucas, J. 1976, Expériences sur la précipitation directe de l'apatite dans l'eau de mer: implications dans la genese des phosphorites. Chem. Geol., 18, 181-186, Amster- dam. Ogorelec, B., Mišic, M.,Šercelj, A., Cimerman, F., Faganeli, J. & Stegnar, P. 1981, Sediment sečoveljske soline. Geologija, 24/2, 179-216, Ljubljana. Ogorelec, B., Mišic, M., Faganeli, J., Šercelj, A., Cimerman, F., Dolenec, T. & Pezdi č, J. 1984, Kvartarni sediment vrtine V-3 v Koprskem zalivu. Slovensko morje in zaledje, 6-7, VII, 165-186, Koper. Parsons, T. R. 1975, Particulate organic carbon in the sea. V: Riley J. P. & Skirro w G. (eds.) Chemical oceanography, 2"<^ ed.. Academic Press, London, 647 pp. Paul, J. & Meischner, D. 1976, Heavy metal analyses from sediments of the Adriatic Sea. Senckenbergiana marit., 8, 1/3, 91-102, Frankfurt. Recentni sediment Koprskega zaliva 121 Pigorini, B. 1967, Aspetti sedimentologici del Mare Adriatico. Mem. Soc. Ital. Sci. nat. Mus. civil, stor. nat., 16, 130-194, Milano. Pos t ma, H. 1961, Suspended matter and Secchi disc visibility in ocean waters. Nether. J. Sea Res., 3, 359-390. Ravnik, v., Dermelj, M. & Kosta, L. 1974, A highly selective diethyldition-carbamate extraction system in activition analysis of copper, indium, manganese and zinc. Jour. Radio- anal. Chem., 20, 443, Amsterdam. Ravnik, v., Dermelj, M. & Kosta, L. 1976, Determination of some trace elements Fe, Co, Cr, Zn, Mn and In in different series of standard reference samples by NAA. Microchim. Acta., 1, 153, Wien. Ranke, U. 1976, The Sediments of the Gulf of Piran (Northern Adriatic Sea). Senckenber- giana marit., 8, 1/3, 23-60 Frankfurt. Rossi, S., Mosetti, F. & Cescon, B. 1968, Morfologia e natura del fondo nel Golfo di Trieste. Boll. Soc. Adriatica Sci., 55/2, 187-206, Trieste. Reynolds, R. C, Jr. 1980, Interstratified clay minerals: In Crystal Structures of Clay Minerals and Their X - ray Identification, G. W. Brindley and G. Brown (eds.), Mineralogi- cal Society, 249-303 London. Savin, S. M & Yeh,H. W. 1981, Stable isotopes in ocean sediments. V: Emiliani C. (ed.) - Oceanic lithosphère. The Sea., 7., J. Wiley, 1521-1554, New York. Semi, P. 1975, Capris, Giustinopoli, Capodistria. NLT, 320 pp., Trieste. Silva,J. A. & Bremner, J. M. 1966, Determination of isotope ratio analysis of different forms of nitrogen in soils: 5. Fixed ammonium. Soil. Sci. Soc. Amer. Proc, 30, 587-594, Madison. Stegnar, P., Vukadin, 1., Smodiš, B., Vakselj, A. & Prosenc, A. 1980, Trace Elements in Sediments and Organisms from Kaštela Bay. V*' Journées Etud. Pollutions. C.I.E.S.M., 595-600, Cagliari. Strickland, J. D. H. & Parsons, T. R. 1972, A practical handbook of seawater analysis. Fish. Res. B d. Can., Ottawa, 301 pp. Suess, E. 1973, Interaction of organic compounds with calcium carbonate. II: Organo- carbonate associations in recent sediments. Geochim. Cosmochim. Acta, 38, 1-19, London. van Straaten,L. M. J. U. 1965, Sedimentation in the north-western part of the Adriatic Sea. A Symposium. Coloston Pap. Coloston Res. Soc, 17, 143-162, London. van Straaten, L. M. J. U. 1970, Holocene and late-Pleistocene sedimentation in the Adriatic Sea. Geol. Rundschau, 60/1, 106-131, Stuttgart. Venzo, G. A. & Stefanini, S. 1967, Distribuzione dei carbonati nei sedimenti di spiaggia e marini dell'Adriatico settentrionale tra Venezia e Trieste. Stud. Trentini Sci. Nat., A., 44/2, 178-201, Trento. Vrišer, B., Avčin, A. & Vukovič, A. 1981, Značilnosti bentoških združb v Izolskem zalivu. Slov. morje in zaledje, 4/5, 201-206, Koper. Willey, J. D. 1978, Release and uptake of dissolved silica in seawater. Mar. Chem., 7, 53-65, Amsterdam. GEOLOGIJA 30, 123-148 (1987), Ljubljana UDK 551.763.781.8:552.52(450.36,497.12) = 20 Flyschoid deposits of Goriška Brda (CoUio) between Soča (Isonzo) River and Idrija (ludrio) River - facies and paleoenvironments I depositi flyschoidi dei Colli Goriziani (Goriška Brda) tra il fiume Isonzo (Soča) e fiume ludrio (Idrija) - facies e condizioni paleoecologiche Flišoidni sedimenti iz Goriških Brd med Sočo in Idrijo - faciesi in paleoekološke razmere Giorgio Tunis Istituto di Geologia e Paleontologia dell'Università degli studi Piazzale Europa 1, 34127 Trieste, (Italia) Camilla Pirini Radrizzani Istituto di Geologia dell'Università di Genova Corso Europa 30, 16132 Genova, (Italia) Abstract Presented is the interpretation of environments of main facies associations types in Goriška Brda. The high diversity of studied depositional facies bears evidence of profound differences of environments during deposition of flyschoid beds. Environments from relatively deep sea to those of the external margin of the platform, and those of delta (delta front and delta plain) can be established. Riassunto Viene qui fornita l'interpretazione ambientale delle principali associazioni di facies riconosciute nel Colilo. La grande varietà delle facies sedimentarie esami- nate testimonia una altrettanto varia diversificazione ambientale dei depositi flyschoidi del Colilo. Si è riscontrata un'evoluzione da condizioni di ambiente marino relativamente profondo, ad ambiente di piattaforma esterna ed interna, ad ambiente di delta (fronte deltizio e piana deltizia). Kratka vsebina Podana je razlaga okolja ob nastajanju osnovnih tipov faciesov v Goriških Brdih. Velika raznolikost preučevanih sedimentacijskih faciesov kaže na velike razlike v okolju med nastajanjem flišoidnih kamnin. Opazujemo razvoje od rela- tivno globokega morja do zunanjega roba platforme in do delte (čelo delte in prodelta). 124 Giorgio Tunis & Camilla Pirini Radrizzani Introduction The area under examination is situated between the Soča (Isonzo) River and the Idrija (ludrio) River and straddles the Italian - Yugoslav border; specifically it lies between Korada (Corada), Medeja (Mt. Medea) and Sabotin (Mt. Sabotino). The outcrops of this area are mainly represented by Tertiary clastic sediments ranging in age from Early Ilerdian (Cimerman et al., 1974) to Early Lutetian. Older deposits obviously outcrop here. An example are the Podsabotin beds (Campanian-Maastrichtian - Early Eocene),, situated in the south-eastern sector near Sabotin (see Šribar, 1966; Pavšič, 1977 and 1979). Near Kožbana, both on the southwestern side of the Cretaceous anticline (Cousin, 1981) and on the northeastern flank (Cimerman et al., 1974) there is a flysch rich in conglomerates dating back to the Late Thanetian. As far as younger beds are concerned. Cousin (1981) also reports the presence of Biarritzian in two outcrops, one near Subida (Cormons) and the other near Ponte del Torrione (Gorizia). This paper will deal mostly with the flyschoid sediments lying above the olisto- strome of Plave which could correspond chronologically to the "Megastrato di M. loanaz", as we have defined it in the subdivision of flyschoid units in eastern Friuli (Pirini et al., 1986). In the history of the sedimentary evolution of the Slovenian (or Friulan) basin, the sedimentation was influenced, during the Middle - Late Paleocene and Early Eocene by a particularly active syndepositional tectonism caused by orogenesis involving the innermost zones, in conjunction with an abrupt subsidence and with the collapse and break-up of a wide sector of the Friulan-Karstic platform. The beginning of the flyschoid sedimentation in the area in question is ascribed to this phase, at first with prevailing chaotic facies, megabeds, paraconglomerates and so on, then with predo- minant siliciclastic turbidites. Outside the area examined, these facies are well exposed, particularly in the Natisone valley ("Flysch di Canebola", Pirini et al., in press) and in the Idrija (ludrio) valley ("turbidites and associated coarse facies", Tunis & Venturini, 1984). Near Anhovo (Kuščer et al, 1976; Buser & Pav- šič, 1978; Skaberne, 1987) they are represented by a cyclic sequence containing megabeds and siliciclastic distal turbidites interbedded with calcareous proximal turbidites. This was followed in the examined area in the Middle-Upper Cuisian by a phase of less intense orogenetic activity up to the Late Cuisian-Early Lutetian. According to the world-wide global eustatic model (Vail et al., 1977) during the Lutetian a transgressive phase began, but in the zone we have not clear elements of this event. We should like to stress that, in the area examined, from north to south the outcrops progressively show a pronounced facies association change (a lateral facies variation is also evident inside the lower calcareous-marly-arenaceous facies) indica- tive of a wide variety of sedimentary environments. These range from relatively deep sea environments in the northern zone, where the oldest turbiditic sediments and the mainly coarse associated lithofacies were deposited, to transitional up to shallow water environments in the southern zone where the youngest sediments are clearly related to a fluvio-deltaic complex. This area has been studied by several authors, mainly from the paleontological and pedological point of view (see Martinis, 1962, for the bibliography). Recent studies deal mainly with micropaleontology and biostratigraphy (Piccoli Flyschoid deposits of Goriška Brda (Colilo) 125 & Proto Decima, 1969; Cimerman et al., 1974; Pavšič, 1977 and 1979; Cousin, 1981). With regard to the exact chronological attribution of the Tertiary detrital forma- tions of eastern Friuli and western Slovenia there is no complete agreement among the various authors (see, for example. Tab. XIII, p. 286, Cousin, 1981). It must therefore be presumed that the large number of depositional environments makes very difficult to define the exact biostratigraphic correlations on a regional scale. Tab. 1 shows a comparison! Qf ^j^g various Paleogene detrital (and carbonatic) formations and units in eastern Friuli and western Slovenia. Tunis and Venturini (1984) have studied the sedimentological characteristics of the thick flyschoid (and preflyschoid) Maastrichtian-Early Paleocene sequence in the upper ludrio (Idrija) valley. The terrains of this valley above the "Flysch di Calla" (Early Paleocene) and especially those bounded by the "Megastrato di Mt. loanaz" (Early Ilerdian) and the "Megastrato di Vernasso" (Early Cuisian) are being studied at the time of writing, as are the younger Cuisian sediments which are also turbiditic. The characteristic sequence of turbidites and megabeds in the Natisone valleys is also under study. This is being carried out in the Faedis-Attimis area, where the best outcrops are to be found. In Cousin's subdivision (1981) the reason for his positioning of the base of the Medana beds is not clear. The author himself states: "la limite entre ces deux formations (Kožbana beds and Medana beds) est un peu arbitraire" (p. 277). The criteria by which he distinguishes the lower from the upper Medana beds are equally unclear. The reasons for his stratigraphie and chronological attribution of the younger deposits in the eastern Friuli hills are, in our view, even more tenuous. In the highest beds of the stratigraphie sequence of the Flysch di Cormons^ we have never found any faunal associations more recent than Early Lutetian. We gather from Pavšič (1979) that red marls with sandstone interbeds (Late Maastrichtian - Danian-Montian) are present in the vicinity of Lig, Colnica and Kanalski vrh. These beds are entirely similar to the coeval beds of the "Flysch di Calla", an important marker which may be followed from Breginj (Pavšič, 1985) along all the Natisone valleys as far as the Isonzo (Soča) river. P a v š i č ' s account (profile Lig-Vrhovlje), however, does not make it clear where the Kožbana beds begin and what their relationship is to the underlying flysch. The biostratigraphic study of these terrains is undoubtedly difficult, but the environments in sedimentary rocks can be defined not only by their faunal content, but also by their sedimentary structures, the geometry of their deposits and regional changes of thickness and facies. A working team recently set up by researchers at the Ljubljana and Trieste Universities, with the aim of studying the flysch of the Goriška Brda and Vipava valley, indicated the following objectives as the most important ones: 1 - to give a more detailed description and more definite environmental interpretation of these beds; 2 - to provide a stratigraphy based on the correlation of the facies sequences within the depositional cycles, after a revision and a synthesis of the stages and members proposed by previous authors; 3 - to recognize the distribution of the sedimentary facies and to carry out paleogeographic reconstructions. Work on 1 Our comparison takes account only of the most recent studies. 2 The flysch di Cormons, which lies in the hilly area between Brazzano and Gorizia, was named by Martinis (1962), who distinguished the following facies in it: marly facies, marly- sandy facies, sandy facies and conglomeratic facies. 126 Giorgio Tunis & Camilla Pirini Radrizzani Tab. 1. Stratigraphie attribution of the paleogenic formations and units of eastern Friuli and western Slovenia Flyschoid deposits of Goriška Brda (Colilo) 127 objective^ has begun on the Italian side of the border and a well-defined depositional suite has been recognized in the upper strata of the Flysch di Cormons (Late Cuisian - Early Lutetian). The aim of this study is therefore sedimentological. It is one of the first attempts at a paleoenvironmental reconstruction of the area, essentially by means of the recognition and investigation of the sedimentary facies. We should state at the outset that we do not have a deep knowledge of the Kožbana beds and mostly of the Medana beds which mainly outcrop on Yugoslav territory, especially compared to the know- Fig. 1. Distribution map of the main facies associations 1. Podsabotin beds, 2. Megabed of Plave, 3. Megabeds and lower calcareous-marly-sandy facies, 4. Upper calcareous-marly-sandy facies, 5. Marly facies, 6. Marls with sandstone interbeds and sandstones with marl interbeds facies, 7. Sandstones, conglomeratic sandstones and sandstones with gravel facies. The arrows 8. show directions of currents during the turbiditic sedimenta- tion in the Kožbana zone 128 Giorgio Tunis & Camilla Pirini Radrizzani ledge we have acquired about the Flysch di Cormons, where a bed by bed study of 400 small outcrops was carried out (Nardon, 1982). From base to top of the stratigraphie sequence five facies associations were identified (Fig. 1), some of which include further subfacies: megabeds and lower calcareous-marly-arenaceous facies; upper calcareous-marly-arenaceous facies; marly facies; marls with sandstone interbed and sandstones with marl interbed facies; sandstones; conglomeratic sandstones and sandstones with gravel facies. The text contains comparisons between these associations of facies and the formations, facies, subdivisions and "zones" proposed by ComeP (1927), Martinis (1962), Cimerman et al. (1974) and Cousin (1981). To simplify the chronological interpre- tation and stratigraphie attribution of the facies associations, the most significant correlations may now be roughly summarized. The Kožbana beds (Thanetian-Ilerdian) comprise megabeds and lower calcare- ous-marly-arenaceous facies; the lower Medana beds (Early Cuisian) correspond, in our view, to the upper calcareous-marly-arenaceous facies; the upper Medana beds (Late Cuisian) comprise the marly facies and, partially, the marls with sandstone interbeds-*. The marls with sandstone interbed and sandstones with marl interbed facies (Flysch di Cormons) represent the passage from Cuisian to Lutetian, while sandstones, conglomeratic sandstones and sandstones with gravel facies (Flysch di Cormons) are probably of Early Lutetian. The Main Facies Associations: Description and Interpretation Megabeds and lower calcareous-marly-arenaceous facies These facies correspond to marly conglomeratic formation (Cousin, 1981) and pelitic-sandy-conglomeratic flysch (Cousin, 1981), to the lower and upper part of the Kožbana flysch of Cimerman et al. (1974) and to the "transitional zone" of Comel (1927). Near Plave (along the Plave-Šmartno road) there is a well exposed outcrop of megabreccia, characterized by undefined stratification and by marly matrix, which contains coarse to very coarse clasts of rudist limestone (hence the name of "conglo- merato pseudocretaceo" given by Taramelli, 1870), pebbles of chert, outsize rip- up mudstone clasts (red and gray marls) and blocks of plastic formations i. e. turbidites up to 5 m in diameter. The fabrics of these sediments prove that they have been instantaneously remobilized from their original position. The thickest portion of this outcrop is given by thick bedded calcarenite, calcilutite and marl which directly overlie the breccia and represent the grading upwards. The megabed of Plave could correspond to the "Mt. loanaz Megabed" (Pirini et al., 1986). Above it, massive calciruditic-calcarenitic big beds are widespread, particularly on the southern flanks of the Mt. Korada (along the cartway Senik-Mt. Planina); they are characterized by the rareness of internal structures and slow grading upwards. In this part of the stratigraphie sequence sandstones with marl interbeds of turbiditic origin are fairly ^ In his pioneer study Comel (1927) proposed the first division of the Goriška Brda into "zones". This study is entirely devoid of chronological attributions, but its lithological descrip- tions and pedological informations proved to be extremely useful, particularly in the study of the oldest terrains. We thus assume that the upper Medana beds correspond to the lower-middle part of the Flysch di Cormons. Flyschoid deposits of Goriška Brda (CoUio) 129 9 - Geologija 30 common; they are represented by thin-medium layers. The complete T a-e Bouma sequence very rarely may be found. Then, from west to east between Bucovizza, Mt. Brischis, Cladrecis, Stregna di Prepotto, Fragielis Mernicco, Restocina, Serio (Italy), Vrhovlje pri Kožbani, Kož- bana, Brdice, Brezovk^ Slapnik, Nožno, Belo, Breg, Krasno, Vrhovlje pri Kojskem, Brestje, Vamorje (Yugoslavia) and probably S. Mauro and the upper Piumizza valley (Italy), several facies are present with rapid variations: megabeds, calcarenites, siliciclastic turbidites, sandy calcarenites, marls and marly limestones, paraconglo- merates, fine breccias consisting of subangular calcareous and cherty clasts, rare microbreccias rich in nummulites, etc. A characteristic of the above mentioned zone is the concurrence and local interfingering of several lithofacies, none of which clearly predominates over the others. This peculiarity is more evident because nearby there are areas in which just one or two lithofacies predominate (the southern flanks of Mt. Korada, for example). In Fig. 2 two sections of the Flysch of Kožbana are sketchily illustrated: Hlevnik- Mt. Korada (on the left) and cross road for Kožbana-Brdice (on the right). As far as the megabeds are concerned, the underlined letters make reference to internal organi- zation of a megabed proposed by S e g u r e t et al. ( 1984) : D i = poorly sorted carbonate megabreccia (or olistostrome); D2 = carbonate breccia; D3, D4, D5, = thick sequence, grading from calcirudite (D3) to graded calcarenite (D4), to calcareous mudstone (D5). The letters c and d refer to classification of turbidites (both siliciclastic and carbo- nate) given by Mutt i and Ricci Lucchi (1972). Dr. S. Bus er kindly furnished the fundamental biostratigraphic informations for these sections. Four megabeds are visible along Hlevnik-Mt. Korada section. The most spectacu- lar megabed outcrops near to Brdice. This megabed, with a thickness of up to 50-60 m, has a sheet-like geometry and consists of a very thick basal division which contains very large slabs of ripped up turbidites (Fig. 3) and paraconglomerates (Fig. 4). The other big beds are mainly carbonate and of smaller dimension. Among the siliciclastic turbiditic layers, in terms of the Bouma sequence, the graded coarse intervals are poorly represented (Belo, Nozno, to the north of Hlevnik, along the cartway Brdice-Kožbanjšček R.), while the Bouma base-missing sequences bee and cde are very frequent. The thickness of the sandy beds varies normally between 5, 10 to 20 cm; the sand/marl ratio is approximatively equal to 1 or lower. Sometimes, small marly clasts concentrated in distinct lenses are found in the sandstones (Vrhovlje pri Kojskem). Several paleocurrent directions measured in the sandstone beds (north of Hlevnik, Kožbana, Brdice, Slapnik, Nozno, Belo, Krasno, Vrhovlje pri Kojskem) reveal a southeastward direction of the turbidites. This trend coincides roughly with the longitudinal axis of the basin of the Flysch of Friuli. Broad, low relief channels are occasionally seen (north of Belo, Kožbana, Kožbanjš- ček R. and G. Brezovk); channel (Fig. 5) and interchannel facies are well exposed near Brdice and Kožbana. Thick beds of calcarenites are observed to be either interbedded to sandstones and marls or developed in thick to massive individual beds (big beds). The former are calciturbidites, mainly with the complete Bouma sequence. In the second case the internal structures are quite scarce. Sandy calcarenites of turbiditic origin are common. Some types of calcarenite- sandstone couplets are observed along the Slapnik-Nozno-Belo loose surface road. The lower member of most couplets is composed of carbonate (graded calcarenite or i3o; Giorgio Tunis & Camilla Pirini Radrizzani Flyschoid deposits of Goriška Brda (Colilo) 131 coarse calcarenite), while the capping member consists of quartzose or lithic material. The relative thickness of carbonate and terrigenous members of such couplets is variable, but the sandstones invariably have a smaller thickness. There is often an abrupt junction between the two lithologies (Fig. 6). The paraconglomerates consisting of subrounded clasts of limestone and sand- stone up to 35 cm in diameter and smaller, well rounded chert pebbles are quite common. The fine nummulitic breccias (Belo) also contain limestone pebbles ranging from a few mm to 1-2 cm; these levels are highly cemented by calcareous cement unlike the nummulitic microbreccias interbedded in the marly facies (Vipolže and Russiz). Discussion and interpretation From the observed coarsest facies the depositional mechanism of these seems to have been caused by very rapid processes of resedimentation that occurred in a deep marine environment, but relatively close to the carbonate platform. At present it is rather difficult to define exactly the depositional environment (slope and/or basin's border) due to the lack of a detailed analysis and mapping of the different facies. We think, however, that the interpretation given by Pavlovec (1969) for the central Istria deposits could be acceptable also for most of these deposits. This author, on the basis of several paleoecological indicators and of the mixing of faunas of different ages and environments, hypothesized a relatively narrow and deep basin. One of the edges of the basin was an active slope connected to a carbonate platform; the slope was capable, because of the tectonics, of discharging huge masses of sediments. The slope on the other edge was either more gentle, or less tectonically active. We suppose that the more active side was situated near Banjsice (see also Cousin, 1981 and Skaberne, 1987). Explanation as to the genesis of the megabeds is sought in the notable paleosei- smicity of the area and in the high mobility of the basin. The outcrops of the Kožbana - Korada area are comparable in their affinities of characteristics to the Stregna Flysch Venzo & Brambati, 1969).^ However, these outcrops of chaotic facies are generally less wide, less thick and less frequent compared to the coeval ones in the area situated near Stregna, Canalutto, Clap or Canebola. A last problem rises from the examination of the Paleocene facies outcropping near Mt. Sabotin, between Podsenica and Podsabotin, and in Piumizza valley where marly calcareous lithotypes predominate and near Groppai and S. Mauro where thin sandstones with marly interbeds (turbidites?) prevail. This is interpreted as lateral facies change. The relationship between the turbiditic facies and big beds to the west and these last facies, which may be observed in the easternmost area, is not clear. 5 We would like to point out that the term "Flysch di Stregna", whose biostratigraphic description was unsatisfactory, is currently being abandoned. Fig. 2. Columnar section of the sequence with turbidites and megabeds outcropping along Hlevnik-Mt. Korada road and cross road for Kožbana-Brdice 1. Marls and marly limestones, 2. Calcisiltites, 3. Sandy calcarenites (turbidites), 4. Siliciclastic turbidites (classification according to Mutti & Ricci Lucchi, 1972), 5. Calciturbidites, 6. Fine breccias consisting of calcareous and cherty clasts, 7. Paraconglomerates, 8. Megabeds (internal organization according to Seguret et. al., 1984), 9. Carbonate big beds, 10. Faults 132 í Giorgio Tunis & Camilla Pirini Radrizzani Fig. 3. Well exposed basal unit of Brdice megabed (Flysch of Kožbana) mainly consisting of large deformed rip up layers of turbidites Fig. 4. Channel-like body composed of matrix supported conglomerate within the basal unit of the Brdice Megabed (Flysch of Kožbana). The light colored limestone blocks and cobbles are predominantly platform limesto- nes Flyschoid deposits of Goriška Brda (Colilo) 133: Fig. 5. Channelized sandy body in the Flysch of Kožbana (Kožbana village) Fig. 6. Photograph of a limestone - lithic sandstone couplet from Kožbanjš- ček-Brdice cartway (Flysch of Kožbana). The limestone rests on an eroded surface of marl. Note irregular base and poor grading of the sandstone unit 134 Giorgio Tunis & Camilla Pirini Radrizzani The development and distribution of the eastern facies have probably been conditioned by paleomorphology and by syndepositional and postdepositional tecto- nics. Upper calcareous-marly-arenaceous facies These facies, described by Tunis (1976), could correspond to the lower marly- arenaceous facies and the middle marly-arenaceous facies p. p. of Gomel (1927), and to the lower and middle parts of the Medana Flysch of Cimerman et al. (1974). Calcarenites, calcilutites, sandstones with marl interbeds and marls outcrop along a belt extending from Pojanis, south of Serio, Dolegna, Lonzano (Italy) up to Kojsko and the S. Floriano area through Hlevnik, Hruševlje, Pristava, Slavce, Višnjevik, Vedrijan, Imenje, Šmartno and Gonjače. Calcarenites and calcilutites are mainly present in the lower part of the sequence associated with marly-arenaceous interbeddings of turbiditic origin and marls (having marked lateral continuity), and with very rare individual beds of fine breccia. The marl sandstone interbeddings in comparison with those of the lower calcare- ous-marly-arenaceous facies, are thinner, finer and less rich in internal structures and sole marks. Going up the stratigraphie sequence (south of Lonzano, Vencò, Ruttars, Neblo, etc.), thin bedded sandstones and marls are still present with a sand/marl ratio generally lower than 1, while the calcarenitic beds become gradually rarer and less thick and the calcilutites and marls progressively predominate. Discussion and interpretation This facies association could be considered as belonging to the lower calcareous- marly-arenaceous facies and to the superimposed marly facies, and objectively, at our current level of knowledge, it would be difficult to define its exact stratigraphie limits. Nevertheless, all these facies or subfacies - they can probably be defined and mapped one by one - are discussed here because they have several common distinc- tive features. First of all they are Lower-Middle Cuisian in age and contain Paleogene faunas only, while the lower facies (lower calcareous-marly-arenaceous facies) are characterized by a mixing of Cretaceous and Paleocene faunas (Cimerman et al., 1974). A rarefaction, from gradual to abrupt, of conglomeratic and calcarenitic beds was noted, as already observed by Comel (1927) and Cousin (1981). To these peculiarities must be added a progressive rareness of the turbidites, which disappear near to Lonzano. In the above mentioned area important tectonical disturbances are visible. There is a lot of evidence of these: the beds appear verticalized, suddendly folded, someti- mes disrupted and often broken along a line from Pojanis Hill (Italy) to Kojsko, through Mounts Candia and Komnina, the Gradno Hills, Višnjevik and Vedrijan (see also Carobene, 1984). South of this alignment, the sporadic appearance of turbiditic layers, in the light of the above, could represent also the result of displacements of turbiditic deposits caused by tectonical processes (see also Amato et al., 1976; Placer, 1981: Fig. 7). To the south of the faulted and "overthrusted" zone, the prevalence of marls point to a quiet marine environment; most of the facies here would have originated from a slow fall-out of fine material. The presence of 50 to 150 cm thick fine grained sandstone beds in the upper part of the sequence seems to Flyschoid deposits of Goriška Brda (Colilo) 135 be linked mostly with physical factors (storm waves and/or currents) rather then with paleotectonics (faint pulsations inside the basin) whose characteristics are lacking. Marly facies This facies was described by Martinis (1962) as a part of the Flysch of Cormons. It corresponds to the upper part of the Medana Flysch of Cimerman et al., 1974 (see also Buser 1968 and 1973; Drobne, 1979). The marls represent one of the most widespread lithotypes in the examined area. They outcrop in the area around Ruttars, Brazzano, at the foot of Mt. Quarin, on the Croce Hills, between Spessa and Russiz di sopra, at Blanchis, Giasbana, from Gradiscutta to Oslavia in Italy and at Barbana, Fojana, Dobrovo, Biljana, Medana, Vipolže, G. Cerovo in Yugoslavia. This facies is represented by thick beds of marly limestones and silty marls which are compact, vertically monotonous and structureless. When washed, these marls leave a residue of quartz grains and, to a lesser extent, mica flakes, small well rounded chert grains, limonitic concretions, pyrite crystals and scarce elements of light limestone. In the middle part of the stratigraphie sequence of the marly facies, fine calcare- ous subgraywackes appear in layers up to 1 metre thick, vertically graded, extensi- vely rippled and wavy, with plane parallel and low angle lamination and with sharp contacts both at the base and at the top (hummocky layers). Very thin layers of fine sandstone are interbedded in the marls; they are frequent, although not ubiquitous. It is common to find (Case Limband, Russiz, Subida, D. Cerovo, Vipolže) 10 to 25 cm thick layers of microbreccia with interstitial marly-calcareous cement, compo- sed mainly of macroforaminifera and subordinately by well rounded cherty and calcareous clasts. Often in such layers Nummulites and Assilinae are found in bands parallel to the stratification. Inside the marly facies, carbonate breccia (or a calcareous belt) with alveolinas, nummulites, assilinas and discocyclinas are occasionally found (south of Ruttars, Tunis, 1976; east of Vipolže, Cimerman et al., 1974). Layers of pebbly marls are frequent at the top of the marly facies. They are mainly composed of chert pebbles ranging from 3-4 mm to, exceptionally, 30 cm, quite well sorted and well rounded. At the very top of this sequence there are pebbly mudstone outcrops with a rich, macro and micro invertebrate fauna. The fossils are in various states of preservation, molluscan shells are often abraded. The fauna has some affinities with tropical faunas and consists of several species; corals both colonial (of large size) and isolated, gastropods, bivalves and very abundant macroforaminifera. These deposits, because of the abundance of macrofaunas and of chert pebbles and due to their areal extent, could be considered as a subfacies, called here "fossiliferous pebbly marls". The assemblages of the microfossils found in this marly facies are not very rich in species and in specimens. Among the planktonic foraminifera, Globorotalia (Acari- nina) crassata densa is present throughout the section; the globigerinae are always of small size. Among the benthic foraminifera Nodosarinidae, Buliminidae and Anom- nalinidae are constantly present. The Bosco di Corrado fossiliferous outcrop, rich in Nummulites (N. friulanus, N. quasilaevigatus) and Assilinae (A. ex gr. spira and A. ex gr. exponens), is of particular interest. 136, Giorgio Tunis & Camilla Pirini Radrizzani Fig. 7. Tectonic map of southeastern Friuli (a- Amato et al., 1976) and of southwestern Slovenia (b- Placer, 1981) 1. Quaternary deposits, 2. Eocene - Paleocene - Late Cretaceous flysch, 3. Tertiary and Mesozoic rocks, 4. Geological boundary, 5. Overthrust and reverse fault, 6. Main fault, 7. Boundary of uplifted platform, 8. Boundary of nappe and thrust sheet, 9. Anticlinal axis, 10. Synclinal axis, 11. Well, 12. Boundary of nappe and thrust sheet, 13. Assumed thrust plane, 14. Reverse fault, 15. Fault concealed, 16. Fault identified by means of photogeology, 17. Brachyanticline, 18. Brachysyncline Discussion and interpretation On the whole, the sediments seem to have been deposited slowly from a suspen- sion of fine material, in a quiet marine environment, mostly below the normal wave base level. The presence of hummocky layers at about the middle of the stratigraphie sequence suggests that occasionally the seafloor was agitated. The scale of the structures, from medium to large, could relate them to storm waves. Flyschoid deposits of Goriška Brda (CoUio) 137! The thin interbeddings of fine sandstones, structureless and bioturbated, can be attributed to a wave-induced bottom sediment surge. The presence of nummulitic microbreccias with generally well preserved speci- mens is attributed to the reworking, over short distances, of nummulitic bars prosperous at reduced bathymetries near the shoreline. The frequent coarse size and the general high sphericity of the pebbles in the pebbly marls suggest their previous reworking (fluvial or marine) and certainly their transport by wave motion along a shoreline. Flint (1983) explains a similar facies as a result of an offshore migration of a pebble beach. As the geometry of this pebbly body is tabular on the whole and considering the presence of the marl, it seems plausible to consider instead a mass gravity transport mechanism, such as debris flow. The large amount of marl would also have favoured the preservation of the macrofaunas involved in the mass flow. Finally, an interesting tectonical problem, now under study, is posed by the presence of outcrops of breccias with alveolinas and nummulites. 138_Giorgio Tunis & Camilla Pirini Radrizzani Maris with sandstone interbed and sandstones with marl interbed facies These facies were described by Martinis (1962) in the Cormons Flysch as sandy marl and sandstone facies respectively; the sandy marl facies probably corresponds with the uppermost part of the Medana Flysch of Cimerman et al. (1974). On the top of the marly facies there is a gradual transition towards sandy facies through sandstones and marls interbeddings at first of 10-30 cm and then of 30 to 100cm. The bed by bed investigation of about a hundred outcrops shows a succession of marly and sandy layers with a progressive increase of sandiness upward. The sandiness must be understood as growing up of thickness of the sandy layers and coarsening upward. The marls with sandstone interbed facies include the outcrops in which the thickness of the psammitic portion is higher than 3 cm, while the sand/marl ratio ranges costantly between 1 and 0,5. The widest outcrops are near S. Giorgio di Brazzano, Mt. Quarin, S. Mauro, Mt. Galuz, Pubrida, on the slopes of Mt. Calvario and on the southern foothills of the Goriška Brda. From the pétrographie point of view the marls have the same characteristics as in the marly facies, except for their higher quartz content. The sandstones are quartz-siliceous with calcareous cement; they consist of an association of angular and subangular quartz grains (predominant) and minor carbonate grains which are nearly all fossil fragments, often strongly reworked, of a highly diverse nature (echinoids, molluscs, larger foraminifera and algae). Other carbonate grains are structureless intraclasts; grains of chert, quartzite and mica are also present. The grain size is fine. Primary sedimentary structures are rarely visible because of cementation and intense bioturbation; where present, they are gradation and plane parallel or low angle laminations. Tracks and burrows are present everywhere and the latter sometimes cross several beds. Finely comminuted plant debris is also very common; bits of vegetal detritus are frequent especially at the top of sandy marl facies. Fauna is almost absent in the sandy beds, except for occasional nummulites, while in the marly beds a poor planktonic microfauna is present. A few nummulitic microbreccias are interbedded with the marls. The sandstones with marl interbed facies is also a monotonous alternation of sandstones and marls. Thin layers (10-30 cm) prevail in the lower part, while in the upper part the thickness increases to 30-100 cm. The sand/marl ratio is always higher than 1, generally it is around 2, occasionally 4. Sandstones with marl interbed facies is frequent in the area of S. Giorgio, Mt. Quarin, Croce Alta, Budignacco, Bienich, Valleris, Mt. Calvario and Forte nel Bosco. Grain size is fine to medium fine, coarse at the top where the sandstones are scarcely cemented and immature from the textural point of view. Two types of sandstone are generally present. The prevailing type has fine grain size with infrequent sedimentary structures as plane laminations, both horizontal and gently inclined, and a few very small scale ripples. The rock is bioturbated and rich in comminuted plant debris. The second type has medium fine grain size; it is structureless and scarcely bioturbated. At a few levels it has an erosive base and contains small cherty clasts, clay chips and reworked nummulites. Flyschoid deposits of Goriška Brda (CoUio) 139 In both types the grains are angular and subangular and well sorted, the lateral continuity of the beds is considerable, the lower contacts are sharp flat but, occasi- onally, concave and erosional unlike the sandstone in the marls with sandstone facies. In comparison with marls with sandstone interbed facies, in the sandstones of this latter facies the quartz content is higher, while the bioturbations are less strong and decreasing or vanishing towards the top of the sequence. Fine and reworked carbona- ceous plant remains are very frequent and distributed throughout the stratigraphie sequence. At Case Limband there are silty to fine sandy beds, with roots in some cases, impregnated with bitumen of vegetal origin. Marinoni (1881-86) reported the presence of a large lens of dark lignite which was subsequently excavated and utilized. As far as the marly part is concerned a further increase of the quartz content is observed with rarefaction and disappearance of the pyrite crystals and of the mica lamellae, while the kaolinite, in the clayey fraction, increases. Also in this facies the microfauna is absent in the sandstones and poor in the marls where were found small size Globigerinae and Globorotalia (G. Acarinina) ex gr. crassata densa). Nummulitic microbreccias also are present with similar charac- teristics to those described for the marly facies. Discussion and interpretation The prevalence of mud in the marls with sandstone interbed facies leads to an interpretation of deposition in a low-energy setting. Most of the sandy sediments are mixed and homogenized because of the strong bioturbation and, probably, due to the activity of the waves. The occasional finding of nummulitic microbreccias and of thin layers of graded and laminated sandstone caused by resuspension and concentration of sand by wave motion would appear to indicate periods of activity of the waves alternated with periods of calm. The higher proportion of quartz grains and the lower proportion of mica lamellae in the marly portion compared with the marly facies could depend partially on a grain size differentiation towards the shore. The lower marly facies would therefore represent a depositional environment »further offshore« and deeper in comparison with marls with sandstone interbed facies. The increase of the quartz percentage in the sandstone beds suggests a mixed petrographical assemblage progressively changing towards the top of the stratigrap- hie sequence. In fact the limestone components of shallow marine origin are in gradual decrease upward and the allochthonous terrigenous components increase proportionally. The bioturbation would exclude high rates of sedimentation even though the observation of vertical systems of burrows crossing several beds shows the presence of organisms adapted to survive in environments subject to quick sedimentation and erosion, and therefore on an unstable substrate (Sei la cher, 1967). This facies could be traced to a prodelta environment or to a deltaic front (see Homewood 8z Allen, 1981), but, in any case, to a relatively nearshore environ- ment with shallow bathymetry and connected to a delta system. The thin tabular sand bodies would represent the fringes of a delta front. The idea of a shoreface may be ruled out because of the rareness of high energy indicators such as primary sedimentary structures, fossil tracks and grain size characteristics. 140 Giorgio Tunis & Camilla Pirini Radrizzani As far as the sandstones with marl interbed facies is concerned, the laminated sandstones at the base still show evidence of wave motion. The intercalations of marls and sandstones organized in thickening and coarsening upward sequences are indicative of proximality conditions accompanied obviously by reduced bathymetry caused by deltaic aggradation. It is not easy to define carefully the specific depositi- onal environments. The global sedimentological characteristics could denote a pro- gressive paleoenvironmental evolution from a submarine deltaic front up to a deltaic plain or at least to a "transition zone" (sensu Wescott & Ethridge, 1983). In these types of environments the delicate balance of sedimentation, subsidence and sea level changes can give rise to an extremely differentiated scenery which is more or less stable in the time (Ricci Lucchi et al., 1981). The thickest sandstone beds are seldom bioturbated, and it should be pointed out in a speculative way that this may reflect either a continuous physical reworking of the sediments, which the scarcity of current marks makes improbable, or unfavourable biotic conditions (Eh, pH, or salinity), or, more probably, higher rates of sedimentation. In this area a coastal shifting could have taken place as it is indicated by the sandstone beds with erosional base, clay chips and small pebbles, and by the prograding of sand bodies sedimentologically characterized by slight coarsening upward, i. e. mouth bars, lagoonal barriers, etc. Lastly, in the upper beds the association with lignites suggests a deposition in shallow water or in semiemergent conditions (lakes, marshes and ponds of coastal plain). Generally, lignites all deposit in restricted nearshore brackish basins (Flint, 1983) where material can accumulate while a dense vegetation develops. Sandstones, conglomeratic sandstones and sandstones with gravel facies The sandy facies and the conglomeratic sandstone facies are extremely limited (Prati Grandi, Mt. Calvario, Mt. Quarin, hill 242 of Mt. Quarin). The former (sandy facies) consists of medium to coarse sandstone beds up to 120 cm thick, with a high sand/mud ratio. The sandstones are generally structureless, except for the normal graded bedding. Near to Gorizia and Nova Gorica, sequences of strata of the sandy facies show pinch outs; the most frequent structures are gradation, cross planar stratification and perhaps festoons. The latter (conglomeratic and microconglomeratic sandstones facies) consists of subangular to subrounded cherty and calcareous clasts, from 2 to 10 mm. The thickness of the beds is around 30-50 cm, the hardness is variable in relation to the different proportions of sandy matrix and of calcareous cement. Gradation, crude lamination and minor pebble imbrication are occasionally seen in the conglomeratic sandstones. Thin levels of pebbles of larger size, nummulites and, exceptionally, reworked and broken macrofossils are confined to the bottom of some beds (coqui- noid graded beds are present near Case Peressin). In both facies the base of the beds is flat or concave. The gravelly sandy facies outcrops in the Bosco di Flessiva, Mt. Quarin, at altitude 240, Subida, the Croce hills, between Valleris and Uclanzi, Rožna dolina and Okroglica (Pavlovec, 1963). It consists of gravel and pebble beds, mostly matrix supported (with pelitic - sandy matrix) and subordinately clast supported. In this last case the poor sorting and the random distribution of the clasts give a misleading appearance of a matrix supported conglomerate. These conglomerates are disorgani- zed and not stratified. The clasts, generally well rounded, have size ranging from 0,5 to 3-4cm up to a maximum of 20cm. They are of various origins: chert (largely Flyschoid deposits of Goriška Brda (CoUio) 141 predominating), several calcareous lithotypes (Voice limestone), marly limestones and sandstones. It is not possibile to make accurate observations about the geometry of the beds, but it is our impression that the tabular unchannelized deposits prevail. Discussion and interpretation The depositional history of these sediments denotes increasing fluviatile influence and indicates an interaction of marine and fluvial processes, initially with the prevalence of the former. We are not yet in possession of sufficient data to suggest any other hypotheses about the sandy and conglomeratic sandstones facies. Clifton (1973) interpreted similar conglomeratic sandstones and fossiliferous sandstones with horizontal stratification as shoreface and foreshore deposits. In the area exami- ned, the conglomeratic sandstones are segregated from the sandstones in which they are interbedded; lateral transitions between the two lithotypes were never observed. These characteristics, according to Clifton, indicate a "wave worked gravels as opposed to fluvial gravels which are lenticular and not well segregated into discrete laminae". The presence of disorganized conglomerate (gravelly - sandy facies) with abun- dant pelitic matrix may be related to transport mechanisms of debris flow even though they are not characterized by a high flow competence. The unusually high sphericity of the cherty clasts suggests their strong fluvial reworking. The probable tabular shape of the gravel beds would also suggest reworking caused by wave motion, albeit quite moderate. The chert is derived from limestones with chert nodules and sheets of Malm, Early Cretaceous and Late Cretaceous (Soča Valley). This facies, on the basis of the existing models, could be referred to as a "non channelized deltaic plain environment" (Ricci Lucchi et al., 1981). Paleogeographic Evolution In accordance with what has already been said, it is possible to infer that the clastic deposits of the Goriška Brda represent a wide range of environments that successively embrace: (i) relatively deep sea conditions of lower slope and/or border of basin (megabeds and lower calcareous-marly-arenaceous facies and upper calca- reous-marly-arenaceous facies p. p.), (ii) mixed siliciclastic and carbonate external and internal platform (upper calcareous-marly-arenaceus facies p. p. and marly facies), (iii) deltaic front (marls with sandstone interbed facies, sandstones with marl interbed facies) and (iv) deltaic plain (sandstones, conglomeratic sandstones and sandstones with gravel facies). Regarding the deep sea facies we suppose (see also Pirini et al., 1986) that there was a "ridge" originated by tectonical structures already existing at the time of the sedimentation of the Flysch of Kožbana. This morphostructural element was placed transversally and partially laterally with respect to the NW-SE basin axis of the Friuli flysch and separated the turbiditic deposits (Kožbana beds) from the non visible deposits of a carbonate platform subsequently covered by terrigenous sedi- ments (upper Medana beds and Flysch of Cormons). We think that this could explain the turbiditic facies zonation in Friuli and Goriška Brda with the decrease of the coarsest lithofacies from NW to SE, the difficulties of wide scale correlations of the megabeds and some lateral facies association changes in the Goriška Brda region.^ The lateral facies variation, from turbidites and megabeds in the west to thin marl with sandstone interbeddings in the east, in the lower calcareous-marly-arenaceous facies stated previously. 142 Giorgio Tunis & Camilla Pirini Radrizzani Inside the upper calcareous-marly-arenaceous facies the deposits show important tectonical disturbances. Here (between Pojanis and Kojsko) there are overthrusts and faults (Amato et al., 1976; Placer, 1981) which also display the NW-SE direction. With reference to the overthrusts of southwestern Slovenia, Placer (1981) gives the distances and displacement directions of the main structural units (the Trnovo nappe, for example, which affects also the Goriška Brda, was driven for 29 km in the area of Trnovo forest).'' We are not able to express an opinion on this remarkable thrust length but we would stress the importance of the fact that above the Thanetian Kožbana megabeds there is no sign of the thick Cuisian sequence (over 1000 m thick) with turbidites and megabeds found in Friuli in the whole sector north of the line Faedis-Cividale. The supposed presence of the overthrusts, together with the fact that the greatest shortening in the entire area took place between Mt. Sabotino and Gorizia, makes it very difficult to locate the position of the ridge (which we have postulated) and complicates all the problems connected with the turbiditic and non-turbiditic depo- sits. At present we only have fragmentary knowledge concerning the zone of transition between the northern area, where the older deposits (turbidites and megabeds) are to be found, and the southern area where a "relatively" shallow water clastic terrige- nous regime was established during the Early Eocene. To return to the paleogeographic evolution, the deposition of the Flysch of Medana (upper part) and of the Flysch of Cormons (lower part) was affected by subsidence, which probably had its origin in the load which caused a general uplift of the northern areas, the main source region of the siliciclastic materials. The uplift gave rise to a sedimentary cycle from the Late Cuisian to the Early Lutetian (mainly regressive) which is well documented, mostly by the study of the marls with sand- stone interbed facies and sandstones with marl interbed facies. Before and during the regressive phase, small transgression-regression fluctuati- ons, due to oscillatory basin subsidence, are probably present (marly facies). The fossiliferous pebbly marl subfacies (inside the marly facies), in fact, records a marine transgression. As the shoreface equivalent of the marly facies (which instead belongs to the external platform) has not been found, we would postulate an offshore shift of a pebbly beach: the waves reworked near the coast fluvial deposits from an alluvial delta, building up pebble-sand mixed beaches. A probable pre-indication on this shifting is given by very thin monotonous rhythmic intercalations of sandstones and marls in the marly facies. These last ones could represent either lower shoreface deposits (Bourgeois, 1980) or prodelta deposits (Sarntheim & Walger, 1973, Cason et al., 1980, Ricci Lucchi et al., 1981). The marls with sandstone interbed facies is also indicative of a calm water environment, interrupted by phases of weak wave winnowing. The seabottom on the whole does not seem to have been strongly agitated even when the bathymetry is very low; this could be connected to waves of extremely limited fetch.^ The monotonous sequence of thin sandstone and marl beds, in shallow sea con- ditions, indicates a phase of steady equilibrium between subsidence and deposition. ' There is not a great deal of field evidence (in the southern Goriška Brda) of the second, more southern, thrust plane proposed by Placer. In the Ruttars area there is, however, an important disturbance; in Ca delle Vallade there is an other fault (probably inverse). " The only exception is represented by the ripple and wavy laminated calcareous subgray- wackes, ascribed to storm waves, found approximately in the middle of the marly facies sequence. Flyschoid deposits of Goriška Brda (Colilo) 143 Afterwards, with the sandstones with marl interbed facies, sedimentation overco- mes the effect of subsidence, causing a decrease in the bathymetry almost to the point of emersion. The moderate action of synsedimentary tectonics during the building up of the delta front (that corresponds with the sandy-marl and marly-sandstone facies deposition) allows us to attribute little importance to this factor in our estimation of the sedimentation rate. Considering a thickness of 500 m and a time interval that could range from 2 to 4 MY a value of 10-20 cm/1000 yr is obtained; this could indicate a moderate or not too high amount of material input. Even if a regressive phase is generally not very preservative, breaks in the sedimentation have not yet been observed. There are no substantial differences between the microfaunas of the examined sequences and they do not therefore offer clear elements with which to define the association zones. On the one hand this suggests the hypothesis that the building of the delta happened in a relatively short period, and on the other hand would confirm an assumption of Wescott and E t bridge (1980), but with regard to fan deltas. According to these authors, the biostratigraphic criteria are inadequate for the differentiation of the fan delta paleoenvironments. In the upper part of the stratigraphie sequence the sandstones and conglomeratic sandstones facies are connected to a generic delta plain environment; the limited areal extent of the outcrops and the lack of other data prevent, for the present, the recognition of specific subenvironments. The characteristics of the gravelly sandy outcrops, as said before, seem to show a moderate energy fluvial system with not very high solid discharge (small river with low longitudinal gradient and/or with mode- rate flow competence?). Cousin (1981) reports the presence of Biarritzian in Subida (presumably in the gravelly-sandy facies) and near to Nova Gor'.ca. We have not yet sufficient data for dating both the conglomeratic sandstones and the gravelly-sandy facies, but we think that they are nearly coeval to the underlying marly sandstone facies. An other important control factor of the sedimentation, that is the sediment dispersal, further supports the paleoenvironmental reconstruction proposed here. In fact there is strong evidence of an interdependence between the different sedimen- tary facies and the geochemical and mineralogical characteristics. The vertical decrease in the carbonate content (and the proportional increase of the quartz content) follows the depositional suite very welP. Inside the sandy facies a sharp increase of the kaolinite, a typical mineral of some fluvial areas (Flügel, 1981), is also observed in the clayey fraction, but in this case it was not noted whether the increase is progressive along the stratigraphie sequence. With reference to the origin of the terrigenous non turbiditic material, the few paleocurrent directions measured, mainly from N, NE and NW (see also Bus er, 1973), are not to be considered as decisive. A more important contribution is offered ä From north to south it is possible to note a decrease of the calcareous lithotypes and an increase of the arenaceous lithotypes. This ratio coincides both stratigraphically and chemi- cally, as noted by Comel in 1927. Inside the sandy portion, in the upper part of the stratigraphie sequence, the thickness of the beds increases gradually together with a general increase of the grain size from fine and medium sandstones up to coarse sandstones and conglomeratic sandstones. From the geochemical point of view, the total carbonate percentage ranges from 80-90% in the calcareous facies to about 50% in the marl with sandstone facies and to 10% in the coarse sandstones collected near Subida (0.5 in a sample of conglomeratic sandstone). 144: Giorgio Tunis & Camilla Pirini Radrizzani Flyschoid deposits of Goriška Brda (Colilo) 1451 LATE CUISIAN - EARLY LUTETIAN Fig. 9. Orientative paleogeographic scheme of the Late Cuisian - Early Lutetian (sources: Buser, 1973; Cousin, 1981; Drobne, 1977; Engel, 1974; Orehek, 1972; Pavlovec, 1963) 1. Areas emerging or already emerged, 2. Submarine areas directly influenced by deltaic systems, 3. Shallow areas affected by clastic inputs, 4. Relatively deeper areas characterized by calcareous turbidites (megabeds) and sometimes by siliciclastic turbidites, 5. Carbonate plat- form, locally emerged Fig. 8. Early Cuisian paleogeography 1. Carbonate platform, 2. Area emerging or already emerged,5. Lower slope, 4. Basin filled with turbidites and chaotic facies, 5. Platform characterized by clastic input, 6. Postulated position of the submerged ridge, 7. "Friulan" inputs, 8. "Prealpine" and "Carnic" inputs, 9. Probable northeastern deltaic inputs 10 - Geologija 30 j 146_Giorgio Tunis & Camilla Pirini Radrizzani by the geochemical and sedimentological data of marls with sandstone interbed and sandstones with marl interbed facies and by the distribution of conglomerates over the area. The decrease of the total carbonate content from N-NE to S-SW and the processing of sedimentological parameters in order to get information about the intensity and the variability of the energy levels allow us to assume a northern provenance of the materials (from the uplifted area), rather than a northwestern one. We cannot definitively exclude the hypothesis that the usual northwestern input of Friuli flyschoid turbiditic deposits influenced, in this period and in this area too, the development of the depositional system, but, on the basis of the whole facies distribution, this is pratically impossible to back up. The distribution of the upper facies is asymmetrical; the conglomerates are thicker to the west (Cormons, Rosazzo and Noax)'" while the sandstones outcrop most widely in the area around Gorizia. This could be connected to the system morphology and geometry and also to the erosive processes which occurred later on; coarse facies in fact are moderately well developed near Nova Gorica. The last depositional environment here described corresponds to the conventional picture of those deltas, characterized by non coarse sedimentation, most of which are placed near narrow coastal plains bordered by young mountains. On this subject it is worth noting that, during the Eocene, similar fluvio-deltaic systems were active in the Tarcento area (Frattins, Cesarris, Monteaperta) and perhaps in the Pivka Valley (see also Pavlovec, 1963, Orehek, 1972),whileintheOligocenetheywerealsoactivein the Tremugna Valley on the west of the Tagliamento R. (Sarti, 1979). The Ajdovščina flysch basin shows, on the contrary, evidence of sediments deposited in relatively deep sea environments during the Cuisian (see for example, the megabeds described by Engel, 1974). Figs. 8 and 9 show the paleogeographic situation of the eastern Friuli area and southwestern Slovenia area in the Early" and Late Cuisian respectively (from Pirini et al., 1986). In conclusion, the Julian Prealps were emerging in the Middle Eocene, while the hilly strip between Tarcento and Gorizia was by this time an alluvial plain. In what is now the Friuli plain, marine clastic sedimentation took place during the Late Eocene and continued to the Oligocene. In fact, southwest of the Udine-Buttrio line a new basin with flyschoid deposition grew, as can be deduced from the stratigraphy of the AGIP well Terenzano 1 and from the seismic lines pubblished in Amato et al. (1976). This basin was rapidly deepening since the Lutetian. With regard to this matter, in the Late Cuisian and Early Lutetian the characteri- stic carbonate platform facies in southwest Slovenia and Istria shifted southwards; the same occurred to the flysch basin of Central Istria (Drobne, 1977; Magdale- nić, 1972). Acknowledgements We wish to thank Prof. Mario Pleničar and Dr. Katica Drobne who supervised this paper, and Prof. Rajko Pavlovec for his help and suggestions. A particular thank to Prof. Stanko Buser for providing us precious biostratigraphic data and for his help. 1° We think that also the flyschoid deposits of the Rocca Bernarda hills (Martinis, 1955; Castellarin & Zucchi, 1963) a few km northwestward are related to the same fluvio- deltaic environment. 11 Fig. 8 ilústrales the hypothesis that in the area between Kožbana and Plave the deposition of turbidites and other coarse sediments continued during the Cuisian. Flyschoid deposits of Goriška Brda (Colilo) 147 We thank also Prof. Francesco Massari (Università di Padova) for the criticisms of the early draft of this paper and Drs. Sergio Nardon and Sandro Venturini (Agip, Milano) for their valuable discussions about several problems. This research was supported by financial funds of M. P. I. "Litosfera Carso" (Director C. Pirini Radrizzani) and M. P. I. "Evoluzione della Tetide - Flysch del Friuli orientale" (Director G. Catani). Literature Amato, A., Barnaba, F.F., Finetti, L, Groppi, G., Martinis, B. & Muzzin, A. 1976, Geodynamic outline and seismicity of Friuli-Venetia Julia Region. Boll. Geof. Teor. Appi., 72, 217-256, Trieste. Bourgeois, J. 1980, A transgressive shelf sequence exhibiting hummocky stratification: the Cape Sebastian Sandstone (Upper Cretaceous), Southwestern Oregon. J. Sediment. Petrol., 50, 681-702. Buser, S. 1968, Osnovna geološka karta SFRJ, list Gorica, 1:100 000. Zvezni geološki zavod, Beograd. Buser, S. 1973, Tolmač lista Gorica, Osnovna geološka karta SFRJ, 1:100 000. Zvezni geološki zavod, 50 pp., Beograd. Buser, S. & Pavšič, J. 1978, Pomikanje krednega in paleogenskega flišnega bazena v zahodni Sloveniji. Zbom. radova 9. Jugosl. geol. kongr., 74-81. Carobene, L. 1984, Morfologia, geologia ed evoluzione neotettonica dei rilievi collinari di Buttrio-Dolegna del CoUio (Friuli orientale). Geogr. Fis. Dinam. Quatern., 7, 17-35. Cason, C, Grandesso, P., Massari, F. & Stefani, C. 1980, Depositi deltizi nella molassa Cattiano - Burdigaliana del Bellunese (Alpi Meridionali). Mem. 1st. Geol. Min., 34, 325-354, Padova. Castellarin, A. & Zucchi, M. L. 1963, Ricerche geologiche nell Eocene di Rosazzo e Noax (Udine). Giorn. Geol., 30, 199-213, Bologna. Cimerman, F., Pavlovec, R., Pavšič, J. & Todesco, L. 1974, Biostratigrafija paleogenskih plasti v Goriških brdih. Geologija, 17, 7-130, Ljubljana. Clifton, H. E. 1973, Pebble segregation and bed lenticularity in wave - worked versus alluvial gravel. Sedimentology, 20, 173-187. Comel, A. 1927, I terreni del CoUio. Studi Goriziani, vol. V. 120-144, 1 carta geologica 1:75 000, Gorizia. Cousin, M. 1981, Les rapports Alpes-Dinarides dans les confins de ITtalie et de la Yougoslavie. Soc. géologique du Nord, publication n. 5, vol. I, vol. II. Villeneuve d'Ascq. Drobne, K., 1977, Alvéolines paléogènes de la Slovénie et de l'Istrie. Memoir, suiss. Paleontol., 99, 3-174, Basel. Drobne, K. 1979, Paleocene and Eocene beds in Slovenia and Istria. 16'^ European micropaleontological colloquium, 49-63, Ljubljana. Engel, W. 1974, Sedimentologische Untersuchungen im Flysch des Beckens von Ajdov- ščina. Göttinger Arbeiten zur Geologie und Paläontologie, 16, 1-65. Flügel, E. 1981, Microfazielle Untersuchungsmethoden von Kalken. 454 S., 33 Taf., 68 Abb., 57 Tab., Berlin-Heidelberg-New York (Springer). Homewood, P. & Allen, P. 1981, Wave, tide and current-controlled sandbodies of Miocene Molasse, Western Switzerland. Am. Ass. Petrol. Geol. Bull, 12, 2534-2545. Kuščer, D., Krošl-Kuščer, N. & Skaberne, D. 1976, Olistostrome v flišu pri Anhovem (zahodna Slovenija). 8. Jugosl. geol. kongres. Bled, 1-5 Oktober 1974. Magdalenić, Z. 1972, Sedimentologija fliških naslaga srednje Istre. Acta geologica VII/2, 71-100, Tab. 1-9, Zagreb. Marinoni, G. 1881-1886, Sui minerali del Friuli e sulle industrie relative. Ann. Statist. Prov. Udine, anno 111, 82-197, 4 tab., anno IV, 19-84, Udine. Martinis, B. 1955, Rilievo geologico di dettaglio dei colli di Rocca Bernarda (Udine). Atti I. conv. Nat. FriuL, 403-438, Udine. Martinis, B. 1962, Ricerche geologiche e paleontologiche sulla regione compresa tra il fiume Judrio ed il fiume Timavo (Friuli orientale). Riv. It. Pal. e Strat. Mem. Vili, 1-244, Milano. Mutti, E. & Ricci Lucchi, F. 1972, Le torbiditi dell'Appennino settentrionale: introdu- zione all'analisi di facies. Mem. Soc. Geol. It., v. 11, 161-199. 148 Giorgio Tunis & Camilla Pirini Radrizzani Nardon, S. 1982, Ipotesi di ricostruzione paleogeografica dell'area compresa tra il f. Judrio e il f. Isonzo. Tesi inedita. Università di Trieste. Orehek, S. 1972, Eocenski fliš Pivške Kotline in Brkinov. VII Kongres geologa SFRJ, Predavanja II, 253-270, Zagreb. Pavlovec, R. 1963, Stratigrafski razvoj starejšega paleogena v južnozahodni Sloveniji. Razprave SAZU, IV, 7, 419-556, Ljubljana. Pavlovec, R. 1969, Istrske numulitine s posebnim ozirom na filogenezo in paleoekologijo. Razprave SAZU, IV. raz., 12, 153-206, tab. 1-13, Ljubljana. Pavšič, J. 1977, Nanoplankton v zgornjekrednih in paleocenskih plasteh na Goriškem. Geologija, 20, 33-64, Ljubljana. Pavšič, J. 1979, Zgornjekredni in paleocenski apneni nanoplankton v Posočju. Geologija 22/2, 225-276, Ljubljana. Pavšič, J. 1985, Nanoplanktonska stratigrafija krednega in paleocenskega fliša v okolici Breginja. Razp. IV, Raz. SAZU, 26, 231-246, Ljubljana. Piccoli, G. & Proto Decima, F. 1969, Ricerche biostratigrafiche sui depositi flyscho- idi della regione adriatica settentrionale e orientale. Mem. 1st. Geol. Min. 27, 1-23, tav. 1-3, Padova. Pirini Radrizzani, C, Tunis, G. & Venturini, S. 1986, Biostratigrafia e paleogeo- grafia dell'area sudoccidentale dell'anticlinale M. Mia-M. Mataiur (Prealpi Giulie). Riv. It. Pal. Strat., 92, 3, 327-382, Milano. Piacer, L. 1981, Geološka zgradba jugozahodne Slovenije. Geologija, 24/1, 27-60, Ljub- ljana. Pli nt, A. G. 1983, Facies environments and sedimentary cycles in the Middle Eocene Bracklesham Formation of the Hampshire Basin: evidence for global sea-level changes? Sedi- mentology, 30, 625-653. Ricci Lucchi, F., Colella, A., Ori, G.G. & Ogliani, F. 1981, Pliocene fan deltas of the Intra-Appenninic Basin. Bologna IAS 2"*^ European Regional Meeting, Excursion Guide- book, 79-162. Sarntheim, M. & Walger, E. 1973, Classification of modern marl sediments on the Persian Gulf by factor analysis. In: PURSER B. H. (ed.): The Persian Gulf, 81-97, New York (Springer). Sarti, M. 1980, Il Paleogene della Val Tremugna (Prealpi Carniche) Boll. Soc. Geol. Ital., 98, 87-108, Roma. Seguret, M., Labaume, P. & Madariaga, R. 1984, Eocene seismicity in the Pyrenees from megaturbidites of the south pyrenean basin (Spain). Mar. Geol., 55, 117-131. Seilacher, A. 1967, Bathymetry of trace fossils. Mar. Geol. 5, 413-428. Skaberne, D. 1987, The Paleocene megaturbidites - Anhovo. Guidebook of Excursions, International Symposium on the "Evolution of the karstic carbonate platform", 5'*^ and 6^*^ June 1987 E. Friuli, Karst of Gorizia and of W. Slovenia, 37-45. Šribar, L. 1965, Meja med krednimi in terciarnimi skladi v Goriških Brdih. Geologija, 8, 121-129, Ljubljana. Taramelli, T. 1870, Sulla formazione eocenica del Friuli. Atti Acc. vd. ser. 2°, vol. I, 25-65, Udine. Tunis, G. 1976, Analisi di facies del flysch del Friuli orientale a S. E. del torrente Chiaro di Torreano. Tesi inedita. Università di Trieste. Tunis, G. & Venturini, S. 1984, Stratigrafia e sedimentologia del flysch maastrichtiano - paleocenico del Friuli orientale - Gortania, 6, 5-58 Udine. Tunis, G. & Venturini, S. 1985, Flysch of Eastern Friuli: a preliminary approach to paleoenvironmental reconstruction. Rud. Met. Zbornik, 32, 1-2, 3-9. Vail, P. R., Mitchum, R. M. & Thompson, S. 1977, Seismic stratigraphy and global changes of sea level, part. 4: Global cycles of relative changes of sea level. In: Seismic stratigraphy - application to hydrocarbon exploration (Ed. by C. E. Payton). Mem. Am. Ass. Petrol. Geol. Tulsa, 26, 83-87. Venzo, G. A. & Brambati, A. 1969, Prime osservazioni sedimentologiche sul flysch friulano. St. Trent. Sc. Nat. Sez. A., vol. 46, n. 1, 3-10, Trento. Wescott, W. A. & Ethridge, E.G. 1980, Fan-delta sedimentology and tectonic setting - Yallahs Fan Delta, southeast Jamaica. Bull. Am. Ass. Petrol. Geol. 64, 374-399. Wescott, W. A. & Ethridge, E.G. 1983, Eocene fan delta - submarine fan deposition in the Wag Water Through, east central Jamaica. Sedimentology, 30, 235-247. GEOLOGIJA 30, 149-181 (1987), Ljubljana; UDK 552.43:549.086(497.12) = 863 Granatov peridotit na Pohorju Garnet peridotite from the Pohorje Mountains Ana Hinterlechner-Ravnik Geološki zavod Ljubljana, Parmova 37, 61000 Ljubljana Kratka vsebina Južno obrobje polimetamorfnega pohorskega masiva omejuje periadriatski lineament. Ob njem je nad Slovensko Bistrico večje peridotitno telo, dolgo 5 km in široko do 1 km. Sestavljata ga predvsem serpentinizirani dunit in harzburgit z redkimi manjšimi lečami granatovega peridotita. Zelo redki sveži in do 6 cm veliki kristali žilnega klinopiroksena kažejo zapletene strukture razmešanja z oli- vinom in granatom. V ultramafitnem telesu so razširjene paralelno foliaciji leče in pole kianitovega eklogita. Skupno pojavljanje granatovega peridotita s kianitovim eklogitom kaže na enake razmere njune kristalizacije v visokem granulitnem ali že eklogitnem faciesu. V orogenskem premikanju .so bile te kamenine ob globokem prelomu dvignjene v skorjo in na Zemljino površino. Pri tem so bile podvržene različnim stopnjam retrogradne metamorfoze. V tem delu so opisani ultramafični kamenin- ski različki. Abstract The Pohorje Mountains form a polymetamorphic hörst, situated along the Periadriatic lineament. North of Slovenska Bistrica a peridotite body measuring 5 by 1 km extends in the general E-W tectonic trend of the area. It consists mainly of dunite and harzburgite, with some small garnet-bearing peridotite lenses included too. Veinforming clinopyroxene crystals up to 6 cm in size, though uncommon, show complex unmixing textures with olivine and garnet. The perido- tite body is abundantly interlayered with streaks and lenses of kyanite eclogite. The relation of garnet peridotite to other mentioned rocks points out their common crystallisation under high granulile and/or eclogite facies conditions. The rocks were tectonically emplaced into their present crustal environment and subjected to retrogressive metamorphism of different degrees. The representative ultramafic rock types are petrographically described. Uvod Nad Slovensko Bistrico, na obrobju pohorskega polimetamorfnega masiva, je v smeri E-W večje peridotitno telo, dolgo 5 km, široko pa od 200 m do 1000 m. Na jugu ga omejuje prelom, ob katerem je masiv odrezan in dvignjen (si. 1). Gre za podaljšek periadriatskega lineamenta, ki na tem območju ločuje obe veliki tektonski enoti: Vzhodne Alpe in Dinaride. V profilu je pod peridotitnim telesom protasti biotitni 1501 Ana Hinterlechner-Ravnik Sl. 1. Shematsko nakazana razširjenost metamorfnih kamenin Vzhodnih Alp v Sloveniji. Osrednji del Pohorja sestavlja tonalitni pluton ( + ). Naka- zana so nahajališča metaperidotita, eklogita in granatovega peridotita Fig. 1. Schematic map of the distribution of the Eastern Alps metamorphic rocks in North Slovenia. The Pohorje Mts. central part is built of tonalité ( + ). Occurences of the metaperidotite body with related lenses and streaks of eclogite and garnet peridotite are indicated gnajs z almandinom, s številnimi vključki marmorja in amfibolita, v njegovi krovnini pa so plasti amfibolitiziranega eklogita, debele do 1000 m. Raztrgane leče eklogita so vgnetene tudi v plasti delno rekristaliziranega almandinovega muskovitnega blest- nika z blastomilonitno strukturo. Na vsem območju so številne konkordantne in prečne, večinoma foliirane pole belega pegmatoidnega (aplitoidnega) gnajsa (tabla 1, sl.lin2) (Hinterlechner-Ravnik, 1971). Peridotitno telo ni enotno; prevladujeta antigoritizirana dunit in harzburgit. Zelo razširjen je tudi amfibolitiziran kianitov eklogit, ki sestavlja približno tretjino površine peridotitnega območja. Ponekod na območju ultramafitnega telesa ima obliko pol. Največja doseže dolžino 1000 m in širino do 200 m. Zaradi menjave različnih kamenin je ponekod zelo dobro vidna subvertikalna foliacija, ki preide v položnejšo šele v amfibolitiziranem eklogitu v krovnini peridotitnega telesa. Ob podrobnem petrografskem kartiranju v zadnjih letih smo na tem močno poraščenem in zazidanem območju našli tudi manjše leče aluminoznih metaperidotitnih različ- kov, velikih od nekaj metrov do 100 metrov. Predstavljajo le nekaj prostorninskih odstotkov celotnega ultramafitnega telesa. Najpomembnejši so granatov peridotit in lečasto raztrgane žile klinopiroksenita. Njihov klinopiroksen ima komplicirano strukturo razmešanja, v kateri sta tudi drobni granat in olivin. V aluminozne metaperidotitne različke je bila vtisnjena različna stopnja retrogradne metamorfoze z značilnimi minerali, kot so klinoklor, pargazitni amfibol, modri spinel, tremolit ob olivinu in bytownit-anortit. Končna faza retrogradnih sprememb obsega popolno serpentinizacijo, kloritizacijo, magnezitizacijo in zelo redko silifikacijo prvotnih ultramafičnih kamenin. Granatov peridotit na Pohorju 151 SI. 2. Po različnih virih zbrani podatki eksperimentalne petrologije, ki se nanašajo predvsem na fazna razmerja v hidratiziranem in suhem peridotitu (Jenkins, 1981) ter eklogitu (Ringwood, 1975), skupaj z nekaterimi drugimi, v raziskanih vzorcih opazovanimi metamorfnimi spremem- bami (po Boettcher, 1970, Turner, 1981, Holdaway, 1971 (H), Richardson et al., 1969 (RGB) Fig. 2. Selected experimentally determined equilibria in petrology, from many sources, especi- ally concerning the phase relations of dry and hydrated peridotite (Jenkins, 1981), of eclogite (Ringwood, 1975), and some other pertinent metamorphic reactions (after Boettcher 1970, Turner, 1981, Holdaway, 1971 (H), Richardson et. al., 1969 (RGB) Zaporedje pohorskih metamorfnih kamenin je prvi podal Teller na geološki karti Pragersko in Slovenska Bistrica 1:75 000 (Teller & D reger, 1892) in v tol- maču k njej (Teller, 1899). Serpentinit nad Slovensko Bistrico opisuje kot olivinovo kamenino, ki je povsem serpentinizirana. Germo všek (1954) je določil kot izhodno kamenino tudi harzburgit. Na Tel 1er j evi karti leži serpentinit v granulitnem gnajsu. Na karti prikazani serpentinitni leči predstavljata po Tel 1er j u samostojen 152 Ana Hinterlechner-Ravnik element v coni granulitnega gnajsa, katerega zveza z amfibolitom in eklogitom celotnega območja je le topografska (Teller, 1899, 29). V tolmaču razloži, da gre pri granulitnem gnajsu za pravi beli granulit z drobnim granatom, ki na širšem območju prehaja v sljudnati gnajs. Po današnjih petroloških modelih pa so prvotne magmat- ske kakor tudi iz njih nastale metamorfne kamenine bazaltne sestave ob peridotitu genetsko povezane. Združba teh kamenin je značilna pod kontinenti v zgornjem plašču; na dnu oceanov pa grade oceansko skorjo. Bele skrilave kremenovo-glinen- čeve kamenine, večinoma z blastomilonitno strukturo, označujemo kot pegmatoidne (aplitoidne) gnajse. Predstavljajo najlaže taljive snovi, ki nastajajo ob prisotnosti fluidov med metamorfozo in migrirajo iz globljih v nekoliko višje nivoje, kjer kristalizirajo. Za magmatske peridotite in za njihove metamorfne produkte so bile relativno pozno izdelane petrogenetske mreže, ki temelje na podrobnih petrografskih opisih progresivno metamorfoziranih serij v naravi kakor tudi na eksperimentalnih in termodinamičnih podatkih. S temi izsledki smo primerjali mineralne združbe v red- kih ohranjenih pohorskih metaperidotitnih vključkih (sl. 2). Teller j e va (1899) uvrstitev kamenin nad Slovensko Bistrico je bila pravilna, vendar glede na sodobne petrološke poglede ni značilno izražena s Tellerjevim granulitnim gnajsom, tem- več z visokometamorfnim granatovim peridotitom ob kianitovem eklogitu. Ker gre za polimetamorfne kamenine, je verjetno, da je bila nekoč tudi v gnajsih izražena višja metamorfna stopnja od sedanje. Ta pa je bila zaradi retrogradnih procesov ob ponovni prisotnosti vode povsem zbrisana. Retrogradna metamorfoza je močno izražena tudi v granatovem peridotitu in eklogitu. Leče in pole kianitovega eklogita ob granatovem Iherzolitu, granatovem harzbur- gitu in/ali granatovem wherlitu (= metamorfoziranem granatovem peridotitu) lahko predstavljajo po sodobnih modelih o zgradbi Zemlje material, ki je prišel iz njenega plašča. Mnenja, ali gre res za tektonski transport kamenin, ki izhajajo že prvotno iz plašča, ali pa gre za dele prvotne skorje oceanskega dna, ki so globoko potonili, bili metamorfozirani in kasneje ponovno dvignjeni na Zemljino površje, pa so bila in so še vedno različna (Turner, 1981,414). Splošne petrološke značilnosti ultramafitov Ultramafične kamenine predstavljajo kamenine plašča. Pri njihovem dviganju v skorjo se njihova mineralna sestava, tekstura in struktura, ter povprečna kemijska sestava lahko spremenita. Vendar je na nekaterih ultramafičnih različkih, predvsem na dunitu in harzburgitu, težko ločiti, ali gre za prvotne magmatske mineralne asociacije in strukture ali za metamorfne, ker so le-te enake. Zato je pomemben študij kameninskih različkov, v katerih spremembe lahko določimo. Prav tako je po- membna ugotovitev, ali je metaultramafit metamorfoziran istočasno s kameninami svoje okolice in je torej izofacialen, oziroma ne izpolnjuje tega pogoja in je alofaci- alen. Pri alofacialnih ultramafitih so razviti kontaktno metamorfni pojavi; vendar so le-ti zaradi rekristalizacije ob mlajših tektonskih premikih večinoma zabrisani. V tektonskem kontaktu je večina alpinotipnih peridotitov. Na Pohorju, enako kot povsod na svetu, sta med ultramafičnimi magmatskimi kameninami najbolj razširjena dunit (olivin) in harzburgit (olivin + enstatit). Oba sta zaradi izrazite kristalizacije masivna. Minerala olivin in enstatit sta obstojna v zelo obsežnem metamorfnem polju in ne kažeta značilnih visoko metamorfnih sprememb. Granatov peridotit na Pohorju_153 Za študij metamorfnih ultramafitov so zato pomembni njihovi redki različki wehrlit (olivin + klinopiroksen),websterit(klinopiroksen + ortopiroksen) ter še redkejši klino- piroksenit (klinopiroksen) in ortopiroksenit (ortopiroksen), ki lahko kažejo značilne metamorfne spremembe. Ker so redki, najdemo redko tudi iz njih nastale meta- morfne kamenine z značilnimi metamorfnimi paragenezami. Glede na svojo mineralno sestavo vsebujeta dunit in harzburgit predvsem MgO, FeO, SÍO2, ±H20. Manjši primesi sta ГегОз in СгОз, od katerih prvi znižuje, drugi pa zvišuje temperaturo metamorfnih sprememb. Drugi ultramafitni različki vsebujejo poleg tega tudi CaO in AI2O3, ki sta vgrajena v značilne metamorfne minerale (Evans, 1977). Značilni aluminozni minerali v suhih ultramafitih z naraščajočo stopnjo metamorfoze so plagioklaz, spinel in granat. V metamorfnih progresivnih kakor tudi retrogradnih razmerah in ob prisotnosti vode imajo poseben pomen kloriti, amfiboli, kot npr. pargaziti in tremoliti, spineli in serpentinovi minerali. Vse te minerale najdemo tudi v pohorskih metamorfnih ultramafičnih različkih. Petrografski opis različkov ultramafita na Pohorju Harzburgit in dunit V ultramafitnem telesu nad Slovensko Bistrico prevladujeta masivni harzburgit in dunit. Oba sta močno serpentinizirana. Serpentinizacija poteka po zankasti strukturi ob izločanju magnetita, ki ponekod še nakazuje konture prvotnih mineralov (tabla 1, si. 3 in 4). Prvotni olivin je presegel velikost 2 mm. Na večjih ohranjenih zrnih olivina tu in tam še opazujemo lamelarno strukturo, ki je posledica velikega tlaka na kristalizirano snov. Zlasti v osnovi med zrni piroksenov pa lahko sodimo - po zelo različni potemnitvi drobnih ostankov olivina v zankah serpentina, da je bil močno kataklaziran. V konvergentni svetlobi določen kot optičnih osi olivina se približuje 90°, kar ustreza forsteritu z ok. 10 % fajalitove primesi. Ortopiroksen doseže pogosto velikost 1 cm, klinopiroksen pa je manjši. Ortopiroksen ima značilno rjavkasto barvo broncita. Broncit je po obodu večinoma spremenjen v lizardit. Ponekod se je v spremenjenem piroksenu izločil droben neprosojen prah, s katerim je tu in tam nakazana tudi lamelarnost. Po literaturnih podatkih kaže prah na prvotni magmatski mineral, ki je bil metamorfoziran (Trommsdorf & Evans, 1974). Kristali piroksenov so razpotegnjeni, vendar večinoma niso obdani od ploskev prizme (110) ali pinakoida (100). Na obodu večjih kristalov ortopiroksena opazujemo bastit, pa tudi droben retrograden agregat skoraj brezbarvne tremolitne rogovače in proklorita. Prvotni magmatski ortopiroksen je moral glede na to vsebovati tudi primes AI2O3 (tabla l,sl.3). Večinoma manjši klinopiroksen je pogosto povsem nadomeščen z amfibolom ali s prokloritom (tabla 2,sl. 1). Tremolit je ponekod retrogradno spremenjen v agregat lojevca. Končna sprememba je popolna serpentini- zacija in kloritizacija ultramafita. Z rentgensko analizo je kot serpentinov mineralni različek ugotovljen antigorit. Le redko je rekristaliziran v taki meri, da kaže skupaj z izločenim neprosojnim magnetitom skrilavo strukturo. Olivin ob ortopiroksenu in klinopiroksenu z magnetitom je kamenina zgornjega amfibolitnega faciesa, ki približno ustreza sillimanitni coni. Ta mineralna asociacija sega v višje temperaturno območje do pogojev taljenja ultramafita (Evans, 1977, 400). Ob prisotnosti vode lahko izofacialno kristalizirata Na-Ca-Mg amfibol in Mg- klorit, ki predstavljata v raziskanem terenu retrogradna produkta v visokem amfibo- 154 Ana Hinterlechner-Ravnik litnem, verjetno celo granulitnem faciesu. Antigorit po olivinu, ki je splošno razvit, pa kaže na retrogradno stopnjo, ki ustreza v metapelitih že stavrolitovi izogradi (sl. 2). Le pri nekoliko višje metamorfnih razmerah je ponekod ob olivinu ohranjen lojevec. Popolna silifikacija in magnezitizacija je redko opazovan najmlajši in nizko metamorfni proces, vezan na metasomatozo (tabla 2, sl. 2). Koronarne strukture v anortitnem peridotitu z gabroidno tendenco Med manjšimi in redkimi vključki na preiskanem serpentinitnem območju so tudi anortit vsebujoči (ultra)mafični različki s koronami. Koronarne strukture so posle- dica nepopolne reakcije med dotikajočimi se minerali. Nudijo značilne podatke 0 spremenjenih P-T razmerah magmatskih in metamorfnih kamenin. Korone v po- horskem peridotitu z gabroidno tendenco so posledica suhe metamorfne subsolidus reakcije med olivinom in plagioklazom. V sestavi kamenine so olivin, klinopiroksen, plagioklaz in rjavkasti spinel. Pregledani vzorci niso homogeni, temveč so posamezni minerali nakopičeni. Rjavkasti spinel je lahko vključen v vse naštete minerale. Povprečna velikost zrn je do 2 mm, le spinel meri do nekaj desetink mm, izjemoma 1 mm. Olivin pripada forsteritu s kotom optičnih osi ~ 90°. Plagioklaz je zelo spreme- njen, vendar je ponekod še vidno, da je bil dvojčičen in lamelaren v dveh sistemih. Drobni vključki z visokim reliefom v plagioklazu so verjetno spinelovi. V klinopirok- senu so izraženi dvojčični prerivi. Prvotni rjavkasti spinel je bolje ohranjen v olivinu in klinopiroksenu, vključen v plagioklazu pa je prešel v droben radialen agregat brezbarvnega amfibola, morda pargazita ali tremolita. Med olivinom in klinopiroksenom ni prišlo do medsebojne reakcije; samo tu in tam je med obema lamela prvotnega ortopiroksena. Kjer pa se s kremenico nenasičeni olivin dotika plagioklaza, ki je s kremenico nasičen, je prišlo do medsebojne reakcije. Odraža se s koronarno strukturo (tabla 2, sl. 3), ki jo štejejo za metamorfno. V smeri od olivina proti plagioklazu opazujemo v pregledanih zbruskih naslednje venčasto zaporedje mineralov: ortopiroksen (enstatit) - zelenkasto moder spinel - moten simplektitni klinopiroksen. Oba piroksena sta žarkovita, pa tudi deskasta. Dolžina zrn je večinoma 0,5 mm. Redko doseže ortopiroksen celo preko Imm. Spinel je zelo droben. Proces nastanka korone je ponekod popoln in vijuga prek vsega zbruska. Na redkih večjih in izometričnih zrnih ortopiroksena smo določili optično pozitivni enstatit. Po prvotnem olivinu opazujemo lamelarno strukturo, ki kaže na velik tlak. Našli smo tudi psevdotahilitne cone. Ta skupina kamenin ni bila močno retrogradno spremenjana. Metamorfna koronarna struktura z obema piroksenoma in s spinelom predstavlja tipično suho reakcijo srednjega dela granulitnega faciesa (Ringwood, 1975, 22), a je možna tudi v terenih visokega amfibolitnega faciesa. Lahko nastane po prehodu (ultra)mafične magmatske intruzije v trdno stanje med njenim hlajenjem pri pri- bližno izobarnih razmerah ali pa pri stalni temperaturi in naraščajočem tlaku. Sprememba poteka vsaj pri temperaturi nad 700-1000 °C in pri tlaku 6-10 kbar (sl. 2). Koronarne metamorfne spremembe so značilne za terene kaledonske in večje starosti. Koronarne strukture granulitnega faciesa v anortozitnih gabrih so ohranjene tudi v norveških kaledonidih. Tam je kristalizaciji koron s piroksenoma in spinelom sledila še kristalizacija višje metamorfne granatove korone s klinopiroksenom in ortopiroksenom druge generacije (Griffin, 1971). Z modernimi petrološkimi meto- dami so ugotovili, da je kristalizacija koron starejša od kristalizacije eklogitov, ki Granatov peridotit na Pohorju 155 predstavljajo v kaledonski orogenezi predelane še starejše granulite (Griffin et al., 1985). Struktura opisane granulitne metamorfne reakcije je na Pohorju lepo ohranjena, kljub kasnejši močni splošni retrogradni metamorfozi. V še višje metamorfnih razme- rah je kristaliziral ultramafit z granatom, ki ga po metamorfni stopnji lahko primer- jamo z granatovo krono. Leče granatovega peridotita in klinopiroksenita z granatom Granatov peridotit sestavlja metrske do nekaj desetmetrske vključke v serpentini- ziranem harzburgitu in dunitu. Megaskopsko izstopajo po reliefu zrna rahlo rožna- tega granata od temne osnove serpentiniziranega olivina. Po olivinu opazujemo retrogradno napredovanje serpentinizacije ob izločanju magnetita. Zaradi tega pro- cesa je osnovna barva kamenine črno zelena. Glede na rahlo pozitiven kot optičnih osi ustreza olivinova sestava forsteritu z ok. 10 % fajalita. Njegova zrna kažejo znake močne deformacije, že skoraj tečenja (tabla 2, si. 4). V zbrusku so kristali granata brezbarvni. Po obliki so pogosto izrazito razpotegnjeni, tudi razvejani in obenem paralelni slabo izraženi foliaciji. Morda predstavljajo take oblike povsem rekristali- zirano korono. Količina granata in njegova velikost sta različni. Nastopajo le posa- mezna zrna, lahko pa doseže njihova količina do 30 prostorninskih odstotkov. Velikost zrn je večinoma okrog 1-3 mm, posamezna dosežejo prek 1 cm. Struktura posameznih porfiroblastov pod mikroskopom ni enotna, temveč zlasti v zunanjem delu izrazito granularna (tabla 3, si. 1). Granatova zrna so večinoma vsaj rahlo spremenjena. Zato opazujemo megaskop- sko na obodu granata živo zelenkast obrobek, ki je vezan na amfibol, tj. na granatovo amfibolizacijo. V zbrusku pa vidimo na obodu granatovih zrn žarkovit obrobek širine 0,1 mm pa tudi več (tabla 2, si. 4 in tabla 3, si. 1, 2, 3 in 4). Verjetno ga sestavlja rjavkast simplektitni amfibol, ki ga spodriva droben pargazitni amfibol. Ta prehaja iz osnove v granat. Redko opazujemo rast blasta brezbarvnega amfibola v samem jedru granata (tabla 4, si. 1) in tudi podobno nadomeščanje s kristalom brezbarvnega ali rahlo zelenkastega proklorita. V granatovem peridotitu opazujemo le posamezna zrna klinopiroksena (tabla 3, si. 2). Pogost vključek v granatu kakor tudi v olivinu je rjavkasti spinel. Vključki rjavkastega spinela dokazujejo, da je granat relativno mlajši. Večinoma se spinel kapljičasto razkraja v agregat brezbarvne pargazitne rogovače. Redko je po rjavkastem spinelu izkristaliziral klorit. Na enem mestu ima klorit rdečkasto barvo, ki je značilna za Cr-različek. V retrogradno drobno kristalizi- ranem brezbarvnem pargazitnem agregatu, ki nadomešča granat, opazujemo tu in tam novo rast drobnega modrikastega spinela (tabla 3, si. 3 in 4). Le-ta ustreza sillimanitni metamorfni stopnji (Trommsdorff & Evans, 1974). Retrogradna sprememba granata v agregat vezuviana je najdena v enem samem porfiroblastu (tabla 4, si. 2). Granatov peridotit smo kemijsko analizirali (tabela 1). Velika količina AI2O3 kamenine dokazuje prvotni nediferencirani peridotit, ki ima gabroidno tendenco (Hyndman, 1985). Ročno smo separirali granat tega peridotita in ga analizirali po mokrih kemijskih metodah. Ocenjujemo, da je na separiranih drobcih granata priraš- čenega okoli 2 odstotka retrogradnega svetlo zelenega amfibola. V sestavi granata prevladuje piropova komponenta z 58,9 molekularnimi odstotki. Visoka vsebnost 1561 Ana Hinterlechner-Ravnik Tabela 1. Kemijska analiza (ut. %) granatovega peridotita (a) in njegovega granata (b) Table 1. Chemical analysis (wt. %) of garnet peridotite (a) and its garnet (b) Formula granata računana na osnovi 12 O Garnet formula calculated on the basis of 12 O Sestava končnih členov granata v mol. % End-member components .of garnet in mol. % je preračunan na 2 ut. % *Fe 0 2 3 content arbitrarily reduced to 2 wt. % piropa kaže, glede na sodobne petrološke modele, na kristalizacijo kamenine v raz- merah zgornjega plašča (sl. 2). Ob granatovem peridotitu, pa tudi v harzburgitu, nastopajo lečasto natrgane žile klinopiroksenita. Dosežejo debelino več metrov. Kljub temu, da so zelo redke, izstopajo zaradi grobe zrnavosti. Kristali klinopiroksena so veliki do 6 cm, večinoma manj. Sveži kristali, ki so črno zeleni, so izjema. Pretežno je kamenina rahlo preperela, barva kristalov je rjavkasto zelena. Redko opazimo megaskopsko v mega- kristalih klinopiroksena ohranjene posamezne drobne vključke rožnatega granata. Po megakristalih raste svetel živo zelen agregat retrogradnega pargazitnega amfi- bola, ki nadomešča prvotni granat in klinopiroksen. V posameznih kristalih opazu- jemo nepravilno razvejano mrežo drobnih žilic, ki jih zapolnjuje retrogradna mlajša in nižje metamorfna, intenzivno zelena rogovača. Žilni monoklinski klinopiroksen (vzorec 142 K) ima prostorsko skupino C2/c in pa- rametreosnovnecelicea = 9.691(2)A,b = 8.876(l)A,c = 5.246(l)Ainkotß=106.,12(2)°.Iz istega in edinega svežega kristala smo naredili tudi zbrusek. Osnovni kristal klinopi- roksena ima številne drobne igličaste rdečkasto rjave vključke, ki so orientirani paralelno razkolnosti. Verjetno gre za rutil. Po prvotnem megakristalu je prišlo do razmešanja. Najpogostnejši mineral razmešanja je droben, v mikroskopu brezbarven ortopiroksen, velik večinoma okrog 0,1 mm, eno samo zrno pa doseže celo Imm. Optično je negativen, kar kaže na hipersten. Izločeni ortopiroksen vsebuje manj rdečkastih vključkov. Obrobje prvotnega zrna ob izločenem zrnu je še čistejše. Ob ortopiroksenu se je večinoma izkristaliziral kapljičasto oblikovan droben granat. Granatov peridotit na Pohorju_157 Med ortopiroksenom in klinopiroksenom je prišlo do reakcije v drobnozrnati granat, olivin in klinopiroksen (II) tudi v obliki drobne žilice. Zrna so velika 0,2 mm (tabla 4, sl. 3 in 4). Ta združba mineralov predstavlja visokotlačno in visokotemperaturno metamorfno spremembo, ki ustreza tudi rasti granata v granatovem peridotitu (sl. 2): ortopiroksen + klinopiroksen ± spinel piropov granat + Mg-olivin. Obrobek drobnega olivina in granata lahko opazujemo tudi v različku peridotita s porfiroblasti pargazitnega amfibola (vz. 142/84/51612). Drobni granat in drobni olivin sestavljata venec okrog blastov amfibola. Gre za drugo fazo olivina (II) glede na zrna olivina (I) osnove. Po kotu optičnih osi ustreza tudi olivin (II) optično pozitivnemu forsteritu. Ultramafične kamenine s podobno mineralno sestavo in strukturami predstav- ljajo po literaturnih podatkih v razmerah plašča metamorfno predelane kamenine. Granatov peridotit, ki ga gradita forsterit in piropov granat, je v skorji normalne debeline glede na spinelov peridotit neobstojen. Zato izhajajo te kamenine iz plašča, od koder so prišle v skorjo iz globine najmanj 40 km. V naravi najdemo granatov peridotit v materialu diatrem, po katerih je hitro prodrl na površje. V orogenskih conah pa je bil granatov peridotit tektonsko dvignjen za desetine kilometrov. Vendar je lahko kristaliziral tudi iz že prej obstoječega aluminoznega peridotitnega materi- ala Zemljine skorje v orogenskem korenu, ob katerem je bil najprej globoko pogrez- njen in nato ponovno dvignjen (O'Hara et al., 1971). Ob periadriatskem lineamentu na območju Val d'Ultimo (Ultental) v severni Italiji so bili ultramafiti z granatom predmet več raziskav. Glede na analogno lego pohorskega ultramafitnega telesa nad Slovensko Bistrico ob verjetnem podaljšku periadriatskega lineamenta in obenem na meji med Vzhodnimi Alpami in Dinaridi, so rezultati teh raziskav za nas zanimivi. Rost in Brenneis (1978) in Rost ter Wannemacher (1978) menijo, da so bili peridotiti in pirokseniti vtisnjeni iz plašča v spodnje dele skorje. Piropov granat v ultramafitih naj bi bil deloma vezan na strukture razmešanja v obeh piroksenih. Zato je kristalizacija granata v ultramafitih vezana na relativno mlajšo visokotlačno metamorfozo ob istočasni rekristalizaciji gnajsov v granulite skorje pri 10-12 kbar. Moderne petrološke raziskave kamenin na območju Val d'Ultimo po Herzbergu s sodelavci (1977) kažejo nasprotno, da so granatovi peridotiti kamenine zgornjega plašča. Že pod kontinentalno skorjo so bile delno nataljene. Šele kasneje, po ohladitvi na približno 900 °C, so bile vluskane v bazalne dele skorje, kjer so povzročile metamorfozo granulitnega faciesa. Nazadnje so bile med hlajenjem in orogenskim dvigovanjem do različne stopnje retrogradno metamorfozirane. Še natančnejše podatke o ultramafitih Val d'Ultimo sta dala Obata in Morten. Določila sta, da je prvotni grobo zrnati spinelov Iherzolit kristaliziral v zgornjem plašču pri temperaturi, višji od 1100 °C. Rekristalizacija iz spinelovega v granatov Iherzolit in njegovo končno uravnovešenje je bilo končano med hlajenjem in kompresijo pri 700-800°C in pri 23-28kbar (Obata & Morten, 1982). Različki brez granata, a s pargazitnim amfibolom, so kristalizirali v bistvu pri enakih razmerah, toda pri mnogo večji aktivnosti vode. Ustrezen tektonski model zahteva, da so bile ultramafične kamenine vtisnjene iz zgornjega plašča v skorjo. Kasneje ob ohlajanju so tonile skozi manj gosto plastično sialično spodnjo skorjo (Obata & Morten, 1985). Prvotni žilni piroksenit s strukturami razmešanja je magmatski précipitât zgornjega plašča, ki je kristaliziral pri zelo visoki temperaturi 1450 °C. Bil je vtisnjen v trdni peridotit v zgornjem plašču in z njim skupaj podvržen 158 Ana Hinterlechner-Ravnik spremembam Р-Т, ki se odražajo v strukturah razmešanja z granatom. Raziskave kažejo na zapleteno večfazno kristaUzacijo magmatskih in metamorfnih kamenin v zgornjem plašču pod Alpami, ki je bila odvisna od geotektonskih razmer (Morten & Obata, 1983). Svetli skrilavi različki s pargazitnim amfibolom Granatov peridotit predstavlja suho visoko metamorfno aluminozno ultramafično kamenino plašča. Amfibolovo-kloritni skrilavci pa predstavljajo na Pohorju mokre retrogradne različke še vedno visoko metamorfnega aluminoznega ultramafita. Am- fibol teh skrilavcev ima Na-Ca-Mg pargazitni značaj; klorit pa je z magnezijem bogat različek klinoklora. Megaskopsko so te kamenine svetlo zelene. V ultramafitnem telesu nad Slovensko Bistrico predstavljajo manjše in redke vključke. Poleg amfibo- lovo-kloritnih smo našli tudi monomineralne vključke, ki jih gradi samo pargazitni amfibol. Tu in tam so še ohranjeni granat, klinopiroksen in izjemoma rjavkasti spinel. Pargazitni amfibolit in anortozitne žilice z granatom, ki pa že prehajajo v gabroidne različke, predstavljajo še manj pogostne kameninske vključke. Glede na mineralno sestavo in strukturne značilnosti pregledanih skrilavcev s pargazitnim amfibolom, lahko sklepamo na njihovo izhodno magmatsko kamenino po predlogih lUGS klasifikacije (1973) in ločimo: - pargazitni skrilavec, monomineralen, enakomerno drobno kristaliziran in tudi s kristali, velikimi do lem, redko s primesjo granata in Mg-klorita (tabla 5, si. 1). V nizkotlačnih metamorfnih razmerah bi ustrezal piroksenitu (websteritu) s primesjo plagioklaza; - pargazitno-kloritni skrilavec (tabla 5, si. 2). Ta vrsta kamenine izhaja iz pred- metamorfnega, plagioklaz vsebujočega peridotita, ki prehaja v olivinov gabro. Podobne kamenine opisuje Miller j e va (1974) v Ötztalskih Alpah, ki kot Po- horje pripadajo Vzhodnim Alpam. Tudi tam so vezane na peridotit, ob katerem je razširjen eklogit; - pargazitni amfibolit gradi brezbarvni amfibol in plagioklaz, pogosto s primesjo zoisita, korunda in sfena. Ta vrsta različkov verjetno ustreza izhodnemu olivinovemu gabru/noritu. Plagioklaz, ki predstavlja retrogradni mozaični agregat, vsebuje 72-85 % anortita. Zrna so značilno drobno lamelama. Korund z zelenim spinelom tvori droben psevdomorfen agregat. Ostanki kristalov zoisita pripadajo ß-razlicku. Amfibol je dobro kristaliziran, vendar retrograden agregat, ki raste po granatu (tabla 5, si. 3 in 4). Iz brezbarvnega prehaja v modrikasto zeleni različek. Rožnati korund je bil določen rentgensko; - redke so anortozitne žilice z balasti idiomorfnega granata, z ß-psevdozoisitom, agregatom korunda z drobnim zelenim spinelom, ki sta oba retrogradna. Ta bela žilna kamenina, ki se ponekod lepo odraža od temno zelenega serpentinita, ustreza prvotnemu gabroidnemu magmatskemu anortozitu. Plagioklaz je mozaičen agregat. Anortit in korund sta kristalizirala retrogradno iz kianita in zoisita (Boettcher, 1970). V razmerah suhega granulitnega faciesa (Coffrant & Piboule, 1975) lahko tudi korund in klinopiroksen reagirata v anortit in spinel, a za to nimamo dokaza. Granat je skoraj povsem nadomeščen z modrikasto zeleno rogovačo, ki tvori agregat. V naštetih različkih opazujemo prehode v mineralni sestavi. Pargazitno-kloritni skrilavci so najpogostnejši. Predstavljajo že povsem retrogradno rekristalizirane Granatov peridotit na Pohorju 159 kamenine. Vsebujejo le redke ostanke granata in motnega klinopiroksena. Olivina ni več, zato je težko videti predretrogradno stanje amfibolovo-kloritnih skrilavcev. Vsekakor izhajajo iz suhega ultrabazita, ki je vseboval piroksene, spinel in granat. Dokaz temu je delno retrogradno nadomeščanje granata in spinela kakor tudi klinopiroksena z brezbarvnim amfibolom in Mg-kloritom, katerih ostanki so še ohranjeni. Vse te redke metamorfne vključke magmatskega porekla bo treba kemično analizirati. V skupini amfibolovo-kloritnih skrilavcev na Pohorju je stopnja rekristalizacije obeh glavnih komponent, amfibola in klorita, zelo različna. Opazujemo dobro krista- lizacijo in diferenciacijo obeh komponent, pri čemer je agregat klorita večinoma drobnejši (tabla 5, sl. 2). Drugod se amfibol prepleta s kloritom v drobnem agregatu, kjer ju je težko ločiti. V nekaterih vzorcih je amfibol ohranjen kot pahljačasta psevdomorfoza po prvotnem mineralu, verjetno granatu, a njegovih ostankov ni več (tabla 6, sl. 1). Postopna sprememba v količini kremenice se zmanjšuje od tremolita (Ca2Mg5SÌ8- 022(OH)2) do pargazita (NaCa2Mg4AlSÌ6Al2 022(OH)2). Morfološko se to odraža po obliki kristalov, ki jih zato lahko ločimo optično v zbrusku. Tremolitovi kristali so razpotegnjeni, igličasti in imajo lepo razvite ploskve prizme. Za pargazitni amfibol pa je značilna kratka stebričasta oblika oziroma precej izometrična zrna, na katerih ploskve prizme niso izrazite (tabla 5, sl. 1). Ker tremolitni in pargazitni amfiboli ne vsebujejo železa, so v mikroskopu skoraj brezbarvni. Vendar opazujemo v raziskanih vzorcih zaradi manjše primesi železa tudi z odtenki rahlo zelenkaste barve nakazano conarno strukturo (tabla 5, sl. 2). Pargazit ločimo od tremolita razen po obliki tudi po višjem dvolomu, večjem kotu potemnitve in drugačni optični orientaciji. Kot optičnih osi v konoskopsko pregledanih pohorskih vzorcih je pri pargazitnem amfibolu optično pozitiven in se približuje +90 °C, tremolit pa je optično negativen. V nekaterih vzorcih smo določili vrsto amfibola z rentgensko difrakcijsko metodo. Vsekakor bodo potrebne podrobne kemijske analize mineralov. Klorit kaže v nekaterih različkih blastezo do 5 mm, osnova pa je agregat drobnega nediferenciranoga klorita in amfibola (tabela 6, sl. 2). Klorit je brezbarven do izrazito zelenkasto pleohroičen in lamelaren. Rahlo rožnati klorit, ki kaže na primes Cr, ni pogost. Z rentgensko difrakcijsko metodo je bilo v več vzorcih določeno, da pripada prehodu med klinoklorom in brunsvigitom, npr. v vzorcu 34D-1/83 (Brindley & Brown, 1980). Klorit je optično pozitiven. Na univerzalni mizici smo določili v več vzorcih kote optičnih osi 0°, 20° in 46°. Redki so motni ostanki močno amfiboliziranega klinopiroksena, ki je tu in tam celo plisiran. Motnost v klinopirok- senu kaže na prvoten magmatski mineral, ki je bil podvržen metamorfozi (tabla 6, sl. 1). Zelo redek je granat. Njegova nepravilna oblika kaže, da gre morda za kelefitski ostanek. V mikroskopu je brezbarven ali nežno rožnat (tabla 5, sl. 1 in tabla 6, sl. 3). Glede na drobne vključke je conaren. Struktura granata ni enotna, temveč zrnata (granularna). V regionalno metamorfoziranih ultramafičnih kameninah kristalizirajo Ca-Mg amfiboli v zelo širokem P-T območju. Tremoliti, magnezijevi in pargazitni amfiboli v ultramafičnih kameninah nadomeščajo teoretično klinopiroksene protolita. Vendar opazujejo amfibol, ki neposredno nadomešča prvotni klinopiroksen, predvsem v re- trogradno spremenjenih in le redko v progresivno kristaliziranih kameninah. De- tajlna sestava klacijevega amfibola v ultramafitu je odvisna od metamorfne stopnje. Tako kristalizira tremolit ob olivinu in kloritu v amfibolovo-rogovčevem in amfibo- litnem faciesu. Pargazitna rogovača pa kristalizira v piroksenovo-rogovčevem in 160 Ana Hinterlechner-Ravnik granulitnem faciesu pa tudi ob granatovem peridotitu že v eklogitnem faciesu. Aluminozna faza ob pargazitnem amfibolu je pri naraščajočih metamorfnih razme- rah postopoma plagioklaz, spinel oziroma granat. Pargazitni amfibol v peridotitu je torej višje metamorfen od tremolitnih peridotitnih različkov. Tremoliti kristalizirajo v zelo širokem območju amfibolitnega faciesa, pri čemer je zgornja meja temperature njihove obstojnosti tudi že v granulitnem faciesu med 700 do 800°C (Evans, 1982, 98). Podobno kot amfiboli imajo tudi kloriti zelo velik razpon kristalizacije v meta- morfnem P-T polju. Klorit ne kristalizira samo v območju zelo nizke in nizke metamorfne stopnje v metapelitih. Mg-kloritni različek je ob prisotnosti vode obsto- jen v kameninah ultramafične sestave v amfibolitnem, granulitnem in celo eklogit- nem faciesu. Njegova obstojnost torej zavisi od mineralne združbe v neki kamenini. Nestabilnost suhega gabra, granulita ali eklogita oziroma plagioklazovega, spinelo- vega ali granatovega Iherzolita ob prisotnosti H2O v razmerah spodnje skorje in zgornjega plašča je dokazana s poskusi. Ugotovljen je kompliciran sistem reakcij, v katerih sta udeležena tako Ca-Mg amfibol kakor tudi Mg-klorit. Eksperimentalno ima Mg-klorit v aluminoznem peridotitu večjo obstojnost kot aluminozni tremolit. Vendar sklepajo Jenkins (1981) ter Obata in Thompson (1981), da so naravne razmere ob različni aktivnosti H2O in ob prisotnosti raznih primesi, predvsem alkalij, drugačne od eksperimentalnih. Ustrezno opazujemo, da je v naravi pargazitna rogovača obstojnejša od klorita. Klorit (klinoklor) ob pargazitnem amfibolu sta kristalizirala pri poskusih ob prisotnosti H2O pri temperaturi okrog 800 °C in tlaku okrog 14 kbar. Glede na to lahko kristalizirata oba minerala kot retrogradni produkt že blizu pogojev kristalizacije samega suhega granatovega peridotita (si. 2). Po ostankih granata sklepamo, da so visokometamorfne retrogradne spremembe ustre- zale tudi kristalizaciji pohorskega kloritno-amfibolovega (pargazitnega) skrilavca. Ob visokometamorfnih ultramafičnih različkih najdemo na Pohorju tudi tremo- litno-kloritno-olivinov skrilavec (tabla 6, si. 4). Količinsko razmerje med temi tremi minerali je zelo različno. Redko je prisoten diopsid. Kot optičnih osi olivina je blizu 90°, kar ustreza forsteritu z 10 odstotki fajalitove komponente. Lepo ohranjeni olivin, v preraščanju s tremolitom in kloritom, dokazuje, da je kamenina kristalizirala v olivinovem polju obstojnosti, torej nad antigoritovo izogrado, ki približno ustreza stavrolitovi izogradi v metapelitih (si. 2). Tremolitno-kloritni skrilavci z olivinom so glede na to kristalizirali v ravnotežju v spodnjem delu polja amfibolitnega faciesa. V pregledanih vzorcih opazujemo še nižje metamorfne spremembe: po tremolitu in olivinu je ponekod kristaliziral drobni retrogradni agregat lojevca, katerega luske dosežejo celo nekaj desetink milimetra. Olivin pa je na nekaj mestih psevdomorfozi- ran z agregatom antigorita. Sklep Pohorje predstavlja skrajne vzhodne dele Vzhodnih Alp v Sloveniji, ki proti vzhodu potonejo pod mlade sedimente Panonske kotline. Osrednji del masiva gradi tonalitni lakolit, ki ga obdajajo polimetamorfne kamenine. Vzdolž jugovzhodnega obrobja Pohorja nad Slovensko Bistrico se v njih razširja večje metaperidotitno telo, veliko 5 km x 1 km. Leži ob verjetnem podaljšku periadriatskega lineamenta, ki obroblja masiv na jugu in predstavlja ločnico med Vzhodnimi in Južnimi Alpami. Lineament ima na raziskanem območlju smer E-W, enako kot druge metamorfne Granatov peridotit na Pohorju 161 11 - Geologija 30 strukture. V sestavi ultramafitnega" telesa prevladujeta dunit in harzburgit. Na več mestih pa smo našli tudi leče granatovega peridotita, ki nastopajo večinoma ob polah in lečah kianitovega eklogita. Granatov peridotit s piropovim granatom ob kianitovem eklogitu predstavlja značilno kamenino, ki lahko kristalizira samo pri tlakih, višjih od 12-15 kbar (O ' Hara et al., 1971). Granat peridotita je zaradi amfibolizacije med transportom iz plašča v skorjo le redko ohranjen. Kljub temu so manjše vključke granatovega peridotita našli na številnih mestih in jih natančno raziskali, kot na primer na klasičnem geološkem območju Norveške, v Češkem masivu, v raznih tektonskih enotah Alp, pa tudi v Vzhodnih Alpah. Pohorju najbližje je nahajališče granatovega peridotita vzdolž Val d'Ultimo, ki prav tako leži v bližini periadriatskega lineamenta. Mineralni družbi kianitovega eklogita in granatovega peridotita sta tipični ravno- težni paragenezi eklogitnega faciesa. Mnenja o izvoru te kameninske združbe pa niso enotna. Lahko predstavlja v ravnotežnih razmerah zgornjega plašča kristaliziran material zgornjega plašča, ki je bil kasneje ob tektonskih procesih vtisnjen v skorjo. Drugo mnenje pa je, da so te kamenine prvotno gradile oceansko dno. Kasneje so bile subducirane in pri tem metamorfozirane. Z orogenskimi procesi so prišle zopet na površje. Granatov peridotit predstavlja visoko temperaturno in visokotlačno ultra- mafično kamenino, ki ima geokemijske značilnosti zgornjega plašča. Zelo redko je ohranjen kot vključek v alpinotipnih peridotitnih telesih, ki najverjetneje nakazujejo suture starih kolidiranih kontinentalnih plošč (Carswell & Gibb, 1987). Geološke razmere in petrografski podatki za pohorski granatov peridotit so nam znani. Sistematske kemijske analize njegovih mineralov pa so v delu. V tem članku je podana samo kemijska analiza enega vzorca granatovega peridotita in njegovega granata. Ploščaste in locaste vključke granatovega peridotita v ultramafitnem telesu nad Slovensko Bistrico smo našli na več mestih (8) zahodno od potoka Bistrice. Vključki so decimetrske in metrske velikosti, največji meri 30 m x 100 m. Večinoma so vezani na leče in plasti precej amfibolitiziranega kianitovega eklogita, ki pa je mnogo bolj razširjen in predstavlja približno tretjino ultramafitnega telesa. Peridotit ima temno zeleno barvo, njegovi granati pa so rožnati. Prvotna primesna minerala sta še klinopiroksen in rjavkasti spinel, ki sta redka in določljiva le v zbrusku. Temna barva kamenine izhaja iz drobnozrnatega magnetitnega prahu, ki se je ob antigorizaciji izločil po obodu olivinovih zrn in nakazuje značilno zankasto strukturo spremembe. Ostanki olivina vsebujejo približno 90 molarnih odstotkov forsterita, kar smo določili po kotu optičnih osi. Klinopiroksen je večinoma poln drobnih neprosojnih vključkov ter predstavlja prvotni magmatski kristal, ki je delno metamorfno spremenjen. Količina granata v kamenini je zelo različna. Velik je večinoma do nekaj milimetrov, redko 1 cm. Zrna so rahlo vzporedno razpotegnjena. V mikroskopu vidimo, da porfiroklasti granata niso enotni, temveč so po obodu granulami. Večinoma so vsaj delno retrogradno spremenjeni. Prva faza spremembe je izražena z avreolo rjavkastega radialnega in simplektitnega amfibola. Naslednjo fazo predstavlja pargazitni amfibol, ki je dobro rekristaliziran in se pogosto odraža že megaskopsko po svetlejšem zelenem tonu glede na temno osnovo. Pargazitni amfibol ne nadomešča samo granata, temveč tudi klinopiroksen in rjavkasti spinel. S tem povzroča splošno amfibolizacijo kamenine. Okrog prvotnega rjavkastega spinela je tu in tam izkristaliziral tudi igličasti tremolitni amfibol. V agregatu pargazitnega amfibola so zelo redko ohranjena tudi drobna zrna modrikastega spinela in drobnega olivina (II). Še nižja retrogradna sprememba je izražena s kristalizacijo Mg-klorita 162 Ana Hinterlechner-Ravnik (klinoklora), ki nastopa po kristalih granata in spinela celo monomineralen. Prisot- nost retrogradnih kloritno-amfibolovih (pargazitnih) skrilavcev dokazuje, da je bil prvotno na raziskanem območju granatov peridotit bolj razširjen. Kemijska sestava le malo spremenjenega granatovega peridotita in njegovega granata je prikazana v tabeli 1. Analizirali smo po mokrih kemijskih metodah. Vsebnost granata v analiziranem vzorcu je bila približno 30 volumskih odstotkov. Glede na to sta količini AI2O3 in CaO v kamenini precej visoki, kar kaže na različek peridotita, ki vsebuje precejšnjo bazaltno primes. Granatov vzorec smo dobili z ročno separacijo zrn. Pri tem se nismo mogli povsem izogniti retrogradnim amfibolovim vključkom. Njihovo količino cenimo na 2 volumska odstotka. Granatova analiza kaže na precejšnjo količino piropa, ki znaša 58,9 molarnega odstotka. V peridotitu smo zelo redko našli lečasto deformirane žile klinopiroksenita z granatom. Gradi ga grobozrnat klinopiroksen, ki je večinoma spremenjen v parga- ziten agregat. V megakristalih klinopiroksena, ki so le izjemoma ohranjeni sveži, smo ugotovili lepe strukture razmešanja. Dokazujejo jih tanke žilice, zapolnjene z drob- nim granatom, forsteritnim olivinom, klinopiroksenom in/ali ortopiroksenom. Take mineralne združbe v strukturah razmešanja so nastale blizu razmeram kristalizacije granatovega peridotita. Granatov peridotit je bil skupaj s kameninami, ob katerih ga najdemo, dvignjen iz visokotlačnega in visokotemperaturnega območja plašča proti Zemljinemu površju, pri čemer je bil ob prisotnosti H2O fluida retrogradno spremenjen. Bistveni retro- gradni minerali granatovega peridotita so kloriti in amfiboli. Po teoretičnih in eksperimentalnih podatkih, ki se nanašajo na mafične in ultramafične kamenine spodnje skorje in zgornjega plašča v sistemu CaO+MgO+Al203 + Si02 + H20, je pri na- raščajočih P-T razmerah obstojnost klorita večja od obstojnosti aluminoznega tremo- litnega amfibola (Jenkins, 1981). Ta podatek pa ni skladen s kristalizacijskim zaporedjem obeh mineralov, kot ga opazujejo v aluminoznih metaperidotitnih vključkih v naravi. Prisotnost alkalij in večja količina AI2O3 lahko povečata termično stabilnost amfibola glede na klorit. Pri omenjeni kemijski spremembi kristalizirata namesto aluminoznega tremolita pargazitni ali edenitni amfibol (Jenkins, 1981; Obata & Thompson, 1981). V granatovem peridotitu na Pohorju so granat, klinopiroksen in spinel nadomeščeni z dobro kristaliziranim pargazitnim amfibolom. Ta kristalizacija je lahko potekala v razmerah eklogitnega ali visokega granulitnega faciesa. Naslednjo nižjo retrogradno spremembo pa predstavlja kloritno-pargazitni peridotit. V pohorskem ultramafitnem telesu najdemo tudi tremolitno-kloritni-olivinov skrilavec s klinopiroksenom. Ta mineralna združba je kristalizirala v ravnotežju pri veliko nižjem tlaku in temperaturi, ki ustrezata spodnjemu amfibolitnemu faciesu. Psevdomorfozi bastita po ortopiroksenu in antigorita po olivinu predstavljata zadnji, splošno razširjeni retrogradni fazi v peridotitu. Ustrezata samemu začetku spodnjega amfibolitnega faciesa. Še mlajše kremenovo-karbonatne metasomatske spremembe so redke. Obsegajo opal, kalcedon, magnezit in limonit. Razen že omenjenih kamenin je v ultramafitu nad Slovensko Bistrico prisotnih še nekaj drugih visokometamorfnih ultramafičnih in mafičnih vključkov. Prav tako kot granatov peridotit smo na več mestih našli tudi koronarni peridotit z ohranjenim plagioklazom. Drobnozrnati klinopiroksen, zeleni spinel in ortopiroksen tvorijo korone med magmatskim forsteritnim olivinom in anortitnim plagioklazom. Široke so od nekaj desetink milimetra do 2 mm. Opazovana mineralna združba koron predstavlja po sodobnih petroloških modelih suho metamorfno reakcijo progresiv- Granatov peridotit na Pohorju_ 163 nega srednjega dela granulitnega faciesa. Mafična granulitna asociacija pa je ohra- njena v drobnozrnatem retrogradnem amfibolitu. Njegov plagioklaz predstavlja alotriomorfen agregat bytownita-anortita. Blasti granata so retrogradno spreme- njeni v amfibol. Amfibolov agregat predstavlja večinoma zelena rogovača, v nekate- rih vzorcih tudi pargazitni amfibol. V plagioklazovi osnovi so ohranjeni kristali ß- psevdozoisita. Ob njih pa so agregati drobnega korunda z zelenim spinelom. Korun- dovi agregati so megaskopsko rožnati. Na terenu se od temne osnove serpentinita lepo odražajo tanke bele anortozitne žile, ki pa so redke. Razen anortozitnega plagioklaza z mozaično strukturo vsebuje kamenina še akcesorni idiomorfni amfibo- lizirani granat in korundove agregate. Petrografska preiskava ultramafičnih in mafičnih kamenin nad Slovensko Bi- strico je pokazala, da so v njih ohranjene različne metamorfne stopnje. Obsegajo eklogitni, granulitni, amfibolitni facies in v manjšem obsegu tudi facies zelenega skrilavca. Metamorfne mineralne asociacije, izražene v granulitnem faciesu, kažejo na njegova različna P-T območja. Na raziskovanem ozemlju omenja med prvimi granulite že Teller (Teller & Dreger, 1892; Teller, 1899). H granulitom je prišteval bele skrilave kamenine z granatom in brez sljude. Vendar je opazoval, da postopoma prehajajo v običajen gnajs. Na nekaterih mestih nad Slovensko Bistrico in ob katerikoli od opisanih kameninskih različkov te bele večinoma konkordantne kamenine lahko prevladujejo. Sedaj jih imenujemo aplitoidni gnajs, če so drobnozr- nate, in pegmatoidni gnajs, če so grobozrnate. Grade jih ortoklaz-mikroklin, albit ali oligoklaz, prevladuje pa kremen; akcesorni so granat, muskovit, biotit in turmalin. Do sedaj nismo našli v njih nobenega, za granulitni facies značilnega minerala. Kemijska sestava teh belih kamenin je levkogranitna do levkogranodioritna (Hin- terlechner-Ravnik & Moine, 1977). Glede na sodobne petrološke modele menimo, da so nastale kot posledica anatekse gnajsov. Vendar opisujejo pred kratkim opravljene raziskave podobne kamenine iz Moldanubika v Češkem masivu kot eno izmed treh vrst granulitov, ki ne vsebujejo piroksena in izhajajo iz metamorfoziranih magmatskih kamenin granitno-riolitne sestave. Značilno so vezani na amfibolite, serpentinizirane peridotite (oba z granatom in brez njega) in na eklogit (Fiala et al., 1987). Možno je, da je bila nekoč v polimetamorfnih kameninah raziskanega pohor- skega območja granulitna stopnja bolj razširjena. Verjetno je bila izražena tudi v almandinovem muskovitnem blestniku in gnajsu, na katerega je vezano ultrama- fitno telo in leče eklogita. Na granulitno stopnjo teh kamenin kažejo psevdomorfoze muskovita po prvotnem glinencu, ki pa so zaradi mlajše blastomilonitne strukture le redko ohranjene (Hinterlechner-Ravnik, 1982). Kianit blestnika/gnajsa je pretežno spremenjen v lepo kristaliziran muskovit. Na Pohorju je eklogit bolj ali manj amfibolitiziran. Ohranjene so njegove leče in plasti zelo različne velikosti: od nekaj decimetrov do 1 km. Eklogit ob retrogradnem amfibolitu je regionalno razširjen vzdolž severnega in južnega pobočja masiva. Variacija razmerja MgO/Fe203tot eklogitov in amfibolitov je velika. Samo eklogit, ki vsebuje veliko MgO in AI2O3, lahko vsebuje kianitove kristale. In prav kianitov eklogit je značilno vezan na granatov peridotit nad Slovensko Bistrico. V sestavi končnih členov klinopiroksena takega eklogitnega vzorca je vsebnost jadeita nizka: Ac2 Jd22 TschS Hd6 Di62. V sestavi njegovega granata pa je precej piropa: And 6,8 Gro 11,6 Sp 0,7 Alm 27,6 Pyr 53,3 (Hinterlechner-Ravnik, 1982). Zaporedje pohorskih metamorfnih kamenin je bilo zaradi tektonskih dogodkov zelo moteno. Geokemijska raziskava in primerjava posameznih delov tega zaporedja je pokazala med njimi velike razlike. Zato smo upravičeno sklepali, da so nastajali 164 Ana Hinterlechner-Ravnik posamezni deli zaporedja v različnem predmetamorfnem paleogeografskem okolju (Hinterlechner-Ravnik & Moine, 1977). Eklogit in iz njega nastali retro- gradni amfibolit kažeta geokemijske značilnosti prvotnega globokomorskega tholei- ita, pa tudi alkalnega in hiperaluminoznega bazalta. Nanje je vezano raziskovano peridotitno telo in metapeliti, ki kažejo veliko zrelost. Kamenine eklogitnega nivoja dosežejo skupno debelino do 1000 m in verjetno izhajajo iz nekega dela stare ocean- ske skorje. Narinjene so bile na kamenine, ki jih uvrščamo v nivo očesnega gnajsa in marmorja. Zato bi lahko bile enake predmetamorfne starosti. Koronarna struktura v plagioklazovem peridotitu, kjer je bil plagioklaz deloma ohranjen kot metastabilna faza, tudi kaže, da je bilo peridotitno telo prvotno del skorje. Osnova Vzhodnih Alp ima komplicirano predalpidsko zgodovino, ki se je začela s kaledonsko dobo. Frisch in sodelavci (1984) podajajo pregled čez ta dogajanja in se pri tem dotaknejo tudi Pohorja. Deli kaledonske osnove so v Vzhodnih Alpah tu in tam ohranjeni. Predstavljajo jih malo razširjene peridotitno-granulitne kamenine ob periadriatskem lineamentu in bolj razprostranjeni gnajsi z amfiboliti. K peridotitno- granulitni osnovi prištevajo Frisch in sodelavci prav kamenine območja Val d'Ul- timo in jugovzhodnega Pohorja. Prvotno so ti najstarejši magmatsko-sedimentni skladi kasnega predkambrija (?) in zgodnjega paleozoika verjetno gradili otočni lok ali pa aktiven kontinentalni rob. Ob njihovi subdukciji je kristaliziral eklogit. Koliziji je v ordoviciju sledila visoko metamorfna rekristalizacija in nanjo vezana anateksa. Vsekakor dokazujejo vključki granatovega peridotita ob kianitovem eklo- gitu kakor tudi nekateri posebni kameninski vključki, najdeni v ultramafitnem telesu nad Slovensko Bistrico, visoko tlačno in visoko temperaturno metamorfozo, a po- trebne so dodatne raziskave. Zahvala Zahvaljujem se Raziskovalni skupnosti Slovenije, ki je raziskavo financirala, inž. Mihi Mišiču z Geološkega zavoda Ljubljana za določitev mineralov z rentgensko difrakcijsko metodo, profesorju dr. Ivanu Lebanu s FNT Ljubljana, za strukturne podatke o kristalu klinopiroksena in Cirilu Gantarju, tehničnemu sodelavcu s FNT, za lepe mikroposnetke. Posebno zahvalo sem dolžna profesorju Mihovilu Vragoviču z Rudarsko-geološko-naftne fakultete Zagreb za njegove pripombe med delom. Garnet peridotite from the Pohorje Mountains The Pohorje Mountains are the easternmost part of the Eastern Alps in Slovenia (Yugoslavia) before they subside under the young sediments of the Pannonian basin. The inner part of this mountain complex is composed of a tonalitic laccolith which is surrounded by a polymetamorphic cover. On the southeastern margin of the Pohorje massif near Slovenska Bistrica, an elongated metaperidotite body occurs, having 5 km by 1 km in dimensions. It is situated along the inferred extension of the Periadriatic lineament which separates the Eastern from the Southern Alps (Fig. 1). The lineament, like all other macrostructures in the area, is directed E-W. The peridotite body is built up mainly of dunite and harzburgite, but its high metamorp- hic grade is evident in a number of lenses and layers of garnet peridotite, which are mainly interbanded with kyanite eclogite. Garnet peridotite from the Pohorje Mountains 165 The pyrope-rich garnet peridotite associated with quartz-kyanite eclogite is a characteristic rock which could have developed at pressures in excess of 12-15 kbar in the eclogite facies (O'Hara et al., 1971). The garnet peridotite mineral association is seldom preserved owing to amphibolization during the transport from mantle sources. The garnetiferous peridotites, however, occur and were examined at a num- ber of localities, like in the classical areas of Norway, the Bohemian Massif, the different tectonic units in the Alps, including the Eastern Alps, as e. g. in Val d'Ultimo (North Italy), the latter one being closest to the Pohorje area. Mineral parageneses of kyanite eclogite and associated garnet peridotite are typical stable eclogite facies parageneses. However, the views on the origin of such rock associations are contrasting. They may represent mantle-equilibrated upper mantle material, which was later transported to the crust. The other opinion presup- poses the origin of such rocks by metamorphism of a deeply subducted crustal sequence. The garnet peridotite mineral assemblage is regarded by C a r s w e 11 and Gibb (1987) as "an ultramafic rock with upper mantle geochemical affinities, occasionally preserved in alpine-type peridotite bodies, which probably mark the sites of paleo-continental plate collision sutures within exhumed deep level, high pressure, crustal metamorphic complexes". Geologic field relation and pétrographie data of the Pohorje garnet peridotite are known. Systematic chemical analyses of this and of coexisting rocks, and of their minerals, are in preparation. Preliminarily only one Pohorje garnet peridotite sample and its garnet have been chemically analyzed. Pods and lenses of garnet peridotite were found at eight localities within the serpentinized peridotite body, all of them west of the Bistrica creek. The inclusions are rather small, the largest of them measuring 30 m by 100 m. However, the occurrences of associated small bodies of preserved eclogite and of amphibolite layers, derived from the retrogressed eclogite, are more widespread and represent about one third of the total peridotite body. The garnet peridotite is a dark green rock, because olivine antigoritized crystal relics are outlined by exsolved fine opaque magnetite, as evident under the micros- cope. The pinkish garnet is well distinguished from the dark matrix, and its amount is very changeable. The size of roughly parallel, elongated, and granular garnet porphyroclasts is up to some millimeters, and exceptionally even 1 cm. The olivine is magnesium-rich, and its approximate composition is 90 mol percent of forsterite, as estimated from the character of optic axes. Clinopyroxenes filled with fine dark mineral inclusions are interpreted as primary magmatic clinopyroxene relics with a metamorphic overprint. A primary brown spinel is present, too. The garnet of the peridotite is more or less retrogressed (Plate 2, Fig. 4; Plate 3, Figs. 1,2,3, and 4; Plate 4, Figs. 1 and 2). A fine radiating and symplectitic brownish aggregate, probably amphibole, is the incipient alteration product of the marginally altered garnet. In the next stage garnet, clinopyroxene and brown spinel are partially replaced by pargasi- tic amphibole. However, the brown spinel relics may be in some places surrounded by a later tremolite. Fine crystals of bluish spinel - II and olivine - II seldom appear in the pargasitic amphibole aggregate. A later formed mineral is the Mg-chlorite (clinochlore), which occurs either as an aggregate, or is monomineralic after garnet and brown spinel. Complete change to chlorite-(pargasitic) amphibole schist indica- tes that the garnet bearing peridotite was originally more widespread in the investi- gated area (Plate 5, Figs. 1 and 2; Plate 6, Figs. 1 and 2). 166 Ana Hinterlechner-Ravnik Chemical composition of an almost unaltered garnet peridotite and of its garnet is given in Table 1. Wet chemical analysis was applied. Since the garnet content is about 30 percent by volume, the amounts of AI2O3 and CaO in the rock are rather high. This indicates a peridotite variety which has a high proportion of basaltic ingredients. The garnet separate was prepared by hand-picking, and in doing so inclusions of some retrogressive intergrown amphibole could not be avoided; its amount was estimated to at most 2 percent by volume. The garnet is pyrope-rich, the pyrope content corresponding to 58,9 mol percent. Apparently related to the conditions of crystallization of garnet peridotite are the unmixing textures of clinopyroxene lenses within the peridotite body. Clinopyroxene crystals are generally amphibolized (pargasite). But when preserved, their unmixing textures are represented by an aggregate of garnet, olivine, clinopyroxene-II, and/or orthopyroxene (Plate 4, Figs. 3 and 4). Garnet-bearing peridotites crystallized under upper mantle P-T conditions. Du- ring their subsequent tectonic transport to different crustal levels, in the presence of H2O fluid, they were extensively retrograded. Main retrogressive products are chlori- tes and amphiboles. Theoretical and experimental studies in the system CaO+MgO- +AI2O3 + SÍO2+H2O of hydrous mafic and ultramafic rocks in the lower crust and upper mantle gave evidence that at increasing P-T conditions tremolitic amphibole break- down was followed by Mg-chlorite crystallization (Fig. 2) (Jenkins, 1981). This fact is in contradiction with the observations in natural peridotites. High content of alumina and the presence of alkalies my cause higher stability of natural amphiboles regarding the chlorites. In such chemical systems pargasitic or edenitic hornblendes form at temperatures above the upper limit of Al-tremolites crystallization (Jen- kins, 1981; Obata & Thompson, 1981). Garnet, clinopyroxene, and spinel in the Pohorje peridotite were replaced by well crystallized aggregates of pargasitic amphi- bole. This crystallization can be related to eclogite or to high granulite facies conditions. The following lower retrogressive stage is preserved in the chlorite- (pargasitic) amphibole peridotite. Also present in the Pohorje ultrabasite body is the tremolite-chlorite-olivine schist with accessory clinopyroxene (Plate 6, Fig. 4). This mineral association repre- sents an equilibrium reached at much lower P-T conditions, and corresponds to the lower amphibolite facies. The bastite pseudomorphs after bronzile, as well as antigo- rite after olivine, are the last and quite extensive retrogressive phases generally expressed in the peridotite body (Plate 1, Figs. 3 and 4; Plate 2, Fig. 1). Both represent the very beginning of the lower amphibolite facies. Less common are silica-carbonate alteration products, composed mainly of opal, chalcedony, magnesite and some limonite (Plate 2, Fig. 2). Apart from the mentioned rock types occurring in the ultramafite body at Slovenska Bistrica, there are also some other special ultramaf ic and mafic rock inclusions of high metamorphic grade. Not uncommon is the coronitic peridotite, which is composed of forsteritic olivine, clinopyroxene and anorthitic plagioclase. Fine-grained orthopyroxene, green spinel and clinopyroxene form coronas between igneous olivine and plagioclase (Plate 2, Fig. 3). The width of coronas is a few tenths of millimeter up to two millimeters. Such corona dry mineral association is conside- red to represent the prograde intermediate pressure granulite facies. A mafic granu- lite rock inclusion represents the retrogressed finegrained amphibolite (Plate 5, Figs. 3 and 4). Its plagioclase is an allotriomorphic intergrowth of bytownite-anorthite. The amphibole aggregate is usually composed of a green variety, in some samples also Garnet peridotite from the Pohorje Mountains 167 of pargasitic amphibole. In the plagioclase matrix there are partly preserved ß- pseudozoisite crystals associated with aggregates of fine corundum and green spinel. They represent a characteristic granulite grade mineral assemblage. Corundum aggregates are megascopically pink. Seldom found in the field are thin and white anorthositic veins, well discernible on the dark peridotite ground. Other constituents of this anorthositic rock, negligible by volume, are represented by idiomorphic amphibolized garnet and retrogressed cryptocrystalline corundum aggregates. Pétrographie investigation of ultramafic and mafic rocks from Slovenska Bistrica made evident different metamorphic stability stages in these rocks. They encompass the eclogite, granulite, amphibolite and to a smaller degree the geenschist facies. Teller (Teller & Dreger, 1892; Teller, 1899) was among the first geologists who recognized and studied the granulite metamorphism in the investigated area. However, he did consider as granulites the white garnet bearing and micaceous minerals lacking rocks grading over to common gneisses. In some places near Slovenska Bistrica these white rocks are the prevailing rock type, and have been recently named aplitoid (or pegmatoid) gneiss (Plate 1, Fig. 1). Orthoclase-microcline, albite or oligoclase and the prevailing quartz are the main components, whereas garnet, muscovite, biotite and tourmaline are almost constant accessories. No mine- ral typical for the granulite facies has been found up to now. Aplitoid (or pegmatoid) gneisses have a leucogranitic to leucogranodioritic chemical composition (Hinter- lechner-Ravnik & Moine, 1977). They are believed to have originated through anatexis of gneisses. Also recently, similar pyroxene-free rocks of Moldanubicum in the Bohemian Massif have been considered as one of the three granulite varieties, derived from metaigneous rocks of granite-rhyolite composition (Fiala et al., 1987). They are characteristically associated with amphibolites, serpentinized (± garnetife- rous) peridotites and eclogites. The almandine-muscovite schists and gneisses adjacent to ultramafite and to the boudins of eclogite of the Pohorje Mts. might once have been submitted to the granulite facies conditions. The pseudomorphs of muscovite after feldspar in some almandine-muscovite schists support this view (Hinterlechner-Ravnik, 1982). Such pseudomorphs have been rarely preserved because of generally expressed blastomylonitic texture of the rock (Plate 1, Fig. 2). The Pohorje eclogite, mainly retrogressed to amphibolite, occurs as lenses and layers variable in size; their dimensions are up to 1 km in length. The bodies are regionally distributed over a large area along the northern and southern slopes of the mountainous massive (Fig. 1). The variation of MgO/Fe203tot ratio in eclogite as well as in the amphibolite, derived from eclogite, is high. Kyanite crystals occur only in eclogite high in MgO and AI2O3; the very kyanite eclogite is typically associated with garnet ultramafite at Slovenska Bistrica. The composition of the clinopyroxene end- members of such an eclogite sample excels in low jadeite component: Ac2 Jd22 TschS Hd6 DÌ62, and its garnet is pyrope-rich: And 6.8 Gro 11.6 Sp 0.7 Aim 27.6 Pyr 53.3 (Hinterlechner-Ravnik, 1982). The sequence of the Pohorje metamorphic rocks has been much disturbed by tectonic events. Geochemical investigation and subsequent comparison of various metamorphic levels revealed significant differences between the original parent rocks. Therefrom the conclusion has been made that individual parts of the succes- sion originated in different pre-metamorphic paleogeographic environments (Hin- terlechner-Ravnik & Moine, 1977). Eclogite and amphibolite retrogressed from it exhibit the preserved geochemical characteristics of original abyssal tholeiite. 168 Ana Hinterlechner-Ravnik They are associated with the examined peridotite body, as well as with metapelites of high maturity. Therefore the eclogite level may represent an ophiolite assemblage derived from an old oceanic crust. A hint for the previous crustal rocks origin is preserved also in coronitic peridotite inclusions where plagioclase survived as a me- tastable phase. The pre-Alpine history of the Austroalpine basement complex is quite complica- ted and begins with the Caledonian era. Frisch and others (1984) presented a review of these events concerning also the Pohorje Mts. According to the interpretation of these authors parts of the Caledonian basement are preserved in the Eastern Alps. Such parts appear as the peridotite-granulite rock association close to the Periadri- atic lineament in Val d'Ultimo and in the southeastern Pohorje Mountains, and also with more widespread gneisses and amphibolites. The oldest magmatic-sedimentary late Precambrian (?) and early Paleozoic rocik sequence probably originated as an island-arc or an active continental margin in an ancient marine basin. Eclogite crystallized during the subduction; after the following collision, high-grade meta- morphism and anatexis took place in the Ordovician. Anyhow, a high-pressure and high-temperature metamorphic event is evidenced by the garnet peridotite along kyanite eclogite, together with some other special rock inclusions in the metaperidotite body of Pohorje Mts. near Slovenska Bistrica. The related problems require further investigation. Literatura B o e 11 c h e r, A. L. 1970, The system CaO-Al203-Si02-H20 at high pressures and tempera- tures. Jour. Petrol. Vol. 11, Part 2, 337-379, Oxford. Brindley, G. W. & Brown, G. 1980, Crystal structures of clay minerals and their X-ray identification. Mineral. Soc. London, 495 p., London. Car swell, D. A. & Gibb, F. G. F. 1987, Evaluation of mineral thermometers and barometers applicable to garnet Iherzolite assemblages. Contrib. Mineral. Petrol. Vol. 95. No. 4, 499-511, Heidelberg. Coffrant, D. & Piboule, M. 1975, Kélyphitisation du disthène des éclogites du Limo- usin. Actes du 98*" congrès national des sociétés savantes. Tome I, 375-382, Paris. Evans, B. W. 1977, Metamorphism of alpine peridotite and serpentinite. Ann. Rev. Earth Planet. Sci. Vol. 5, 397-447, Amsterdam. Evans, W. B. 1982, Amphiboles in metamorphosed ultramafic rocks. 98-113, v: Vehlen, D. R. & Ribble, P. H., Eds., Amphiboles. Vol. 9В, Mineral. Soc. of Am., 390p., Washington. Fiala, J., Matéjovská, O. & Vañková, V. 1987, Moldanubian granulites: Source material and petrogenetic considerations. Neues Jb. Miner. Abb., Bd. 157., H. 2., 133-165, Stuttgart. Frisch, W., Neubauer, F. & Satir, M. 1984, Concepts of the evolution of the Austroalpine basement complex (Eastern Alps) during the Caledonian-Variscan cycle. Geol. Rund. H. 73, Bd. 1, 47-68, Stuttgart. Germovšek, C. 1954, Petrografske preiskave na Pohorju v letu 1952. Geologija 2, 191-210, Ljubljana. Griffin, W. L. 1971, Genesis of coronas in anorthosites of the upper Jotun nappe, Indre Sogn,. Norway. Jour. Petrol. Vol 12, Part 2, 219-243, Oxford. Griffin, W. L., Mellini, M., Oberti, R. & Rossi, G. 1985, Evolution of coronas in Norwegian anorthosites: re-evaluation based on crystal-chemistry and microstructures. Contr. mineral, petrol. Vol. 91, No. 4, 330-339, Heidelberg. Herzberg, C, Riccio, L., Chiesa, S., Fornoni, A., Gatto, G.O., Gregnanin, A., Piccirillo, E. M. & Scolari, A. 1977, Petrogenetic evolution of a spinel-garnet-lherzolite in the Austridic crystalline basement from val Clapa (Alto Adige, northeastern Italy). Memorie degli Istituti di geologia e mineralogia dell'Università di Padova. Voi. 30, 1-28, Padova. Hinterlechner-Ravnik, A. 1971, Pohorske metamorfne kamenine. Geologija, 14, 187-226, Ljubljana. Granatov peridotit na Pohorju_169 Hinterlechner-Ravnik, A. 1982, Pohorski eklogit. Geologija 25, 251-288, Ljubljana. Hinterlechner-Ravnik, A. & Moine, B. 1977, Geochemical characteristics of the metamorphic rocks of the Pohorje Mountains. Geologija 20, 107-140, Ljubljana. Holdaway, M. J. 1971, Stability of andalusite and the aluminium silicate phase diagram. Am. J. Sci., Vol. 271, 79-131, New Haven. Hyndman, D. W. 1985, Petrology of igneous and metamorphic rocks. Sec. ed. McGraw- Hill Book Comp., 786 p., New York. lUGS subcommission on the systematics of igneous rocks, 1973, Classification and no- menclature of plutonio rocks. Recommedations. N. Jb. Miner. Mh., Jg. 1973, H. 4, 149-164, Stuttgart. Jenkins, D. M. 1981, Experimental phase relations of hydrous peridotites modelled in the system HaO-CaO-MgO-ALOs-SiOo. Contrib. Mineral. Petrol. Vol. 77, No. 2, 166-176, Heidel- berg. Miller, C. 1974, Reaction rims between olivine and plagioclase in metaperidotites, Ötztal Alps, Austria. Contrib. Mineral. Petrol. Vol. 43, No. 4, 333-342, Heidelberg. Morten, L. & Obata, M. 1983, Possible high-temperature origin of pyroxenite lenses within garnet peridotite, northern Italy. Bull. Minéral, Vol. 106, No. 6, 775-780, Paris. Obata, M. & Thompson, A.B. 1981, Amphibole and chlorite in mafic and ultramafic rocks in the lower crust and upper mantle. A theoretical approach. Contrib. Mineral. Petrol. Vol. 77, No. 1, 74-81, Heidelberg. Obata, M. & Morten, L. 1982, Remnants of some high-temperature peridotite and the transformation from spinel-lherzolite to garnet-peridotite, observed in the ultramafic bodies in the Austridic metamorphic ferrane, between Non and Ultimo valleys, northern Italy. Terra cognita, Vol. 2., No. 3, 329 p., Paris. Obata, M. & Morten, L. 1985, The spinel Iherzolite to garnet Iherzolite transformation and the gravity sinking of ultramafic bodies in the lower crust. Terra cognita. Vol. 5, No. 4, 440 p., Paris. O'Hara, M. J., Richardson, S. W. & Wilson, G. 1971, Garnet-peridotite stability and occurrence in crust and mantle. Contrib. Mineral. Petrol. Vol. 32, No. 1, 48-68, Heidelberg. Richardson, S.W., Gilbert, M.C. & Bell, P.M. 1969, Experimental determination of kyanite-andalusite and andalusite-sillimanite equilibria; the aluminium silicate triple point. Am. J. Sci., Vol. 267, 259-272, New Haven. Ringwood, A. E. 1975, Composition and petrology of the Earth's mantle. McGraw-Hill book comp., 618 p.. New York. Rost, F. & Brenneis, P. 1978, Die Ultramafitite im Bergzug südlich des Ultentales, Provinz Alto Adige (Oberitalien). Tscherm. Min. Petr. Mitt. Bd. 25, H. 4, 257-286, Wien. Rost, F. & Wannemacher, J. 1978, Origin and metamorphism of ultramafic rocks along Periadriatic Une in the Western Alps. Alps, Apenines, Hellenides, lUGS Sei. rep., No. 38, 163-166. Teller, F. 1899, Erläuterungen zur geologischen Karte Pragerhof-Wind. Feistritz. Verl. der geol. Reichsanstalt. 144 p., Wien. Teller, F. & Dreger, J. 1892, Geologische Specialkarte Pragerhof-Wind. Feistritz. M 1:75 000. Verl. der geol. Reichsanstalt, Wien. Trommsdorff, V. & Evans, B. W. 1974, Alpine metamorphism of peridotitic rocks. Schweiz. Min. Petr. Mitt. Bd. 54, H. 2/3, 333-352, Zürich. Tröger, W. E., Eds.: Bambauer, H. U., Taborszky, F. & Trochim, H. D., 1979, Optical determination of rock-forming minerals. Part 1 determinative tables. E. Schweizer- bart'sche Verlagsbuchhandlung, 188p., Stuttgart. Turner, F. J. 1981, Metamorphic petrology. Sec. ed. McGraw-Hill book comp., 524p., New York. 170 Ana Hinterlechner-Ravnik Tabla 1 - Plate 1 Sl. 1. Aplitoidni gnajs z milonitno strukturo. Porfiroklastičen ortoklaz in delno rekristalizi- rana osnova. Vzorec 193A/83/44974, navzkrižna polarizatorja Fig. 1. Mylonitic aplitoid gneiss with orthoclase porphyroclasts and partly recrystallized ma- trix. Sample 193A/83/44974, crossed polarizers Sl. 2. Almandinov muskovitni blestnik z blastomilonitno strukturo, vezan na ultramaf it. Vse- buje tudi kianitove kristale (kar ni prikazano na sliki), ki so delno nadomeščeni z lističi muskovita. Vzorec 142/1/50052, navzkrižna polarizatorja Fig. 2. Mylonitic muscovite schist with elongated almandine porphyroclasts. The rock is related to ultramafite. Not shown in figure but present are scarce kyanite crystals highly retrogressed to well crystallized muscovite. Sample 142/1/50052, crossed polarizers Sl. 3. Harzburgit. Olivinovi ostanki v antigoritizirani osnovi. Moten ortopiroksen (opx) s tanko žilico serpentina in finim obrobkom lojevca. Ostanki motnega klinopiroksena (cpx), ki je v glavnem nadomeščen s tremolitom (tr). Vzorec 241/83A/44741, vzporedna polarizatorja Fig. 3. Harzburgite. Olivine relics in antigoritized mass. Old dusty ortopyroxene (opx) is surrounded by a fine talc margin and cut by a serpentine veinlet. Dusty clinopyroxene (cpx) remnants occur in a tremolite (tr) aggregate. Sample 241/83A/44741, plane-polarized light Sl. 4. Močno serpentiniziran peridotit. Magmatsko nataljen moten klinopiroksen je samo me- stoma po obodu pretvorjen v fin agregat tremolita. Prvotna zankasta struktura po olivinu je kljub deformaciji ohranjena z antigoritizacijo in z razporeditvijo izločenih železovih oksidov. Vzorec 321/148, vzporedna polarizatorja Fig. 4. Highly serpentinized peridotite. Magmatically corroded dusty clinopyroxene surrounded by a thin amphibole alteration margin. The original cell structure of deformed olivine is preserved with development of antigorite and iron oxides. Sample 321/148, plane-polarized light Granatov peridotit na Pohorju 171' 172 Ana Hinterlechner-Ravnik Tabla 2-Plate 2 SI. 1. Peridotit, skoraj povsem antigoritiziran. Drobni kristali piroksena so nadomeščeni z velikimi luskami klorita in neprosojno snovjo. Vzorec 222/83/44738, navzkrižna polarizatorja Fig. 1. Antigoritized peridotite. Pyroxene is replaced by large colourless chlorite flakes and iron oxides. Sample 222/83/44738, crossed polarizers SI. 2. Antigoritiziran in magnezitiziran peridotit. Sprememba olivina v antigorit je potekala po zankasti strukturi. Ostanki olivina pa so nadomeščeni z mikrokristalnim magnezitom. Žilica magnezita s conarno strukturo. Vzorec 185/83/44960, navzkrižna polarizatorja Fig. 2. Antigoritized and magnesitized peridotite. Serpentine showing mesh structure derived from olivine. Granules of secondary iron ore outline these boundaries. Relic grains of olivine are replaced by cryptocrystalline magnesite. Veinlet of magnesite showing zonal growth. Sample 185/83/44960, crossed polarizers S1.3. Drobnozrnata korona v anortozitnem peridotitu. Magmatski olivin (ol) in pragioklaz (pi) sta dala metamorfni ortopiroksen (opx) (ob olivinu) + zeleni spinel (spin-II) + simplektitni klinopiroksen (cpx). Ohranjena sta tudi prvotni magmatski klinopiroksen (cpx-I) in rjavkasti spinel (spin-I). Droben prah v plagioklazu je verjetno spinel. Vzorec 297/144/9981, vzporedna polarizatorja Fig. 3. Fine-grained corona in anorthositic peridotite. Magmatic olivine (ol) + plagioclase (pl) reacted to metamorphic orthopyroxene (opx) (next to olivine) + green spinel (spin-II) + symplecti- tic clinopyroxene (cpx). Preserved are the older magmatic clinopyroxene (cpx-I) and the brown spinel (spin-I). Plagioclase is filled with dust-like spinel inclusions (?). Sample 297/144/9918, plane-polarized light SI. 4. Granatov peridotit. Granularne granatove porfiroklaste obdaja tenak radialen obrobek, ki ga verjetno gradi retrogradna rjavkasta simplektitna rogovača. V naslednji fazi nadomeščanja raste prosojen izometričen amfibol (pa), ki ne nadomešča samo granata, temveč tudi prvotni magmatski, sedaj motni klinopiroksen. Ta amfibol povzroča splošno amfibolizacijo kamenine. Olivin (ol) je močno tektonsko deformiran. Vzorec 43/84/31270, vzporedna polarizatorja Fig. 4. Gamet peridotite. The granular garnet porphyroclasts are surrounded by alteration margin consisting probably of radiating and symplectitic brownish amphibole. Younger retro- gressive phase is a clear fine pargasitic amphibole (pa), replacing both garnet and partly preserved magmatic dusty clinopyroxene, resulting in the general amphibolization of the rock. Olivine (ol) is highly deformed. Sample 43/84/31270, plane-polarized light Granatov peridotit na Pohorju 173i 174 Ana Hinterlechner-Ravnik Tabla 3 - Plate 3 Sl. 1. Granatov peridotit. Granulami granatov porfiroblast ima izraženo conarnost. Obrob- lja ga retrograden rjavkast simplektiten skupek, ki pripada verjetno amfibolu. Še mlajša je prav tako retrogradna brezbarvna pargazitna rogovača (pa), ki nadomešča tudi drobna zrna rjavka- stega spinela (spin-I). Ob retrogradnem amfibolu je izkristaliziral droben olivin in modrikasti spinel-II. Olivin osnove je deformiran. Vzorec A, vzporedna polarizatorja Fig. 1. Gamet peridotite. Granular garnet porphyroblast shows zoning. It is surrounded by a brown symplectitic aggregate, probably an amphibole, which is further partially replaced by colourless pargasitic amphibole (pa). Some fine olivine and bluish spinel-II crystallized along it. Some remnants of partly amphibolized brown spinel-I. Olivine in the matrix is highly deformed. Sample A, plane-polarized light Sl. 2. Granatov peridotit z ohranjenim motnim magmatskim klinopiroksenom. Zgoraj granat z retrogradnim rjavkastim obrobkom in drobnim modrikastim spinelom. Neenoten klinopirok- sen pa obdaja tenak obrobek prosojnega amfibola. Olivin je deformiran in po razpokah, kakor tudi po celotnem zrnu (spodnji rob) nadomeščen z neprosojno snovjo, verjetno magnetitom. Vzorec 164/84/50061, vzporedna polarizatorja Fig. 2. Gamet peridotite with preserved dusty magmatic clinopyroxene. Gamet porphyro- blasts surrounded with radiating brown aggregate and some fine bluish spinel-II. Dusty clinopyroxene is rimmed with fine colourless amphibole. Olivine is deformed. Its cracks and some crystals (lower part) are filled with ore, probably magnetite. Sample 164/84/50061, plane-polarized light Sl. 3 in 4. Granatov peridotit. Granat (g) je po obodu spremenjen v rjavkast radialno žarkovit skupek (zgornji del). Droben modrikast spinel-II je ohranjen v osnovi delno kloritiziranega pargazitnega amfibola. V kloritnem agregatu so iglice tremolita (tr) (spodnji del). Vzorec A, paralelna in navzkrižna polarizatorja Figs. 3 and 4. Gamet peridotite. Gamet (g) is marginally altered to radiating brown aggregate (upper part). Bluish spinel-II is preserved in a matrix of partly chloritized pargasitic amphibole. Some needles of tremolite (tr) (lower part) in a chlorite aggregate. Sample A, plane-polarized light and crossed polarizers Granatov peridotit na Pohorju 175! 176 Ana Hinterlechner-Ravnik Tabla 4 - Plate 4 SI. 1. Granatov peridotit. Razpotegnjen granatov porfiroklast z obrobkom retrogradnega rjavkastega simplektitnega skupka, oba v še mlajši osnovi prosojnega pargazitnega amfibola (pa). Pargazitni amfibol nadomešča tudi del granatovega porfiroklasta. Vzorec A, vzporedna polarizatorja Fig. 1. Garnet peridotite. Elongated colourless garnet porphyroclast rimmed with brown sym- plectitic aggregate, both enclosed and partially replaced by younger pargasitic amphibole (pa). Sample A, plane-polarized light SI. 2. Granatov peridotit. Slika prikazuje granatov porfiroblast, ki je delno retrogradno nado- meščen z agregatom radialnega vezuviana. Pri vzporednih polarizatorjih sta oba brezbarvna in imata skoraj enak relief. Vzorec A, navzkrižna polarizatorja Fig. 2. Garnet peridotite. Shown is part of a garnet porphyroblast partially altered to subradiate clusters of vesuvianite, both colourless and with nearly the same relief. Sample A, crossed polarizers SI. 3. Megakristal klinopiroksena (cpx-I), vezan na žilo v ultramafitu. Ima izraženo strukturo razmešanja z žilico drobnega granata (g), forsterita (ol) in klinopiroksena (cpx). Vzorec 142 K, navzkrižna polarizatorja Fig. 3. Clinopyroxene megacryst (cpx-1) related to a vein in ultramafite. It is showing the unmixing texture with a veinlet of fine garnet (g), forsterite (ol) and clinopyroxene (cpx). Sample 142 K, crossed polarizers SI. 4. Megakristal klinopiroksena (cpx-I) s strukturo razmešanja po reakciji med klinopirokse- nom in ortopiroksenom (opx), ki je izražena z avreolo drobnega granata (g) in olivina (ol). Vzorec 142 K, navzkrižna polarizatorja Fig. 4. Clinopyroxene megacryst (cpx-I) with unmixing texture caused by the reaction between clinopyroxene-I and orthopyroxene (opx), that resulted to fine garnet (g) and olivine (ol). Sample 142 K, crossed polarizers Granatov peridotit na Pohorju 177; 12 - Geologija 30 178 Ana Hinterlechner-Ravnik Tabla 5-Plate 5 Sl. 1. Pargazitni amfibolov skrilavec s primesjo drobnega granata (g) in z ohranjenim motnim starejšim klinopiroksenom (cpx), ki je magmatskega porekla. Vzorec 253/83/44768, vzporedna polarizatorja Fig. 1. Amphibole schist. Amphibole has a pargasitic character. Also present are old dusty clinopyroxene (cpx) and fine garnet aggregate (g). Dusty clinopyroxene is interpreted as magmatic clinopyroxene relic. Sample 253/83/44768, plane-polarized light Sl. 2. Amfibolovo-kloritni skrilavec. Amfibol ima pargazitni značaj, vendar ni enoten: z odtenki rahlo zelenkaste barve je v brezbarvnih zrnih nakazana nepravilna conarnost. Na obrobju prehajajo večji kristali pogosto v igličast tremolit, kar pa ni prikazano na sliki. Vzorec 17B/83/50069, vzporedna polarizatorja Fig. 2. Amphibole-chlorite schist. Patchy intergrowth of colourless and slightly green variety of pargasitic amphibole. Amphibole porphyroblasts are marginally altered to fine acicular-fibrous tremolite (not shown in the figure). Chlorite aggregate is sheared. Sample 17B/83/50069, plane-polarized light Sl. 3. in 4. Pargazitno-anortitni amfibolit s porfiroblasti ß-psevdozoisita (zoi) in z agregati drobnega korunda (co) ± zelenkastega spinela. Zeleni amfibol (amph) nadomešča granat. Razen kristalov ß-psevdozoisita predstavljajo vse komponente retrogradne agregate. Vzorec 241/83/44739, navzkrižna in paralelna polarizatorja Figs. 3 and 4. Pargasite-anorthite amphibolite with porphyroblasts of ß-pseudozoisite (zoi), aggregates of fine corundum (co) ± green spinel. Garnet is replaced by amphibole (amph). All components except ß-pseudozoisite porphyroblasts represent retrogressive aggregates. Sample 241/83/44739, crossed polarizers and plane-polarized light Granatov peridotit na Pohorju 179! 180 Ana Hinterlechner-Ravnik Tabla 6-Plate 6 SI. 1. Tremolitno-kloritni ultramafičen skrilavec z ohranjenim motnim magmatskim klino- piroksenom. Radialne psevdomorfoze drobnega amfibola verjetno nadomeščajo prvotni granat. Klorit določen rentgensko je brunsvigit. Vzorec 254B/83/44744, vzporedna polarizatorja Fig. 1. Tremolite-chlorite schist with partly preserved dusty clinopyroxene, which is interpreted as magmatic clinopyroxene relic. Fine radiating amphibole is probably pseudomorphous after garnet. Chlorite is the brunsvigite variety. Sample 254B/83/44744, plane-polarized light SI. 2. Amfibolovo-kloritni ultramafiten skrilavec. Velike deformirane luske rahlo zelenkastega klorita (klinoklora-brunsvigita, ch) v drobnozrnati osnovi klorita in amfibola. Vzorec 34 Dl/83/50065, vzporedna polarizatorja Fig. 2. Amphibole-chlorite ultramafic schist. Large deformed idioblastic flakes of pale green chlorite (clinochlore-brunsvigite, ch) in a matrix of fine chlorite and amphibole. Sample 34 Dl/83/50065, plane-polarized light 81. 3. Granatov piroksenit, delno amfiboliziran. Ohranjen je moten magmatski klinopiroksen (cpx). Svetel obod na kristalih predstavlja nadomeščanje z brezbarvnim amfibolom. Zadnji prehaja tudi v osnovo. Granat (g) ima zelo nepravilno obliko (korona ?). Vzorec 262A/83/44770, vzporedna polarizatorja Fig. 3. Garnet pyroxenite. Dusty clinopyroxene (cpx) is marginally replaced by fine colourless amphibole, which forms also the matrix. Garnet (g) has a very irregular (corona ?) shape. Sample 262A/83/44770, plane-polarized light SI. 4. Kloritno (ch)-tremolitni (tr)-olivinov (ol) skrilavec, kristaliziran v ravnotežnih razmerah. Delna retrogradna pretvorba v lojevec (tc). Vzorec 484/209/62, vzporedna polarizatorja Fig. 4. Chlorite (ch)-tremolite (tr)-olivine (ol) schist showing equilibrium texture. Some retro- gression to fine grained talc (tc). Sample 484/209/62, plane-polarized light Granatov peridotit na Pohorju 181 GEOLOGIJA 30, 183-205 (1987), Ljubljana UDK 552.3:549.086(497.13)=862 Mladoalpinski alkalijsko-feldspatski graniti (aljaskiti) Požeške gore u Slavoniji Young-Alpine alkali feldspar granites (alaskites) from Mt. Požeška Gora in Slavonia, northern Yugoslavia Jakob J. Pamić Geološki zavod, Sachsova 2, YU-41000 Zagreb Sažetak U radu se prikazuju geološke i geokemijsko-petrološke karakteristike dosad neistraživanih granita Požeške gore u Slavoniji. Graniti stoje u intruzivnom kontaktu prema okolnim albitnim riolitima i metabazaltima koji predstavljaju dio gomjokrednog vulkanogeno-sedimentnog kompleksa što leži alohtono (navlačno?) preko okolnih neogenih sedimenata. Sami graniti predstavljaju produkte završne magmatske aktivnosti koja je dala i okolne albitne riolite i metabazalte čija je gomjokredna starost sigurno dokazana. Po modalnom sastavu to su alkalijsko-feldspatski graniti u čijem sastavu izrazito dominiraju kvare i glinenci: albit, ortoklas, mikropertit i mirmekitski proraslaci kvarca i albita čiji je kemizam dokumentiran mikrosondnim analizama. Po svojem izrazito leukokratnom karakteru, ovi graniti pripadaju aljaskitima. U petrokemijskim karakteristikama jako su slični okolnim i inače genetski srod- nim albitnim riolitima. Alkalijsko-feldspatski graniti Požeške gore ne mogu se uspješno geotektonski kategorizirati na osnovi standardnih geokemijskih diskriminacionih dijagrama. Po nekim svojim geokemijskim i petrološkim karakteristikama oni se mogu korelirati s A-granitima. Granitni magmatizam Požeške gore na kraju se razmatra kao dio složenih geodinamskih procesa koji su se krajem krede odigravali u struk- turi pretpostavljenog magmatskog luka čije relikte nalazimo u zoni Prosara- Motajica-Cer-Bukulja u sjevernim Dinaridima. Abstract The paper deals with geology, geochemistry and petrology of granites from Mt. Požeška Gora in Slavonia which have not been so far studied. Granites invade albite rhyolites and metabasalts which represent a part of Upper Cretaceous volcanic-sedimentary complex which is allochthonous (thrust?) over the surroun- ding Neogene sediments. The granites represent products of final stages of the same magmatic activity which produced the adjacent Upper Cretaceous albite rhyolites and metabasalts. Based on modal composition, granites belong to alkali feldspar varieties consisting mainly of quartz, albite, orthoclase, microperthite and myrmekitic intergrowth of quartz and albite whose chemical composition is documented by microprobe analyses. The granites are extremely leucocratic so that they can be 184_Jakob J. Pamić attributed to alaskites. According to petrochemical features granites are very similar to the adjacent albite rhyolites. The geoteetonic setting of alkali feldspar granites of Mt. Požeška Gora cannot be reliably determined on the basis of standard geochemical discrimination diagrams. Based on certain geochemical and petrological characteristics, the granites can be correlated with A-type granites. Granite magmatism of Mt. Požeška Gora is considered as a part of complex geodynamic processes which took place at the end of the Upper Cretaceous within the structure of a presumed magmatic arc whose relics can be recognized within the Prosara-Motajica-Cer- Bukulja zone of the northernmost Dinarides. Uvod Pojave granita, zajedno sa češćim metamorfnim stijenama, spominju u svojim radovima Štur (1861/62), Koch (1917), Tucan (1919)i Laskarev (1931). One se navodno nalaze u okolici Novog Sela i Gradskih Vrhovaca, te na brdu Sokolovcu iznad same Slavonske Požege. Prilikom kartiranja Požeške gore svi su ti njihovi lokaliteti provjereni, i tom prilikom je utvrđeno da se radi o sekundarnim pojavama, odnosno blokovima i valuticama koje potiču iz okolnih neogenih konglomerata (Šparica & Pamić, 1986). Međutim, tom prilikom su otkriveni izdanci dotad nespominjanih gnajsgranita kod sela Drškovci koje se po svojim karakteristikama mogu pozitivno korelirati s odgovarajućim stijenama psunjskog granitno-metamorf- nog kompleksa za kojeg se pretpostavlja da pripada bajkalskom orogenom ciklusu (Jamičić, 1983, Pamić & Šparica, 1986). Pored ovih sekundarnih pojava, Barić i Tajder (1942) opisuju brojne izdanke rastrošenih granita u samom gradu Požegi, pod starim Požeškim gradom, kao i u okolnim požeškim vinogradima, te u okolici Gradskih Vrhovaca. Mada ih nisu sistematski petrografski istraživali, oni naglašavaju da su to vjerojatno alkalijski graniti koji vrlo često imaju granofirsku strukturu. Prilikom izrade Osnovne geološke karte izdvojena su unutar vulkanske mase Požeške gore tri manja tijela granitnih stijena koje su određene kao granofiri. Za te se stijene navodi da su... »na osnovi strukture i teksture određeni kao granofiri. Granofiri su u rasjednom kontaktu s naslagama krede, a kontakt s albitnim porfirima (albitnim riolitima - primjedba autora) nije nigdje vidljiv. Ove stijene su nastale u završnoj fazi magmatskog ciklusa« (Šparica et al., 1980, p. 26 i 27). To su praktički svi raspoloživi literaturni podaci o granitnim stijenama Požeške gore. U toku 1983. i 1984. godine smo kolega Šparica i ja, uz povremenu pomoć kolege Crnka, kartirali Požešku goru. Tom prilikom sam ja kartirao dio Požeške gore koji je izgrađen od magmatskih stijena, tako da mi se pružila mogućnost da sakupim obilan petrografski materijal. Budući da su već ranije detaljno obrađene vulkanske stijene Požeške gore (Tajder, 1944, 1947 i 1956, Majer & Tajder, 1982), to sam u terenskom radu obratio posebnu pažnju na granitske stijene koje dosad nisu detaljnije petrološki obrađivane. Cilj ovog rada je da se dade cjelovit geološki i geokemijsko-petrološki prikaz mladoalpinskih granitnih stijena Požeške gore. One stoje u intruzivnom kontaktu s okolnim albitnim riolitima i metabazaltima za koje je pouzdano utvrđeno da pripadaju gornjoj kredi, uglavnom senonu (Pamić & Šparica, 1983). To su alkalijsko-feldspatski graniti (aljaskiti) s kolornim indeksom najčešće oko 5. Po petrokemijskim karakteristikama mogu se pozitivno korelirati s gornjokrednim albitnim riolitima u kojima se i pojavljuju. Mladoalpinski alkalijsko-feldspatski graniti Požeške gore 185 Geološki prikaz Osnovni geološki podaci Požeška gora, koja je smještena u južnim dijelovima Panonskog bazena, predstav- lja, zajedno s Diljem, jugoistočnu orografsku jedinicu slavonskih planina. Te su planine geotektonski različito interpretirane: kao »orijentalno kopno« (Go r j ano- vić-Kramberger, 1907), odnosno dio »unutrašnjeg masiva« ih međugorja (Ko- ber, 1914; Roksandić, 1969), dio Istočnih Alpi (Laskarev, 1931), dio Dinarida (Koch, 1924 i drugi) i dio slavonsko-sremskog bloka, odnosno Vardarske zone (Dimitrijevič, 1974). U novije vrijeme Jamičić (1983) smatra da su mezozojski i paleozojski kompleksi slavonskih planina izdizani u miocenu i kasnije, i navučeni sa sjevernom vergencijom preko okolnih neogenih sedimenata. U novije se vrijeme evolucija Panonskog bazena objašnjava ekstenzijom, djelovanjem transkurentnih rasjeda, kao rezultat izdizanja gornjeg plašta, odnosno istanjivanja kontinentalne kore (Royden et al., 1983, Horvath, 1984, Pamić, 1986 i drugi). Mada geotek- tonski položaj slavonskih planina nije još potpuno razjašnjen, ipak se može pretpo- staviti da je njihov geotektonski položaj, pa time i položaj Požeške gore, prvenstveno vezan za evoluciju Panonskog bazena. Dio Požeške gore u širom području pojavljivanja mladoalpinskih granita izgrađen je pretežno od tercijarnih i kvartarnih sedimenata, uz koje još dolaze gornjokredni sedimenti i vulkanske stijene s vulkanskim brečama (slika 1). Prema podacima Šparice i Pamića (1986) najrasprostranjeniji su neogeni sedimenti predstavljeni pretežno slatkovodnim klastičnim sedimentima otnanga i karpata, marinskim kla- stičnim i vapnenjačkim sedimentima badena, te slatkovodnim i brakičnim naslagama gornjeg miocena i pliocena. Manje rasprostiranje imaju gornjokredni, uglavnom senonski laporoviti šejlovi i siltiti s proslojcima vapnenaca i pješčenjaka. Veće rasprostiranje od krednih sedimenata imaju vulkanske stijene - albitni rioliti, odnosno kvarcni keratofiri i albitni doleriti, odnosno spiliti (Ta j der, 1944, 1947 i 1956, M.ajer & Taj der, 1982). Vulkanska masa se prostire skoro od Pleternice, na istoku, do iza Novog Sela, na zapadu, na dužini od oko 15 km i pokriva površinu od oko 30 km^. Dugo je prevladavalo mišljenje da su te vulkanske stijene miocenske starosti (Koch, 1917 i drugi), no nedavno je dokazano da im je starost gomjokredna, uglavnom senonska (Pamić & Šparica, 1983). Navedeni gornjokredni sedimenti i vulkaniti predstavljaju jedinstvenu vulkano- geno-sedimentnu formaciju. U vulkanskoj masi vrlo su često interstratificirani tanji paketi gornjokrednih sedimenata, a u sedimentima južno od glavne vulkanske mase javljaju se, doduše ne često, manja, konkordantna izljevna tijela metabazalta, od- nosno spilita. Nedavno je izneseno mišljenje da gornjokredni vulkanogeno-sedi- mentni kompleks Požeške gore predstavlja alohtonu ploču koja leži reversno (na- vlačno?) preko okolnih neogenih sedimenata (Šparica & Pamić, 1986). Identične ili slične gornjokredne vulkanogene-sedimentne komplekse ne nala- zimo na površini u širem području južnih dijelova Panonskog bazena u Slavoniji. Vulkanogeno-sedimentne tvorevine Požeške gore mogu se pozitivno korelirati s od- govarajućim flišnim kompleksom gornje krede i paleogena u sjevernoj Bosni i Baniji, unutar kojih na pojedinim mjestima u najdubljim dijelovima, koji odgovaraju uglav- nom senonu, dolaze interstratificirana vulkanska tijela, mjestimice s piroklastičnim produktima (Pamić & Jelaska, 1975). 186* Jakob J. Pamić Mladoalpinski alkalijsko-feldspatski graniti Požeške gore 187 Način pojavljivanja i starost granita Rezultati novog geološkog kartiranja pokazuju da je gornjokredna vulkanska masa Požeške gore razdijeljena na dva dijela, skoro podjednaka, i to poprečnim rasjedom koji ide dolinom Komušanca, istočno od Slavonske Požege. Istočni, pože- ško-pleternički dio izgrađen je pretežno od riolita, a zapadni, požeško-vrhovački od albitnih riolita i metabazalta. Granitne stijene Požeške gore prostorno su vezane samo za spomenuti zapadni, požeško-vrhovački dio vulkanske mase (slika 2). Kao što se vidi na priloženoj geološkoj karti, graniti se javljaju u dva glavna područja: u okolici Gradskih Vrho- vaca, u zapadnim dijelovima, te u samom gradu Požegi, a naročito iznad njega na Sokolovcu, Fratrovici pa sve do Komušanca, na istoku. Interesantno je istaći da ovo drugonavedeno područje predstavlja i glavno požeško vinogorje. Dakle, granitne stijene zauzimaju dosta veću površinu nego se to ranije mislilo. U stvari, oko polovina požeško-vrhovačkog dijela vulkanske mase isprobijana je granitima, tako da se može ocijeniti da oni pokrivaju površinu od oko 6-7 km^. Graniti stoje u kontaktu s gornjokrednim i neogenim sedimentima duž južnog ruba mase od Gradskih Vrhovaca sve do Komušanca i Vranovca. Tu je kontakt jako pokriven i nedostupan osmatranju, no izgleda (prema morfološkim odnosima) najve- ćim dijelom rasjedan, što se jasno vidi jedino u području kamenoloma u granitima kod samih Gradskih Vrhovaca. Sjeverna granica požeško-vrhovačkog dijela vulkan- ske mase, zajedno s intrudiranim granitima, ima reversan (navlačan?) karakter, a ispod ovog reversnog rasjeda izbijaju južno od Drškovaca spominjane gnajsgra- nitne stijene psunjskog kompleksa. Vulkanska masa s granitima ispresijecana je poprečnim rasjedima u nekoliko manjih blokova; od njih su najizraženiji rasjed dolinom Vučjaka i rasjed koji ide od Gradskih Vrhovaca ispod Vrhovačkog grada sve do Novog Sela; duž oba ta rasjeda ide tektonski kontakt između albitnih riolita i granita. Graniti se pojavljuju unutar vulkanske mase izgrađene uglavnom od albitnih riolita što već govori, apstrahirajući spomenute tektonizirane kontakte, da su graniti intruzivni u vulkanskoj masi. Treba naglasiti da je Požeška gora inače jako pokrivena i na njoj se vrlo rijetko nailazi na dobre izdanke sa svježim stijenama. Jedan od takvih, rijetko dobro otvorenih izdanaka nalazi se u usjeku puta što ide dosta visoko desnom obalom Vučjaka, iznad groblja sv. Elizabete, kroz dio požeških vinograda ispod Fratrovice. Na tom izdanku (slika 3) otkriveni su na dužini od preko 20 m zelene rastrošene jastučaste lave izgrađene od metabazalta. U jugozapadnom dijelu izdanka u njima dolazi oko 20 cm debeli prošlojak crvenkastog rožnjaka kakvi se inače vrlo često javljaju unutar vulkanske mase, zajedno sa šejlovima i vapnencima (Pamić & Šparica, 1983). U središnjim dijelovima tog izdanka nailazi se u zelen- kastim jastučastim metabazaltima na tri metra debelu žilu dosta rastrošenog granita, odnosno granitporfira. Jugoistočni kontakt je jasno intruzivan, pada 230/79°; duž kontakta su graniti jako sitnozrni i porfirski, s mnogo sitnozrne mikrogranitske osnove, tako da ih se može shvatit kao »zamrznute rubove«. S druge strane, sjevero- zapadni kontakt te žile je vertikalan i tektoniziran. Važno je istaći da se takvi sitnozrni, često aplitoidni diferencijati granita dosta često susreću i na drugim mjestima u endokontaktnim područjima s okolnim rioli- tima, i njih također možemo shvatiti kao »zamrznute rubove« koji dokazuju intruzi- van karakter kontakta. 1881 Jakob J. Pamić S1.2. Geološka karta sjeverozapadnih dijelova Požeške gore, djelomice po podacima Šparica i Pamić (1986) 1 neogeni i kvartarni sedimenti, 2 gornjokredni sedimenti, 3 stijene bimodalne vulkanske asocijacije, 4 alkalijsko-feldspatski graniti, 5 granit-gnajsne stijene paleozoika, 6 normalna granica, 7 transgresivna granica, 8 rasjed, 9 navlačni rasjed, 10 intruzivna granica, 11 kamenolom, i2 mjesta uzorkovanja analiziranih stijena Fig. 2. Geologie map of northwestern parts of Mt. Požeška Gora 1 Neogene and Quaternary, 2 Upper Cretaceous sediments, 3 rocks of bimodal volcanic association, 4 alkali feldspar granites, 5 Paleozoic granite-gneissoides, 6 normal contact line, 7 unconformity, 8 fault, 9 reverse (thrust) fault, 10 intrusive contact line, 11 quarry, 12 sampling locations of analyzed rocks Mladoalpinski alkalijsko-feldspatski graniti Požeške gore 189, S1.3. Profil sa žilom granitporfira koja probija gornjokredne bazalte Fig. 3. Cross-section showing granite porphyry vein intruded in Upper Cretaceous metabasalts Opisane pojave pokazuju da su graniti intruzivni u vulkanskoj masi Požeške gore i da su mlađi od njih. Budući da je ranije dokazano da su vulkanske stijene Požeške gore gornjokredne, uglavnom senonske starosti (Pamić & Šparica, 1983), to znači da su graniti od njih mlađi. Petrografski, a naročito petrokemijski podaci, koji će dalje biti prikazani, pokazuju veliku srodnost granita i albitnih riolita, na osnovi čega bi se moglo pretpostaviti da graniti Požeške gore predstavljaju produkte završne faze magmatizma koji je dao i same riolite u kojima se graniti pojavljuju. Po toj interpretaciji bi graniti Požeške gore bili završni produkti gornjokredne, odnosno senonske magmatske aktivnosti koja je u ekstruzivnom nivou dala prethodno, možda i samo malo ranije, okolne albitne riolite. Petrologija Prilikom kartiranja granita Požeške gore uzeto je ukupno 76 uzoraka koji su petrografski obrađeni. Devet je uzoraka detaljno analizirano, a pozicije tih devet uzoraka nanesene su na priloženoj geološkoj karti (slika 2). Rezultati petrografske obrade pokazuju da sve granitne stijene Požeške gore imaju ujednačene strukturno- teksturne karakteristike, mineralni, a time i kemijski sastav, pa ćemo ih stoga, u cilju izbjegavanja ponavljanja, i zajednički prikazati. Ovdje je važno istaći da su požeški graniti jako rastrošeni, jednako kao i okolni, inače megaskopski veoma slični albitni rioliti u kojima se pojavljuju. Naročitu je teškoću pri kartiranju predstavljala činjenica što i rioliti i graniti imaju jako sličnu koru trošenja s neznatnim razlikama u osobinama tla koja od njih postaju. Rioliti daju teška i rumeno-žućkasta tla, a graniti rumenkasta no laka tla (zbog intenzivne grusifikacije). Zbog toga je samo kartiranje i razdvajanje granita i okolnih albitnih riolita predstavljalo vrlo mukotrpan posao koji se mogao uspješno obavit tek nakon određenog terenskog iskustva na samoj Požeškoj gori. 190_Jakob J. Pamić Mineralni sastav U mineralnoj paragenezi požeških granita izrazito prevladavaju glinenci, uz nešto manje kvarca. Dolaze i sekundarni minerali, i to sericit i glinoviti minerali po glinencima, te klorit i naročito bauerit - nakupine limonita - vjerojatno po biotitu koji nije uopče sačuvan. Vrlo se rijetko nailazi na lističe muskovita. Od akcesornih minerala zapaženi su opaki minerali, cirkon i apatit, i to prva dva u promjenljivim količinama; u nekim granitima dolazi po desetak zrna cirkona, a u nekim povečana količina opakih (metalnih) minerala. Ponekad se u granitima nailazi na manje količine sekundarnog kalcita u vidu lečastih i gnjezdastih nakupina. Glinenci su predstavljeni samo alkalijskim vrstama; najčešći je albit, a zatim još dolaze ortoklas, mikropertit, odnosno antipertit i mirmekitski proraslaci kvarca i alkalijskog glinenca. Albit se redovito javlja u hipidiomorfnim, prizmatskim zrnima; obično su to sraslaci, najčešće srasli po albitskom sraslačkom zakonu. Kemijski sastav albita dobiven mikrosondom prikazuju analize 1, 2, 3 i 9 u tabeli 1. Preračun tih analiza pokazuje da su to albiti koji sadrže Ani,3_4j i Oro,4_i,7. Ortoklas se također javlja u prizmatskim hipidiomorfnim kristalima; obično su to kristali samci ili dvojci, najčešće srasli po karlovarskom zakonu. Kemijski sastav ortoklasa prikazuje analiza 8, tabela 1. Po toj analizi radi se o skoro čistom ortoklasu s ОГ98,2. Mikropertit, odnosno antipertit pojavljuje se u hipidiomorfnim zrnima koja se ističu vrlo izraženom finolamelarnom građom. Mikrosondni kemijski sastav (analize 6 i 7, tabela 1) pokazuje da su pojedinačne lamele izgrađene od albita (Ani 3) i ortoklasa (Ovg-ji). Mirmekiti, odnosno proraslaci kvarca i glinenca pokazuju dosta veliku raznovrs- nost, kako po načinu pojavljivanja, tako i po količini i obliku proraštenih kvarcnih zrna. Najčešće to su krupnija, hipidiomorfna zrna s promjenljivom količinom prora- slog kvarca, no često se javljaju i alotriomorfno između hipidiomorfnih zrna albita, mikropertita i ortoklasa. Oblik proraslog kvarca je različit: kapljičast, klinast, rebrast, crvolik i nepravilan. Kemijski sastav dobiven mikrosondom (analize 4 i 5, tabela 1) pokazuju da je alkalijski glinenac mirmekita također predstavljen albitom (Ап1,з). Navedeni podaci kemijskog sastava albita, bez obzira da li se radi o pojedinačnim kristalima, mikropertitu, odnosno antipertitu ili mirmekitskim proraslacima s kvar- com, pokazuju da se radi o dosta čistom albitu koji u prosjeku sadrži Ап2,2- Svi navedeni alkalijski glinenci rijetko su kada sasvim svježi. Obično su malo do umjereno, a ponekad i sasvim zamućeni sitnim glinovitim mineralima koji nisu detaljnije određivani. Jasno, pri određivanju mikrosondnog kemijskog sastava odabi- rala su se samo najsvježija zrna glinenaca. Strukture i teksture Granitne stijene Požeške gore imaju najčešće hipidiomorfne do alotriomorfno zrnaste strukture. Veličina zrna je promjenljiva; najčešće dosiže do 2 ili 3mm, a izuzetno rijetko i do 5 mm. Sitnozrniji varijeteti s veličinom zrna do 1,5 ili ispod Imm (aplitoidni varijeteti) su znatno podređeniji. Izuzetno rijetko se nailazi na porfiroidne granite s mnogo mikrogranitske osnove i malo utrusaka veličine do 2-3 mm. Mladoalpinski alkalijsko-feldspatski graniti Požeške gore 191 Tabela 1. Kemijski sastav glinenaca dobiven mikrosondom Table 1. Microprobe chemical composition of feldspars Ab- pojedinačno zrno albita - single albite grains; My - albit s mirmekitski proraslim kvarcom - albite with myrmekite quartz intergrowths; AbMp - albit iz partita, odnosno antipartita - albite from parthita and antiperthite; OrMp - glinanac iz partita, odnosno antipartita - potassium feldspar from parthita and antiparthita; Or - pojedinačno zrno K-glinanca - singla potassium feldspar grain 2, 5, 6 i 9 brojevi granitnih uzorka kao u tabeli 2 - numbers of granita samplas as in Table 2 Tekstura granita je redovito homogena (masivna). Graniti koji se javljaju duž ili u blizini rasjednih zona u pravilu su jako brečirani, kataklazirani, nekad u tolikoj mjeri da predstavljaju granitne breče. Sitnozrnije drobljeni, milonitizirani graniti znatno su podređeniji. Takvi kataklastični i milonit- ski graniti izgrađuju veći dio kamenoloma kod Gradskih Vrhovaca koji je lociran duž tektonskog kontakta s gornjokrednim sedimentima. 192_Jakob J. Pamić Klasifikacija granita Svi graniti Požeške gore predstavljaju izrazito leukokratne stijene i njihov kolorni indeks rijetko kada dosegne do 10, a najčešće se kreće oko 5. Naročito je značajna karakteristika svih granita Požeške gore da su u njima glinenci predstavljeni samo alkalijskim vrstama: albitom i ortoklasom. Zbog toga oni u dijagramu Strecke- isena (1973) padaju pretežno u polje 2 koje odgovara alkalijsko-feldspatskim granitima. Istina, postoji mala neusaglašenost u sastavu modalnog (Апг.г) i normativ- nog (Ans) albita, no u ovakvim razmatranjima prednost treba svakako dati modalnim sastavima dobivenim mikrosondom, to tim više što nešto povećan sadržaj CaO u nekim granitima je uvjetovan prisustvom sekundarnog kalcita. Samo dvije ispitane stijene (uzorci 4 i 9) sadrže manje od 20 % kvarca i u Streckeisenovom dijagramu padaju u grupu 6 koja odgovara alkalijsko-feldspatskim kvarcnim sijenitima. Prema sugestiji Streckeisena (1973) alkalijsko-feldspatski graniti se mogu pobliže definirati po svom mineralnom sastavu, odnosno prema vrstama prisutnih glinenaca. U našem konkretnom slučaju samo jedna detaljno obrađena stijena sadrži minimalno ortoklasa (manje od 2%) i pošto gro glinenaca pripada albitu, to bi odgovarala albitnom granitu. Sve ostale stijene sadrže pretežno albit (obično 40 do 62 %), uz promjenljivu količinu ortoklasa (11 do 27 %, izuzetno preko 30 %), tako da je onda za njih najpogodniji naziv: ortoklas-albitni graniti, s tim da bi uzorke 4 i 9 (s manje od 20 % normativnog kvarca) trebalo označiti ortoklas-albit-kvarcnim sijeni- tima. Jedan dio požeških granita sadrži promjenljivu količinu mirmekitskih proraslaca kvarca i alkalijskog glinenca, pa onda ima izražen i granofirski karakter. Treba, međutim, objektivno istaći da u oko polovici ispitivanih granita Požeške gore ne dolaze mirmekitski proraslaci kvarca i glinenaca ili su pak prisutni u malim količi- nama. Zbog toga nikako nije opravdano da ih se sve nazove granofirima. U stvari, samo u pet ispitivanih granita (od ukupno 76) izrazito dominiraju među glinencima mirmekitski proraslaci kvarca i albita i eventualno bi se samo oni mogli označiti granofirima. U nešto manje od polovice ispitanih granita dolazi manja do umjerena količina mirmekitskih proraslaca kvarca i alkalijskih glinenaca, tako da je onda kod njih samo izražen, više ili manje, granofirski karakter. U drugoj polovici, tih mirme- kitskih proraslaca uopće nema ili su prisutni u minimalnim količinama. No, isto tako treba istaći da u ponekim požeškim granitima među glinencima izrazito prevladava mikropertit, odnosno antipertit, pa onda imaju jasno izražen »mangeritski« karakter. Konačno, i u granofirskim granitima dolazi mala do umje- rena količina ne samo mirmekitskih proraslaca nego i mikropertita, odnosno antiper- tita, tako da onda oni imaju ne samo granofirski nego ujedno i »mangeritski« karakter. Pozivajući se na originalni rad Spur ra (1907), Streckeisen (1973, p. 28) iznosi mišljenje »da bi se za leukokratne alkalijsko-feldspatske granite s manje od 10 % femskih minerala mogao upotrijebiti i naziv aljaskit«. Taj naziv za izrazito leuko- kratne alkalijske granite nalazimo i u nekim drugim petrografskim priručnicima (Johannsen, 1959 1 Troeger, 1935). Dakle, kisele intruzivne stijene Požeške gore po svojem modalnom sastavu pripa- daju pretežno alkalijsko-feldspatskim granitima, a manjim dijelom alkalijsko-feld- spatskim kvarcnim sijenitima. Po mineralnom sastavu među njima izrazito prevlada- vaju ortoklas-albitni graniti, a podređeni su albitni graniti i ortoklas-albit-kvarcni sijeniti. Po svom izrazito leukokratnom karakteru, ti alkalijsko-feldspatski graniti odgovaraju aljaskitima. Mladoalpinski alkalijsko-feldspatski graniti Požeške gore 193 13 - Geologija 30 Geokemijski podaci Kemijski sastav požeških alkahjsko-feldspatskih granita i alkahjsko-feldspat- skih kvarcnih sijenita prikazan je u tabeU 2. Po sadržaju makroelemenata, to su pretežno izrazito kisele stijene s varijacijam SÌO2 od 67,02 do 74,32%. U njima izrazito prevladavaju alkalijski glinenci, pa je visok i sadržaj alkalijskih elemenata: NaaO koleba od 4,00 do 7,27 % (srednja vrijednost 5,70 %), a K2O od 0,29 do 5,63 % (srednja vrijednost 3,64 %). S druge strane, količina CaO je niska i varira od 0,20 do 0,98 % (srednja vrijednost 0,51 %) pri čemu treba imati u vidu da jedan njegov dio otpada na sekundarni kalcit. Zbog izrazitog leukokratnog karaktera, nizak je i sadr- žaj feromagnezijskih komponenti: srednja vrijednost MgO je 0,27%, a ukupnog željeza 2,67%. Izrazito prevladavanje feri-željeza nad fero-željezom uvjetovano je prisustvom limonita. Sadržaj vode (srednja vrijednost 1,71%) također je vezan za limonit, ali i za glinovite minerale koji se redovito javljaju, bar u maloj količini, na račun glinenaca. Po Nigglijevim vrijednostima, koje su također date u tabeli 2, večina detaljno ispitivanih stijena pripada grupama alkalijskih granita, a neke, naročito one s nešto nižim sadržajem SÍO2, natrongranitaplitskim do aplitgranitskim magmama. Prema normativnom CIPW sastavu (tabela 2), sve su to kvarcom prezasićene stijene; sadržaj normativnog kvarca koleba kod alkalijsko-feldspatskih granita od 20,2 do 30,8%, a kod kvarcnih sijenita od 17 do 18,5%. I u normativnom sastavu izrazito pretežu glinenci, i to naročito albit koji je uvijek češći od ortoklasa. Budući da su glinenci uvijek bar malo kaolinizirani, to je karakteristično redovno prisustvo normativnog korunda, najčešće u količni od oko 2 %, zbog čega ove stijene imaju čak i slabo izražen peraluminijski karakter. Zbog izrazito leukokratnog karaktera pože- ških alkalijsko-feldspatskih granita i kvarcnih sijenita, normativni i modalni sadr- žaji kvarca i glinenaca su uglavnom ujednačeni. Požeški alkalijsko-feldspatski graniti imaju vrlo slične, gotovo identične petroke- mijske karakteristike kao i okolni albitni rioliti u kojima se javljaju, što pokazuju njihovi prosječni kemijski sastavi (analize 10 i 11, tabela 2). Na priloženom trokom- ponentnom dijagramu K2O + Na20-FeO+MgO-CaO (slika 4) većina točaka granita s kvarcnim sijenitima i albitnih riolita gusto su koncentrirane u relativno malom polju. Ta se petrokemijska sličnost ogleda i na trokomponentnom dijagramu Q - Or - Ab na kojem se točke albitnih riolita i alkalijsko-feldspatskih granita s riolitima grupiraju na identičan način, no doduše u nešto većem polju (slika 5). Navedeni podaci pokazuju da postoji pozitivna korelacija između požeških alkalij- sko-feldspatskih granita s kvarcnim sijenitima i okolnih albitnih riolita u njihovim osnovnim petrokemijskim karakteristikama što ukazuje i na njihovu genetsku srod- nost. U tabeli 2 navedeni su i sadržaji određenih elemenata u tragovima koji pokazuju uglavnom uobičajena variranja karakteristična za granitne stijene. Interesantno je istaći da su sadržaji nekih tipičnih granitofilnih metala vrlo niski: molibdena je manje od Ippm, kositra 5 ppm ili manje, a volframa 2,7 ppm ili manje. Treba, međutim, podvući jako povišen sadržaj cirkonijuma čiji sadržaji kolebaju od 320 do 532 ppm. Neki od navedenih elemenata u tragovima pokušali su se koristiti za određivanje geotektonskog režima u kojem se odigravao granitni magmatizam Požeške gore. U tu svrhu su upotrebljeni diskriminacioni dijagrami koje su predložili Pearce i surad- nici (1984). Na slici 6 prikazani su dijagrami koji pokazuju varijacije u sadržajima Y, Tabela 2. Sadržaj makroelemenata (tež. %) i mikroelemenata (ppm), normativni CIPV sastav i Nigglijeve vrijednosti granita Požeške gore Table 2. Major element (in weight percent) and trace element contents (in ppm) of granites from Mt. Požeška Gora 1 albitni granit - albite granite; 2, 3, 6, 7 i 8 ortoklas-albitni graniti - orthoclase- -albite granites; 4 i 9 ortoklas-albit-kvarcni sijeniti - orthoclase-albite-quartz syenites; 10 srednji sastav požeških alkalijsko-feldspatskih granita i kvarcnih sijenita - average composition of alkali feldspar granites and quartz syenites from Mt. Požeška Gora; 11 srednji sastav okolnih albitnih riolita - average composition of the adjacent albite rhyolites Mladoalpinski alkalijsko-feldspatski graniti Požeške gore 195 SI. 4. Trokomponentni dijagram K20 + Na20-FeO+MgO-CaO za granite (označene brojevima) i albitne riolite (označene krugovima) Požeške gore Fig. 4. Triangle diagram K2O+NazO - FeO + MgO -CaO for granites (marked by numbers) and albite rhyolites (marked by circles) from Mt. Požeška Gora Rb i Nb u odnosu na SÍO2. Na dijagramima (a) i (c) točke požeških granita leže duž granične linije koja razdvaja polje orogenih granita i granita iz unutrašnjosti ploča (ORG+WPG) od polja kolizionih granita i granita magmatskih lukova (VAG+COLG). Dakle, po tim dijagramima ne može se povući neki određeniji zaključak. No, dijagram (b), na kojem su u odnosu Rb i SÌO2, pokazuje da gotovo sve točke požeških granita padaju u polje koje odgovara granitima iz unutrašnjosti ploča. Diskriminacioni dijagrami Nb: Y i Rb: Y+Nb (slika 7a i b), koje su također predložili Pearce i suradnici (1984), pokazuju da točke požeških alkalijsko-feldspatskih granita i kvarcnih sijenita padaju u polje granita iz unutrašnjosti ploča. Dok su one u dijagramu 7a gusto koncentrirane u unutrašnjosti polja granita iz unutrašnjosti ploča (WPG), dotle one na dijagramu 7b leže blizu graničnog polja s granitima vulkanskih, odnosno magmatskih lukova (VAG). Na osnovi prodiskutiranih diskriminacionih dijagrama moglo bi se zaključiti da granitnu intruziju Požeške gore treba vezati za unutrašnjost ploče, što protivuriječi terenskim, odnosno geološkim podacima. Naime, požeški graniti se javljaju u albit- nim riolitima u jasnom intruzivnom odnosu, a sami rioliti predstavljaju itegralni dio gornjokrednog, uglavnom senonskog vulkanogeno-sedimentnog kompleksa koji je nastao u Tetisu, dakle, u marinskoj sredini, i to najvjerojatnije ne daleko od magmat- skog luka, dakle od samog konzumacionog ruba negdašnje ploče. Prema tome, navedeni diskriminacioni dijagrami, koji su u novije vrijeme našli veliku primjenu u petrogenetskim i geotektonskim razmatranjima, pokazuju da se 196 Jakob J. Pamić Sl. 5. Trokomponentni dijagram Q - Or - Ab za granite (označeni brojevima) i albitne riolite (označeni krugovima) Požeške gore Fig. 5. Triangle diagram Q - Or - Ab for granites (marked by numbers) and albite rhyolites (marked by circles) from Mt. Požeška Gora s geokemijskim podacima treba postupati vrlo obazrivo i da ih se ne smije mehanički primijenjivati, a i oni sami nikako se ne bi smjeli uzimati kao neki čvrsti elementi za izvođenje pouzdanih zaključaka. Njihova dosadašnja upotreba u genetskim i geotek- tonskim razmatranjima pokazala je velike mogućnosti i dala je dobre rezultate. No, ovaj naš primjer, a i neki drugi, pokazuju da se treba biti u svakom posebnom slučaju vrlo kritičan i da ipak prvenstveno treba voditi računa o konkretnim geološkim, odnosno terenskim podacima. Diskusija Naprijed navedeni geološki, mineraloško-geokemijski i petrološki podaci poka- zuju da alkalijsko-feldspatski graniti Požeške gore, uz podređene kvarcne sijenite, predstavljaju specifičnu asocijaciju magmatskih stijena koje se jasno odvajaju od okolnih granitnih stijena Slavonije, Moslavine i sjeverne Bosne. Od heroinskih granita slavonskih planina razlikuju se po svom geološkom položaju, odnosno staro- sti. S druge strane, mogu se pozitivno korelirati po geološkom položaju i starosti s mladoalpinskim granitima Moslavačke gore i Motajice. Međutim, po svom alkalij- skom karakteru požeški graniti se jasno razlikuju od granita svih navedenih po- dručja. Mladoalpinski alkalijsko-feldspatski graniti Požeške gore 197, Sl. 6. Varijacioni dijagrami za Y (a), Rb (b) i Nb (c) u odnosu na SÌO2 (Pearce et al., 1984) Fig. 6. SÌO2 variation diagrams for Y (a), Rb (b) and Nb (c) (Pearce et al., 1984) Sl. 7. Diskriminacioni dijagrami: (a) Nb : Y i (b) Rb : Y+Nb (Pearce et al., 1984) Fig. 7. Nb : Y (a) and Rb : Y+Nb (b) discrimination diagrams for granites (Pearce et al., 1984) 198_Jakob J. Pamić Kada se govori o geološkom položaju granita Požeške gore, onda treba naglasiti da se oni ne javljaju na mjestu svog primarnog intrudiranja. Naime, kao što je naprijed naglašeno, vulkanska masa Požeške gore, zajedno s okolnim gornjokrednim sedimentima, leži reversno (navlačno?) preko okolnih neogenih sedimenata. Tekton- ski pokreti koji su dali ovu strukturu mladi su, jer su oni zahvatili i okolne panonske sedimente (Šparica & Pamić, 1986). Sve to dokazuje da su i sami graniti Požeške gore, koji se javljaju u vulkanskoj masi, alohtoni u odnosu na okolne neogene sedimente. S tim u vezi se postavlja pitanje rješavanja primarnog položaja gornjokrednog vulkanogeno-sedimentnog kompleksa Požeške gore, pa time i samih granita. Kao što je naprijed istaknuto, gornjokredni vulkanogeno-sedimentni kompleks Požeške gore može se pozitivno korelirati s gornjokredno-paleogenim flišnim kompleksom sje- verne Bosne (Jelaska, 1978), čiji su najniži dijelovi na mnogim mjestima izrazito vulkanogeni. Po tom bi se, možda, moglo pretpostaviti da je gornjokredni vulkano- geno-sedimentni kompleks Požeške gore horizontalno transportiran iz pravca juga. Ovoj pretpostavci ide u prilog i činjenica što su u novije vrijeme zapažene u slavon- skim planinama navlačne strukture sa sjevernim vergencijama (Jamičić, 1983). U zoni rasprostiranja gornjokredno-paleogenih fliševa sjeverne Bosne javljaju se granitne stijene na Prosari i Motajici, odakle se dalje nastavljaju na istok preko Cera sve do Bukulje. Te granitne stijene su prema izotopnim podacima D eleo na (1969) gornjokredno-tercijarne starosti. Izdanci tih mladoalpinskih granita, zajedno s okol- nim metamorfnim stijenama i neogenim dacitima i andezitima, interpretirani su kao relikti drevnog magmatskog luka ispod kojeg je subducirana mezozojska oceanska kora dinaridskog dijela Tetisa (Pamić, 1977 i 1985/86). U strukturi tog magmatskog luka mogli su nastati i alkalijsko-feldspatski graniti kao diferencijati normalnog granitskog i granodioritskog magmatizma koji je dao i druge granitske stijene u zoni Prosara-Motajica-Cer-Bukulja. Identične alkalijsko-feldspatske granitne stijene javljaju se kao metarsko-dekametarske žile u okolnoj Prosari i Motajici (Varićak, 1956 i 1966). Nakon završne faze boranja (pirinejska faza) Dinarida započinje u ovom području formiranje Panonskog bazena, odnosno njegovog južnog ruba kao posljedica snažnog izdizanja gornjeg plašta i istanjivanja kore koje se u epidermalnom dijelu odražava u horizontalnom rasjedanju uzrokovanom snažnim ekstenzionim procesima (Ro- yden, et al., 1983, Pamić, 1985/86 i drugi). Ovi ekstenzioni procesi dovode do razbijanja magmatskog luka s tim da su se njegovi pojedini dijelovi mogli horizon- talno kretati i u pravcu sjevera. Dakle, po ovakvoj interpretaciji bi mogao gornjo- kredni vulkanogeno-sedimentni kompleks Požeške gore, zajedno s intruzijama alka- lijsko-feldspatskih granita, imati svoj korijen u širem području pretpostavljenog magmatskog luka kojeg definira zona mladoalpinskih granita Prosara-Motaji- ca-Cer-Bukulja. Genetsko klasificiranje alkalijsko-feldspatskih granita predstavlja složen pro- blem jer ih je teško uklopiti u uobičajene kriterije karakteristične za I i S granite (Chappell & White, 1974). Doduše, s obzirom na njihov jako izražen alkalijski, a naročito leukokratni karakter, te oksidiranost, odnosno trošnost feromagnezijskih minerala, ne raspolaže se s kriterijima koji su relevantni za takva genetska klasifici- ranja. Jedino je moguća korelacija po sadržaju alkalijskih elemenata; naime, po visokom sadržaju Na20 (srednja vrijednost je 5,70 %) i nižem sadržaju K2O (srednja vrijednost je 3,64 %), oni bi pripadali I-granitima (Beckinsale, 1979), koji krista- liziraju iz taljevina koje potječu iz gornjeg plašta. Mladoalpinski alkalijsko-feldspatski graniti Požeške gore 199 Sl. 8. Varijacioni dijagrami za Y, Nb i Zr u odnosu na SÌO2 za A-granite (Collins et al., 1982) Fig. 8. SÌO2 variation diagrams for Y, Nb and Zr for A- granites (Collins et al., 1982) Po nekim svojim geokemijskim karakteristikama, granitne stijene Požeške gore mogle bi odgovarati specifičnom genetskom tipu, odnosno A-granitima (Collins et al., 1982). Ti A-graniti inače su po sadržaju glavnih komponenti jako slični I-granitima od kojih se, međutim, jasno razlikuju po sadržaju nekih mikroelemenata, kao npr. Nb, Ga, Y i elemenata iz grupe rijetkih zemalja, s tim da je za njih naročito karakterističan povišen sadržaj Zr. Na dijagramima je na slici 8 prikazana distribu- cija Y, Nb i Zr u odnosu na SÌO2 za granite Požeške gore; na njima su naznačena i polja A-granita za dva granitna masiva iz Australije (Collins et al., 1982). Kao što se vidi na tim priloženim dijagramima, sadržaji Y, Nb i Zr pokazuju mala rasipanja i padaju u polja karakteristična za A-granite što je naročito izraženo za Zr. Collins i suradnici (1982) navode da se takvi A-graniti pojavljuju i na drugim brojnim mjestima u svijetu. Oni mogu biti različite starosti i često su asociram 200 Jakob J. Pamić s kvarcnim sijenitima, pa čak i s alkalijskim nefelinskim sijenitima. Oni imaju niski sadržaj CaO i MgO i, mada imaju visok sadržaj alkalijskih elemenata, većina njih odgovara hipersolvus granitima Bowena i Tuttla (1959). A-graniti imaju i neke mineraloške specifičnosti: redovito prisustvo alkalijskih glinenaca pri čemu su ka- rakteristično prisutni mirmekitski proraslaci kvarca i alkalijskih glinenaca, te prisu- stvo manje količine biotita bogatog anitom. Mada se ne može generalizirati da su genetski vezani za neki određeni geotektonski režim, ipak se može reći da se A-graniti karakteristično pojavljuju u ekstenzioznim područjima unutar blokova kontinen- talne kore. Po prikazanim podacima moglo bi se zaključiti da alkalijsko-feldspatski graniti Požeške gore pokazuju pozitivnu korelaciju s A-granitima. Po navedenim općim karakteristikama bi se moglo pretpostaviti da se A-graniti mogu genetski derivirati iz I-granita. No, međutim, Collins i suradnici (1982) isključuju tu mogućnost na osnovi svojih izotopnih podataka. Ova genetska razmatranja imaju šire, regionalno-geološke implikacije za naše alpinske granitoidne stijene koje se javljaju u dodirnom području sjevernih Dinarida i Panonskog bazena. Naime, dosad raspoloživi podaci za te stijene pokazuju da bi naši mladoalpinski graniti odgovarali uglavnom S-granitima (Кaramata & Dor devic, 1980; Pamić, 1985/86). Prikazani rezultati petrološke obrade granita Požeške gore i prodiskutirana korelacija pokazuju da se radi o A-granitima što govori da je alpinski granitni magmatizam naših krajeva složeniji nego se mislilo i da se postanak granitnih taljevina ne može objašnjavati samo jednim mehanizmom. Young-Alpine alkali feldspar granites (alaskites) from Mt. Požeška Gora in Slavonia, northern Yugoslavia Summary Stur (1861/62), Koch (1917), Tucan (1919)and Laskarev (1931) mentioned in their papers several occurrences of granites and metamorphics from the neighbour- hood of Slavonska Požega. It was found by checking of all their localities that the granites are not in situ but represent blocks and pebbles derived by weathering of the adjacent Neogene conglomerates (Šparica & Pamić, 1986). Baric and Taj der (1942) described exposures of granites in the city of Slavonska Požega and its neighbourhood. They did not examine the granites in detail but they emphasized their alkaline character and the frequent occurrence of granophyric texture. Recently granites from Mt. Požeška Gora have been determined by a preliminary examination as granophyres (Šparica et al., 1980). Geology Alkali feldspar granites occur in central parts of Mt. Požeška Gora, south and southwest of Slavonska Požega (Figure 1). Mt. Požeška Gora, together with Mt. Dilj, located in southern parts of the Pannonian basin, represent the southern orographic units of Slavonian Mountains. These mountains have been considered by different authors as parts of (a) "Oriental Land" (Gorjanović-Kramberger, 1907), (b) Dinarides (Koch, 1924), (c) Eastern Alps (Laskarev, 1931), and (d) Slavonian- Young-Alpine alkali feldspar granites from Mt. Požeška gora 201 Srem block and Vardar zone, respectively (Dimitrijević, 1974). According to the modern geodynamic interpretation (Royden et al., 1983, Horvath, 1984, and others) the geoteetonic setting of Slavonian Mountains, including Mt. Požeška Gora, can be explained by strong transcurrent faulting brought about by strong uplift of upper mantle and attenuation of overlying continental crust. Consequently, their present geoteetonic setting is intimately connected with the evolution of the Panno- nian basin. The area investigated consists mostly of Quaternary and Neogene sediments, the latter being represented by fresh-water elastics of the Ottnangian and Karpathian, by marine elastics and limestones of the Badenian, and by fresh-water and brackish deposits of the Upper Miocene and Pliocene. Rocks of the Upper Cretaceous (mostly Senonian) volcanic-sedimentary complex are less widespread, and they consist of marly shale and siltstone with limestone and sandstone interlayers, and of a bimodal volcanic association represented by albite rhyolite and metabasalt (Tajder, 1944, 1947 and 1956; Majer & Tajder, 1982). The volcanic mass covers an area of about 30km2, and it is in many places conformably interlayered by Upper Cretaceous (mostly Senonian) sediments (Pamić & Šparica, 1983). Rocks of the Upper Cretaceous volcanic-sedimentary complex lie as a horizontal sheet (thrust?) over the adjacent Neogene sediments (Šparica & Pamić, 1986). The volcanic-sedimentary complex of Mt. Požeška Gora shows a positive correla- tion with Upper Cretaceous-Paleogene flysch of the neighbouring north Bosnia and Banija whose basal parts are frequently interlayered by volcanic rocks with tuffs (Pamić & Jelaska, 1975; Jelaska, 1978). Alkali feldspar granites occur within the western part of the Upper Cretaceous volcanic body which consists mostly of albite rhyolite and subordinate metabasalt (Figure 2). The granites are partly in tectonic contact with Upper Cretaceous sediments, and they partly invade Upper Cretaceous volcanics. Figure 3 shows a 3 m thick vein of alkali feldspar granites which invades metabasaltic pillow lavas near the larger granite mass of Fratrovica. Granites along intrusive contacts with volca- nics are very finegrained and porphyritic. Such aplitoid varieties make up "chilled margins" of granite bodies. On the other hand, granites along tectonic contacts are cataclastic and mylonitic. The presented data point to the conclusion that alkali feldspar granites are younger than the adjacent Upper Cretaceous (mostly Senonian) volcanics. Both granites and rhyolites display mainly the same petrochemical features, and for that reason the granites may represent products of the final stages of the magmatic activity which gave rise to the adjacent albite rhyolites. Petrology Mineral composition of granites from Mt. Požeška Gora is characterized by the predominance of alkali feldspars and quartz; secondary minerals are sericite and clay minerals which originated from feldspars, and chlorite and bauerite which probably originated from primary biotite. Very scarce is muscovite and accessory constituents which are metallic minerals, zircon and apatite. Veinlets of secondary calcite are present in some granites. Alkali feldspars are represented by predominant albite (Ani,3_4,7), microperthite and/or antiperthite, myrmekitic intergrowth of quartz and albite (Апхз) and subordi- 202_Jakob J. Pamić nate orthoclase (Огдв.г). Microprobe chemical composition of the alkali feldspars is presented in Table 1. Textures of granites are mainly hypautomorphic and xenomorphic granular with size of grains mostly from 1 to 3 mm, in some cases up to 5 mm. Finer grained aplitoid varieties with the size of grains less than 1 mm are subordinate. Porphyritic granites, commonly with a few phenocrysts embedded in microgranitic groundmass, are very scarce. All granites are homogeneous in structure. Classification of granites. All granites are leucocratic and they contain on the average 5 percent of mafic minerals. Because of distinct predominance of albite and orthoclase they fall mostly in the group 2 on the Streckeisen's (1973) triangle, and belong to alkali feldspar granites. Only two of the examined samples contain less than 20 percent of quartz and belong to the group 6 on the same same triangle, and to alkali feldspar-quartz syenites, respectively. Based on mineral composition the most common are orthoclase-albite granites (albite predominates over orthoclase) with subordinate albite granites (orthoclase content is less than 5 percent). Samples 4 and 9 belong to orthoclase-albite-quartz syenites. Only varieties with increased content of myrmekitic intergrowth of quartz and albite can be assigned as granophyric alkali feldspar granites. Because of the extreme leucocratic character, alkali feldspar granites from Mt. Požeška Gora can be named alaskites (Streckeisen, 1973, and others). Chemical composition of alkali feldspar granites is presented in Table 2. It is characterized by high contents of Na20 (5,70 percent on the average) and K2O (3,64 percent on the average) and low abundances of CaO (with the exception of some samples with secondary calcite) and MgO. The predominance of ferric over ferrous iron is brought about by the presence of secondary iron minerals. Table 2 includes also Niggli's values and CIPW norms. Alkali feldspar granites from Mt. Požeška Gora are very similar in chemical composition to the adjacent albite rhyolites what is illustrated by their average compositions (ans. 10 and 11, Table 2). The similarity is also shown in the presented NazO+KzO-FeO+MgO-CaO and Q-Or-Ab triangles (Figures 4 and 5). Table 2 includes also trace element contents which display in general variations characteristic for granites. It is interesting to emphasize that the contents of some typical granitophylic elements, as for example Mo, W and Sn, are very low. On the other hand, Zr abundances are very high (the average content is 420 ppm). Several discrimination diagrams proposed by Pearce et al., (1984) were used in order to try to define the geotectonic setting of alkali feldspar granites from Mt. Požeška Gora. On the diagrams of Y and Nb versus SÌO2 (Figure 6 a and c) all points are concentrated along the line dividing the fields of orogenic granites and within plate granites. The diagram of Rb versus SÌO2 shows that all points fall in the field of within plate granites. On the next two diagrams (Nb • Y and Rb : Y+Nb) the points are concentrated in the fields of within plate granites as well (Figure 7 a and b). The presented geochemical data on immobile trace elements support the opinion that alkali feldspar granites from Mt. Požeška Gora may belong to within plate granites. Such a conclusion is not consistent with the presented field data and geological interpretation which will be presented in Discussion. Young-Alpine alkali feldspar granites from Mt. Požeška gora 203 Discussion The data on geology, geochemistry and petrology presented above point to the conclusion that alkali feldspar granites with subordinate alkali feldspar quartz syenites of Mt. Požeška Gora represent a peculiar association of igneous rocks which is distinctly different when compared with granites from the neighbouring Slavonian Mountains, Moslavina and northern Bosnia. Granites from Mt. Požeška Gora are young-Alpine like the ones from Moslavina and northern Bosnia, whereas the ones from Slavonian Mountains belong to the Hercynian orogeny. But, granites from Mt. Požeška Gora, because of their distinct alkaline affinity, are different from granites from all mentioned localities. Granites together with surrounding Upper Cretaceous volcanics and sediments are allochthonous with respect to the adjacent Neogene sediments. It was mentioned that the Upper Cretaceous volcanic-sedimentary complex can be correlated with the Upper Cretaceous-Paleogene flysch of northern Bosnia whose lowermost parts are in some places interlayered with volcanics and tuffs (Pamić & Jelaska, 1975; Jelaska, 1978). It might be presumed that the volcanic-sedimentary complex of Mt. Požeška Gora represented the basal part of the same flysch complex and that it was horizontally shifted from the south. Recently Jamičić (1983) described thrust structures with northern vergencies in Papuk and Krndija of the adjacent Slavonian Mountains as well. The granites of Mts. Prošara and Motajica are included within the zone of the Upper Cretaceous-Paleogene flysch complex, and they can be traced further to the east in Mts. Cer and Bukulja (Figure 1). The granites belong to Upper Cretaceous to Tertiary as based on Rb/Sr determination (Deleon, 1969). The exposures of these young-Alpine granites, together with the associated penecontemporaneous meta- morphics and Neogene andésites and dacites, have been considered as superficial relics of an ancient magmatic arc under which Mesozoic oceanic crust of the Dinaridic parts of the Tethys was subducted (Pamić, 1977 and 1985/86). Alkali feldspar granites might have originated within the magmatic arc as normal differen- tiates of granite-granodiorite magmatism which produced also all other granitic rocks of the Prosara-Motajica-Cer-Bukulja zone. Identical alkali feldspar granites occur as veins in metamorphic rocks of Mts. Prošara and Motajica (Varićak, 1956 and 1966). The evolution of the Pannonian basin started after the final folding stage of the Dinarides ended (the Pyreneean phase) as a consequence of the strong uplift of the upper mantle and the attenuation of the crust. These geodynamic processes manife- sted in superficial parts by strong extension which gave rise to the destruction of the magmatic arc, so that some of its parts might have been horizontally transported to the north. Accordingly, the Upper Cretaceous volcanic-sedimentary complex of Mt. Požeška Gora, together with intruded alkali feldspar granites, might have had its root in the broader area of the presumed magmatic arc whose relics are defined by the present zone of young-Alpine granites Prosara-Motajica-Cer-Bukulja. There are not sufficient data to classify granites of Mt. Požeška Gora in terms of I and S-granites (Chappell & White, 1974). Based on high abundance of NaaO (the average is 5,70 percent) and lower abundance of K2O (the average is 3,64 percent) they could belong to I-granites. But in some geochemical features they fit much better with A-granites (Collins et al., 1982) what is shown in the distribution of Nb, Y and Zr (Figure 8). Besides that, the granites of Mt. Požeška Gora contain lower 204 Jakob J. Pamić abundance of CaO and MgO and very high МагО + K2O; very common presence of micrographie intergrowths of quartz and alkali feldspar is also very characteristic for them. This genetic consideration has regional geologic implications for young-Alpine granites which occur in the adjoining area of the northernmost Dinarides and southern parts of the Pannonian basin. The available data so far presented point to the conclusion that they might belong mostly to S-granites (Karamata & Dord- ević, 1980; Pamić, 1985/86). The presented geologic and petrologie data for granites from Mt. Požeška Gora which most probably belong to A-type granites, suggest that the young-Alpine granite magmatism of the adjoining area of the northern Dinarides and Pannonian Massif is much more complex than it was thought. It is obvious that the origin of granite melts which produced all granite varieties known so far cannot be explained only by one single mechanism. Literatura Baric, Lj. & Tajder, M. 1942, Petrografsko proučavanje Požeške gore. Vjes. Hrvat. drž. geol. zav. i Hrvat. drž. geol. muz., 1, 2-26, Zagreb. Beckinsale, R. D. 1979, Granite magmatism in the tin belt of southeast Asia. In "Origin of Granites" (Eds. M. P. Atherton & J. Turney), 34-44, Shiva Pubi. Lim., Kent. Bo wen, N. L. & Tu 11 le, O.E. 1959, The system NaAlSisOg-KAlSigOg-HaO. Jour. Geol., 58, 489-511, Chicago. Chappell, B.W. & White, A. J. R. 1974, Two contrasting granite types. Pacific Geol., S, 173-174, Canberra. Collins, W. J., Beams, S.D., White, A. J. R. & Chappell, B.W. 1982, Nature and origin of A-granites with particular reference to Southeastern Australia. Contrib. Mineral. Petrol., 80, 189-200, Berlin. Deleon, G. 1969, Pregled rezultata određivanja apsolutne geološke starosti granitoidnih stena u Jugoslaviji. Radovi Inst. za geol.-rud. istraž. nuklearnih i drugih miner, sirovina, 6, 165-182, Beograd. Dimitrijevič, М. 1974, Dinaridi: jedan model baziran na novoj globalnoj tektonici. Metalogenija i koncepcije geotektonskog razvoja Jugoslavije, Simpozijum, 141-178, Beograd. Gorjanović-Kramberger, D. 1907, Die geotektonischen Verhaeltnisse des Agramer Gebirges und die mit denselben in Zusammenhange stehenden Erscheiningen. Verh. Geol. Reichsan., 13, 313-314, Wien. Horvath, F. 1984, Neotectonics of the Pannonian basin and the surrounding mountain belts: Alps, Carpathians and Dinarides. Ann. Geophys., 2 (2), 147-154, Budapest. Jamičić, D. 1983, Strukturni sklop metamorfnih stijena Krndije i južnih padina Papuka. Geol. vjes., 36, 51-72, Zagreb. Jelaska, V. 1978, Stratigrafski i sedimentološki odnosi senonskopaleogenog fliša šireg područja Trebovca (sjeverna Bosna). Geol. vjes., 30, 95-118, Zagreb. Johannsen, A. 1959, A descriptive petrography of igneous rocks. Vol. 2, Mc Graw Hill Book Comp., New York. Karamata, S. & Đorđević, P. 1980, Origin of the Upper Cretaceous and Tertiary magmas in the eastern parts of Yugoslavia. Bull. Acad, serbe scie, et arts, 72, 99-108, Beograd. Kober, L. 1914, Alpen und Dinariden. Geol. Rundschau, 5, 175-204, Stuttgart. Koch, F. 1917, Beitraege zur Kenntnis der Verhaeltnisse der Požeška Gora. Jahresber. Ungar, geol. Reichsan. fuer 1916, 465-477, Budapest. Koch, F. 1924, Geotektonische Beobachtungen im Alpino-Dinarischen Grenzgebiete. Zbor. rad. posvečen J. Cvijiću povodom 30. godiš. nauč. rada, 341-358, Beograd. Laskarev, V. 1931, Prilozi za poznavanje tektonike Požeške gore. Glas Srp. kralj. akad. znan. i umet., 141 (1), 103-118, Beograd. Majer, V. & Tajder, M. 1982, Osnovne karakteristike spilit-keratofirskog magmatizma Slavonije. Acta geol., 12, 1-22, Zagreb. Pamič, J. 1977, Alpski magmatsko-metamorfni procesi i njihovi produkti kao indikatori geološke evolucije terena sjeverne Bosne. Geol. glas., 22, 257-291, Sarajevo. Mladoalpinski alkalijsko-feldspatski graniti Požeške gore__205 Pamić, J. 1985/86, Kredno-tercijarne granitne i metamorfne stijene u dodirnom području sjevernih Dinarida i Panonskog bazena. Geologija, 28/29, 219-237, Ljubljana. Pamić, J. 1986, Metamorfiti temeljnog gorja Panonskog bazena u savsko-dravskom međurječju na osnovi podataka naftnih bušotina. XI. Kongr. geol. Jugosl., 2, 259-272, Tara. Pamić, J. & Jelaska, V. 1975, Pojave vulkanogeno-sedimentnih tvorevina gornje krede i ofiolitnog melanža u sjevernoj Bosni i njihov značaj u geološkoj građi Dinarida. IV. Znan. skup JAZU, 85-100, Stubičke Toplice. Pamić, J. & Šparica, М. 1983, Starost vulkanita Požeške gore. Rad JAZU, 404 (19), 183-198, Zagreb. Pamić, J. & Šparica, М. 1986, Metamorfne stijene Požeške gore. Geol. vjes., 59, 95-102, Zagreb. Pearce, J. A., Hariss, N. В. W. & Tindle, A. G. 1984, Trace element discrimination diagrams for tectonic interpretation of granitic rocks. Jour. Petrol., 25 (4), 956-983, Oxford. Roksandić, M. 1969, O granici između Dinarida i Panonske međuvenačne mase. Zapis. Srp. geol. druš. za 1964-1967, 490-501, Beograd. Royden, L., Horvath, F. & Rumpier, J. 1983, Evolution of the Pannonian basin system, I. Tectonics. Tectonics, 2 (1), 63-90, Washington. Streckeisen, A. L. 1973, Plutonic rocks, classification and nomenclature. Geotimes, 18 (10), 26-30, Washington. Stur, D. 1861/62, Bericht vom 31. August «Bericht von Požega«. Verh. Geol. Reichsan., 12, 83, Wien. Šparica, M. & Pamić, J. 1986, Prilog poznavanju tektonike Požeške gore u Slavoniji. Rad JAZU, 424 (21), 85-96, Zagreb. Šparica, M., Juriša,M., Crnko,J., Jovanovič.Č. &Živanović,D. 1980,Osnovna geološka karta SFRJ, tumač za list Nova Kapela. Sav. geol. zavod, Beograd. Tajder, M. 1944, Albitski riolit Požeške gore. Vjes. Hrvat. drž. geol. zav. i Hrvat. drž. geol. muz., 2-3, 74-88, Zagreb. Tajder, M. 1947, Albitski dolerit iz Nakop potoka u Požeškoj gori. Geol. vjes., 1, 182-189, Zagreb. Tajder, M. 1956, Albitski riolit od Blackog u Požeškoj gori. Ibid., 8-9, 191-196, Zagreb. Troeger, E. W. 1935, Spezielle Pétrographie der Eruptivgesteine. Verh. Deutsche Mineral. Gesel., Berlin. Tucan, F. 1919, Sitan prinos poznavanju kristaliničnog kamenja Požeške gore. Glas. Hrvat. prir. druš., 31 (1), 98-105, Zagreb. Varićak, D. 1956, Kvarcporfiri planine Prosare (Bosna). Geol. glas., 1, 135-148, Cetinje. Varićak, D. 1966, Petrološka studija motajičkog granitnog masiva. Pos. izd. Geol. glas., 9, 1-170, Sarajevo. GEOLOGIJA 30, 207-217 (1987), Ljubljana UDK 548.5:552.12.13(450.82)=20 The importance of clustering phenomena in magmas Giuseppe Lucido Istituto di Mineralogia, Petrografia e Geochimica, Università di Palermo, via Archirafi n. 36 90123 Palermo, Italy Abstract Currently, clustering phenomena receive considerable attention in stellar systems and in fluid-dynamics problems. Although the whirling motions are regarded as a problem of basic significance for geology, the mechanisms for forming clustering processes in magmas are still poorly understood. Luckily, the discovery of felsic clusters in some basaltic rocks of Western Sicily throws light on this subject. The main aspects of cluster evolution occurring in the magma are described, and a three-stage process is proposed. The coalescing mechanism and the interparticle interactions due to the surface forces are emphasized. In the author's opinion the conditions now existing in the Earth's upper mantle favour clustering phenomena of this kind. Introduction Vortices consist of matter in motion around a common axis. The clustering concept is very important because the w^hirling motions are observable, for instance, in the galaxies of the Universe, in the spiral arms of the galaxies, in the planetary system, in the Earth's atmosphere and in magmas. In this latter case, clustering processes are of interest in the study of the movement and solidification of magma and lava as well as in evaluating processes of energy extraction. In the simplest approximation, known as the Boussinesq approximation, a fluid is assumed to be incompressible (except for thermal expansion, which provides the buoyancy) and convective onset in a non-rotating fluid is governed entirely by the Rayleigh number. For a fluid layer of depth H, with constant kinematic viscosity V = џ/е and thermal diffusivity k, the Rayleigh number is: Ra = , where g is the gravitational acceleration, a is the coefficient of thermal expansion, and ß is the difference between the actual temperature gradient and the adiabatic temperature gradient. The essential idea is that convection in magmas does not begin until the Rayleigh number exceeds some critical value, which depends on the imposed boun- dary conditions, but is usually in the neighborhood of 1,500 (Spera, 1980). It may be thought of as the ratio of buoyancy forces favoring convection to the viscous forces retarding flow. Normally natural convection will become turbulent when the Rayle- igh number exceeds 10ä(Rohsenow & Choi, 1961). The high Prandtl number ^ in 208 Giuseppe Lucido this case, however, tends to raise this critical Rayleigh number turbulent transition point. Hieber and Gebhart (1971) studied this problem and their result for the critical Rayleigh number for the onset of turbulence can be put in this form: The critical Rayleigh number determined from this equation for the heat exchan- ger in basaltic magma is 4,5 x lO^^ (H a r d e e, 1981). So, according to Hardee (1981), since the actual Rayleigh number (9,9 x 10'^) is much larger than the critical Rayleigh number (4,5 x lO^^), the convections is turbulent. In this paper, on the basis of the remarkable textural characteristics of the Sicilian igneous rocks and taking into account the present state of experimental knowledge concerning the interparticle forces, a three-stage transport mechanism is proposed. It is suggested that this mechanism may play a very important role in upper mantle convection. Geological setting The igneous rocks in which felsic clusters occur, are situated near S. Stefano di Quisquina (Sicily). They are located in the Sicano basin that lies along the western Sicily bridge between the Neogene-Pleistocene basins of Caltanissetta on the east and Castelvetrano on the west (C a t a 1 a n o & D'Argenio, 1978). Detailed geologic mapping of the igneous outcrop has been by Broquel (1968). From the Upper Trias to the Miocene the Sicano basin was involved in tensional tectonic activity verifiable in the tectono-sedimentary evolution of the facies and in the characteristics of the fissurai magmatism. The E-W fault system and its conjugates allows for the identifi- cation of the tectonic directrices which fed this magmatism. Beginning from the Tortonian, in connection with the anticlockwise rotation of the African plate, the Maghrebian compression front affected this area building the chain of the Sicani Mts. The Sicilian igneous rock was first reported on by Baldacci (1886) who conside- red it a basaltic dyke. The outcropping rock consists of three small hillocks that crop out upon a probable erosion surface of Palaeocene, Eocene and Oligocene sediments. It generally shows porphyritic texture, but panidiomorphic and ocellar structure are also observed. The fresh basic samples are black, whereas the weathered ones have a greenish colour due to the presence of chlorite and other alteration products. The light clusters fundamentally are subspheroidal or ellipsoidal and form a strong centrast to the basaltic matrix. Lacking geochronological data and because of the poor field-relationships the actual age of the outcrop is uncertain. Coalescence and clustering in the magma During research carried out on the Sicilian rocks of the Sicano basin, a mecha- nism forming silicic segregations from basaltic magma was discovered (see Lucido, 1983). This mechanism suggests that the formation of silicic segregations is a conse- quence of liquid immiscibility phenomena. In particular, the author found that at the moment of immiscibility much of the magmatic melt was in a state of intensive motion. For instance. Figure 1 shows a vortex of felsic composition in the surrouding basic host-rock. Minerals occurring in the basic host-rock are the same as those in the The importance of clustering phenomena in magmas 209; Fig. 1. Hand-specimen showing a whirling felsic portion in the surrounding basaltic magma. Scale in cm Fig. 2. Felsic clusters, scattered in the basaltis matrix, point that under certain circumstances a phase seration occurred in the Sicilian magma. Magnification, x6 14 - Geologija 30 ! 210i Giuseppe Lucido whirling felsic portions, but they occur in differing proportions, with light and hydrous phases concentrated in the felsic fractions. These felsic aggregates are characterized by the following mineralogical assemblage: K-feldspar, plagioclase, kaersutite, titanaugite, analcite and zeolites. Among the accessory minerals are: ilmenite, titanomagnetite, anorthoclase, biotite, aegirine-augite and apatite (see Lucido, 1981). During immiscibility, due to liquid phase separation of the basaltic magma, an enormous number of barely visible clusters (having diameter up to 1mm in size) appear throughout the Sicilian magmatic melt (Fig. 2). This new liquid phase differs sharply in composition from the original magma; at the same time, the matrix also changes its composition. The diffusion from one phase into the other (and vice-versa) is promoted by the fact that the liquid-liquid interface is always mobile (D e 1 i t s y n et al., 1974). From the equation of motion of a liquid drop in liquid we know at the liquid-liquid interface, the normal velocity component vanishes, whereas the tangen- tial component is finite (Levich, 1959). Because translational and rotational moti- ons at the instant of immiscibility originate simultaneously, everywhere and point in the most diverse directions, the motion becomes chaotic or turbulent. The turbulence of magmatic liquid produces zones of lower component concentrations in the space between two converging and independently rotating clusters, which then begin to coalesce via a neck (Fig. 3), and become larger. In the emulsion generated in the magma, the clusters tend to become larger so as to decrease the surface energy of the system, while at the same time turbulence tends to deform and shatter the enlarged clusters, and prevents them from growing beyond a certain size. So, such a magma is an unstable system, in which there are constant changes in surface tension, viscosity Fig. 3. Photograph showing light clusters coalescing via a neck to form larger clusters. Some clusters clearly show cups point towards the basaltic liquid. Magnification, x3 The importance of clustering phenomena in magmas 211 Fig. 4. This Fig. exhibits three different-textured layers. The lower layer (A) shows a phaneritic texture, with common subvariolitic crystallization between inosiUcates and feldspars. The middle layer (B) is characterized by subophitic texture with equigranular and elongated feldspar crystals. The upper part (C) is the basaltic portion. Undoubtedly density gradients between the liquid phases must have played an important role. Scale in mm Fig. 5. A single spheroidal whirl forming an independent flow in the Sicilian magma. The view of Figure 5 is three-dimensional: the upper part of it shows half a whirl such as in occurs in outcrop; the lower part of the photograph represents the whirl vertically dissectioned along its diameter. Width of Figure 5 is 25 cm 212 Giuseppe Lucido and density until the melt is stabilized and the motion ceases. Upon separation into immiscible liquids, layering of liquid phases chiefly occurs during the period of turbulence in the melt. After the period of intensive turbulence, there is a further change in the volumes of liquid layers. This process occurs under comparatively quiescent conditions (Fig. 4) and is controlled by the rate of settling (or floating up) of the band of clusters in the corresponding matrices (Delitsyn et al., 1974). Upon separation, the individual whirl forms independent flow in the magma (Fig. 5). In whirls formed in the turbulent liquid, there are zones of denser and less dense emulsion. In emulsion zones that have thickened to a certain density, motion ceases (i. e. viscosity increases), so relative to zones of less dense emulsion these zones behave as solid boundary surfaces, along which the friction is higher than elsewhere in the magmatic liquid. Within the remaining less dense zones, the motion of emulsion will continue to create new zones of denser and less dense emulsion until motion ceases completely. Field and microscopic observations show that clusters with a diameter more than a certain critical value are deformed (markedly elongated) and behave like liquis under gravity. Vice-versa, clusters having a subcriticai diame- ter are not deformed and retain their spherical shape. Discussion and conclusions Theoretical considerations Various magmatic processes (for instance, differentiation, crystallization, poly- merization and degasification) occur at the expense of a certain energy reserve (Zavaritskii & Sobolev, 1964) and lead to the formation of colloid systems. Colloids dispersed in the magma can be either magmaphilic or magmaphobic, depending on whether the energy obtained by their solvation by the magma liquid is higher or lower, respectively, than the sum of their aggregation energy and the dissociation energy of the liquid silicate (Yariv & Cross, 1979). It is therefore not surprising that various mineral species are recorded to have been derived through the colloidal state and show spheroidal forms, e.g. the so called colloform structures (Augustithis, 1982). The present state of experimental knowledge concerning the forces that govern the properties of colloidal dispersions has been recently reviewed (Israelachvili, 1981). According to the Hellman-Feymman theorem all intermolecular forces are strictly electrostatic in origin. Nevertheless, it has been found convenient to classify the major forces between particle surfaces into van der Waals' forces, electrostatic and double-layer forces, polymer and steric forces, structural forces (hydrogen bonding, hydration and hydrophobic interactions), and adhesive forces. These inter- particle forces are not as stong as covalent or metallic binding forces and their weakness and very short range (« 1 џт) makes them difficult to measure directly. The behaviour of a colloidal system is far more complex than any gas-fluid system. Ageing and time-dependent effects often occur for dispersions in electrolyte solutions when equilibrium is attained slowly or not at all. More complex behaviour, such as hysteresis effects, occurs in polymer dispersions. Thus, at present not even an empirical equation of state, similar to the van der Waals' equation, exists for any colloidal system. It is worth reflecting what a force between two particles implies. For large particles with large forces it is realtively simple: if the force is attractive The importance of clustering phenomena in magmas 213 they will stick, if repulsive they will repel. But when the forces are weak and the particles small, entropy effects may not be ignored and only a complete thermodyna- mic or statistical mechanical treatment can expose all the subtle concentration - and temperature - dependent phase transitions, phase changes, polydispersity, and other diverse properties of a colloidal dispersion (see Israelachvili, 1981). Surface forces that lead to aggregation are primarily van der Waals. Recently, experimental techniques have been developed to measure the van der Waals' forces in liquids, either indirectly (Sabisky & Anderson, 1973; Requena et al., 1975) or directly (Blake, 1975; Israelachvili & Adams, 1978; Derjaguin et al., 1978). The above surface forces may therefore be responsible for the attraction between particles. In a magma, for example, the coalescence fundamentally depends on these interparticle forces existing in the melt. According to Delitsyn and others. (1974), in fact, these forces cause considerble turbulence during the coalescence, hastening equilibration. An excellent two-dimensional display of this turbulence is observable on the surface of a hot thin soup between fat globules. HaUer (1965) has develepoed the mathematical theory of coalescence, based on kinetic studies of the liquid-liquid immiscible microphases in alkali borosilicate melts. As a matter of fact, most researchers (e.g. Philpotts & Hodgson, 1958; Ferguson & Currie, 1971, 1972; Celinas et al., 1976; Cawthorn et al., 1979; Philpotts, 1979; Furnes et al., 1981) agree that coalescence is involved in the silicate liquid immiscibility origin. Comparison with theory The spinodal decomposition is important or potentially important in every system in which we observe a clustering phenomenon. The theory of spinodal decomposition is based on the diffusion equation modified by thermodynamic requirements, which relates a spontaneous flux of matter to a gradient in composition (see, for example, C a h n, 1968). This theory is phenomenological, and each parameter can be measured by independent thermodynamic or diffusion experiments. Consider for instance the dynamics of the various clustering phenomena in a model system composed of two species of mobile individuals in which individuals of the same species have a short- range preferential attraction to each other. Take first the case that is almost random: preference for like members is small. The individuals execute a nearly random walk, but have a tendency to join favoura- ble clusters and linger there a little longer. Clusters have no permanence, they form and disappear. If we perform a diffusion experiment by setting up a concentration gradient, the gradient would tend to disappear. The attraction to high concentration is not sufficient to prevent normal diffusion down the concentration gradient. Now consider the other extreme-preference for the like species is so large that in a gradient the flux of the individuals is in the direction in which they are attracted, i.e., up the concentration gradient. This kind of model leads to spontaneous separa- tion into two »phases«. This system is within the spinodal. The individuals in the gradient move toward the cluster of their species and cause its concentration to increase, leaving a depleted zone around it. The outer edge of this depleted zone contains individuals that now also sense a concentration gradient, but away from the original particle. Because of their short-range interactions they sense only the depleted zone and move away from it, building up a new cluster a short distance away from the original one. We thus expect rapid formation of extremely small clusters approximately periodically arrayed in space. 214 Giuseppe Lucido In the case intermediate between these extremes, attractions are not steong enough to cause a flux up a concentration gradient but strong enough that a large cluster will attract and hold the individual. This situation is the case for nucleation and growth. Let's now see what the processes are, and how and when they operate in magmas. When preference for the clusters is high, phase separations may be initiated by statistical concentration fluctuations not far from the critical, which allow the formation of stable nuclei at an extremely small degree of supersaturation (C a h n, 1961). In particular, if the controlling feature of the phase separation is the charge density, then the temperature decrease brings about a decrease of the fluctuations characterizing the critical behavior. In this manner, the fluctuations involving high charge ions really will be more damped than the others. According to this, the magmatic fluid will tend to separate into two immiscible liquid portions, one enriched in elements like iron, magnesium, calcium, titanium etc., and the other enriched in low charge density ions and elements having the tendency to form polymaric networks. In the case of the Sicilian rocks, the extreme-preference for light clusters is so large that in a gradient the flux of the clusters is in the direction in which they are attracted. Because of the short-range interactions due to the surface forces, the clusters coalesce to form larger clusters (Fig. 3). Comparing the foregoing results and evidence to theory, a three-stage process for the Sicilian basaltic magma may be reconstructed. 1. In the first stage cybotaxic zones, the nuclei of future phases, are formed in the Sicilian magma. Indeed, it is possible to see very small light spots in the basic portion (A) of Figure 5. This splitting phenomenon can be explained in two different ways: a) the cybotaxic zones are formed in a homogeneous melt near the binodal point; b) the phase separation occurred by spinodal decomposition. On the basis of the textural characteristics of the Sicilian rocks, and on the basis of the known data on the dynamics of fluids, the writer thinks that the clusters originated by spinodal mecha- nism. 2. The second stage is the stage of liquid immiscibility (see Lucido, 1981). A well-developed example of this phenomenon occurs in the portion (B) of Figure 5. 3. After unmixing, an agglutination process of clusters which tends to stabilize the turbulence of the magmatic melt occurs. The light portion (C) of Figure 5 repre- sents the result of this agglutination process, and it is a portion richer in alkalic alumino-silicates than the surrounding basic rock. AppHcation to the upper mantle Although there is still no indication of a consensus on the nature of mantle dynamics, importance of whirling motions in the thermal evolution of the Earth is clearly established. It may be expected that convection is the dominant heat transfer mechanism in the Earth's upper mantle. In this regard, in fact, magmatic vortexes under the Earth's crust were long ago hypothesized (e. g. Hopkins, 1939; Bull, 1921; Holmes, 1931; Pekeris, 1935; Hales, 1936). Convection in magma at liquidus and subliquidus temperature has been analyzed using Bingham plastic and power-law rheology models (see, for instance, Hardee & Dunn, 1981). It is interesting to note that a noticeable change in the trend of the convective heat flux data has been observed in the vicinity of the liquidus tempera- The importance of clustering phenomena in magmas 215 ture. Above the liquidus, magma (or molten lava) behaves as a Newtonian fluid (Shaw et al., 1968). At temperatures below the liquidus, non-Newtonian behavior begins to appear (S h a w et al., 1968; Pinkerton & Sparks, 1978). It is generally believed that this deviation from Newtonian behavior is due to time-dependent structural changes in the melt. The application of the Sicilian phase separation mechanism to the upper mantle at first leads to the formation of very small clusters (new silicate-liquid nuclei) having more acidic composition than the surrounding melt and of course pseudo- plastic behavior.As the phase separation proceeds the magmatic fluid will comprise immiscible portions in a state of dispersion. After unmixing, in the long run the interparticle surface forces decidedly prevail and are resonsible for an attraction process of colloidal clusters (mushes) which tends to stabilize the turbulence of the melt. In this attraction process, finite compressibility and viscous dissipation tend, of course, to decrease the flow speed for a given Ra, and so contribute to the melt stabilization. Recently, Ar z i (1978) suggested that most of the upper-mantle low velocity zone (L V Z), if partially melted, is likely to be stabilized somewhat below a non-zero rheological critical melt percentage (R C M P). For most rocks, the R C M P is probably within the range of 20 ±10%. It is a drastic transition with viscosities lowered by several decades due to breakdown of the solid and interlocked crystalline skeleton, and onset of rapid convective heat transfer. In agreement with Ar z i (1978), much is explained if the original suggestion by Press (1959) that the L V Z is at »a state nar the melting point« is revised to »near the R C M P«. According to this, and assuming that in proximity to the lithosphere-asthenosphere boundary magma tends to occur at near the liquidus temperature, »the writer proposes that the L V Z is to be considered as the transition zone from Newtonian to non-Newtonian behavior«. Acknowledgements The author is indebted to S. J. Aarseth, Cambridge University, for his interest and helpful comments on the manuscript. This paper is the outgrowth of research sponsored by the Ministry of Education (M. P. I.) and by the National Research Council (C. N. R.) of Rome. References Arzi, A. A. 1978, Critical phenomena in the rheology of partially melted rocks. Tectonop- hysics 44, 173-184, Amsterdam. Augustithis, S. S. 1982, Atlas of the sphaeroidal textures and structures and their genetic significance. Theophrastus Publications S. A., 329 p. Athens. Baldacci, L. 1886, Descrizione geologica dell'isola di Sicilia. Carta Geol. Ital. scale 1:100.000, Roma. Blake, T.D. 1975, Investigation of equilibrium wetting films of n-alkanes on a-alumina. J. Chem. Soc. Faraday Trans. I, 71, 192-208, London. Broquel, P. 1968, Étude géologique de la région des Madonies (Sicily).Thèses, Doct. Sci. Nat. LR.E.S., Palermo. Bull, A. J. 1921, A hypothesis of mountain building. Geol. Mag. 58, 364-367, Cambridge (U. K.). Cahn, J. W. 1961, On spinodal decomposition. Acta Met. 9, 795-801. C ahn, J. W. 1968, Spinodal decomposition. Trans. Am. Inst. Min. Metall. Pet. Eng. 242, 166-180. 216 Giuseppe Lucido Catalano, R. & D'Argenio, B. 1978, An essay of palinspastic restoration across western Sicily. Geol. Rom. 17, 145-159, Roma. Cawthorn, R. G., Mclver, J. R., McCarthy, T. S., Wyatt, B. A., Ferguson, J. & Barnes, S.J. 1979, Possible liquid immiscibility textures in high magnesia basalts from the Ventersdorp Supergroup, South Africa, J. Geol. 87, 105-113, Chicago. Delitsyn, L. M., Melent'yev, B.N. & Delitsyna, L. V. 1974, Liquation in melts, its origin, evolution and stabilization. Akad. Nauk. S.S.S.R., Doklady 219, 190-192, Moscow. Derjaguin, B. V., Rabinovich, Y.I. & Churaev, N. V. 1978, Direct measurement of molecular forces. Nature 272, 313-318, London. Ferguson, J. & Currie, K. L. 1971, Evidence of liquid immiscibility in alkaline ultrabasic dikes at Callender Bay, Ontario. J. Petrol. 12, 561-585, Oxford (U. K.). Ferguson, J. & Currie, K. L. 1972, Silicate Immiscibility in the Ancient,Basalts'of the Barberton Mountain Land, Transvaal. Nature 235, 86-89, London. Furnes, H., Malm, O. A. & Robins, B. 1981, Evidence for liquid immiscibility in Middle Jurassic pyroclastics from the North Sea, and alteration trends of the glass phases. N. Jb. Miner. Abh. 141, 309-323, Stuttgart. Gélinas, L., Brooks, C. & Trzciensk, W. E. Jr. 1976, Archean variolites-quenched immiscible liquids. Can. J. Earth Sci. 13, 210-230. Hales, A. L. 1936, Convection currents in the Earth. Mon. Not. R. Astronom. Soc. Geophys. Suppl. 3, 373-379. Hall er, W. 1965, Rearrangement kinetics of the liquid-liquid immiscible microphases in alkali borosilicate melts. J. Chem. Phys. 42, 686-693, New York. Hardee, H. C. 1981, Convective heat extraction from molten magma. J. Volcanol. Geo- therm. Res. 10, 175-193, Amsterdam. Hardee, H. C. & Dunn, J. C. 1981, Convective heat transfer in magmas near the liquidus. J. Volcanol. Geotherm. Res. 10, 195-207, Amsterdam. Hieber, CA. & Gebhart, B. 1971, Stability of vertical natural convection boundary layers: expansions at large Prandtl number. J. Fluid Mech. 49, 577-591, Cambridge (U. K.). Holmes, A. 1931, Radioactivity and earth movements. Trans. Geol. Soc. Glasgow 18, 559-606, Glasgow. Hopkins, W. 1839, Preliminary observations on the refrigeration of the globe. Phil. Trans. R. Soc. 129, 381-385, London. Israelachvili, J. N. 1981, The forces between surfaces. Phylos. Mag. 43, 753-770, London. Israelachvili, J.N. & Adams, G. E. 1978, Measurement of forces between two mica surfaces in aqueous electrolyte solutions in the range 0-100 nm. J. Chem. Soc. Faraday Trans. I, 74, 975-1001, London. Levich, V. G. 1959, Fiziko-khimicheskaya gidrodinamika (Physicochemical Hydrodyna- mics), (English translation, Prentice-Hall), Moscow. Lucido, G. 1981, Silicate liquid immiscibility in alkaline rocks of western Sicily. Chem. Geol. 31, 335-346, Amsterdam. Lucido, G. 1983, A mechanism forming silicic segregations from basaltic magma discove- red in igneous rocks of Western Sicily. Geol. Mag. 120, 321-329, Cambridge (U. K.). Pekeris, C. L. 1935, Thermal convection in the interior of the Earth. Mon. Not. R. Astronom. Soc. Geophys. Suppl. 3, 346-367. Philpotts, A. R. 1979, Silicate liquid immiscibility in tholeiitic basalts. J. Petrol. 20, 99-118, Oxford (U. K.). Philpotts, A. R. & Hodgson, C.J. 1968, Role of liquid immiscibility in alkaline rock genesis. Rep. Twenty-third Int. Geol. Congr. 2, 175-188, Prague. Pinkerton, H. & Sparks R. S. J. 1978, Field measurements on the rheology of lava. Nature 276, 383-385, London. Press, F. 1959, Some implications on mantle and crustal structure from G waves and Love waves. J. Geophys. Res. 64, 565-568, Washington. Requena, J., Billet, D. F. & Haydon, D. A. 1975, Van der Waals forces in oil- water systems from the study of thin lipid films. I. Measurement of the contact angle and the estimation of the van der Waals free energy of thinning of a film. Proc. R. Soc.A. 347, 141-159, London. Rohsenow, W. M. & Choi, H. 1961, Heat, Mass and Momentum Transfer. Prentice- Hall, 205 p. Englewood Cliffs (N. J.). Sabisky, E. S. & Anderson, C. H. 1973, Verification of the Lifshitz theory of the van der Waals potential using liquid-helium films. Phys. Rev. A7, 790-806, Woodbury (N. Y.). The importance of clustering phenomena in magmas 217 Shaw, H.R., Wright, T.L., Peck, D.L. & Okamura, R. 1968, The viscosity of basaltic magma, an analysis of field measurements in Makaopuhi Lava Lake, Hawaii. Am. J. Sci. 266, 225-263, New Haven (U.S.A.). Spera, F. J. 1980, Aspects of magma transport. In »Physics of Magmatic Processes«. R. B. Hargraves, Ed., Princeton Univ. Press, 265-323, Princeton (N. J.). Yariv, S. & Cross H. 1979, Geochemistry of colloid systems - For Earth Scientists. Springer-Verlag 450 p. Berlin, Heidelberg, New York. Zavaritskii, A.N. & Sobolev, V. S. 1964, The physicochemical principles of igneous petrology. Israel Program for Scientific Translations, 414 p. Jerusalem. GEOLOGIJA 30, 219-230 (1987), Ljubljana UDK 550.4:551.761(497.12)=863 Uporaba izotopskih analiz v študiju paleobiologije karnijske školjčne favne na Lesnem brdu Application of stable isotope analyses in paleobiological studies of Kamian bivalves from Lesno brdo Tadej Dolenec Fakulteta za naravoslovje in tehnologijo, VTOZD Montanistika, Aškerčeva 20, 61000 Ljubljana Bogomir Jelen Geološki zavod Ljubljana, Parmova 37, 61000 Ljubljana Kratka vsebina Vzročnost med biološkimi in nebiološkimi dejavniki v ekosistemu je sodila med ključna vprašanja študija paleobiologije karnijske školjčne favne na Lesnem brdu. Indeksi favnistične analize so dali favnistične parametre značilne za združbe, ki jih ureja močan ekološki pritisk. Sinteza rezultatov primerjalne izotopske analize, favnistične analize in analize fizikalnega okolja kaže, da sta bila slanost in ionska sestava vodnega okolja glavna dejavnika v ekosistemu Lesnega .brda, ki sta izvajala ekološki pritisk in določala zgradbo združbe. Abstract One of the major question of the integrated study approach to the paleobiology of the Kamian bivalves from Lesno brdo was to what extent each of the abiotic and biotic factors controlled the community structure. Indices obtained from techniques of faunal analysis have demonstrated that a high stress environment must have controlled this highly structured community. A synthesis of the results of the comparative oxygen and carbon stable isotope analysis of bivalve shells and rock matrix, faunistic analysis and established physical parameters of the envi- ronment suggests mixohaline conditions as the main community structure con- trolling factor. Uvod Med ključna vprašanja študija paleobiologije karnijske školjčne favne na Lesnem brdu, je sodila vzročnost med biološkimi in nebiološkimi dejavniki v ekosistemu. Raziskava nahajališča Lesno brdo je bila sistematsko zastavljena, da naj bi omogočila celovito strnjeno razumevanje paleobiologije školjčne favne nahajališča. Sinteza rezultatov tistih delov študije, ki so raziskovali biološke, fizikalne in kemične 220 Tadej Dolenec & Bogomir Jelen SI. 1. Položajni skici nahajališč Lesno brdo pri Drenovem griču in Mlinše pri Zagorju (a) ter Log pod Mangrtom (b) za primerjalno geokemično raziskavo Fig. 1. Generalized map of the localities Lesno brdo near Drenov grič, Mlinše near Zagorje, and Log pod Mangrtom selected for the comparative MS analyses of oxygen and carbon dejavnike v ekosistemu, je pokazala, kaj, kako in v kolikšni meri je urejalo ekosistem tega najdišča. Uporabljene metode favnistične analize združbe so omogočile pogled v sestavo in delovanje združbe Lesnega brda. Biostratinomska raziskava nahajališča je namreč pokazala, da je najdišče mogoče obravnavati in raziskovati kot nahajališče fosilne biocenoze. Indeksi analize pa so dali favnistične parametre, značilne za združbe, ki jih ureja močan ekološki pritisk. Iz zgradbe združbe nahajališča je bilo razvidno, da ekološki pritisk ni izvajal biološki, ampak kemični in/ali fizikalni dejavnik. Iz vzporedno potekajočih raziskav, med katerimi je bila opravljena tudi geokemična analiza nekdanjega biotopa, smo prišli do sklepa, da glavni ekološki pritisk lahko pripišemo brakičnosti. V tem prispevku so objavljeni samo rezultati geokemične analize. Rezultati drugih delov študije so objavljeni v samostojnem članku. Uporaba izotopskih analiz v študiju paleobiologije. 221 Tabela 1. Bistveni favnistični značilnosti nahajališč za primerjalno masnospektrometrično analizo izotopske sestave kisika in ogljika Table 1. Two substantial faunistic characteristics of the localities selected for the comparative MS analysis of oxygen and carbon V okviru možnosti izbora operativnih geokemičnih metod smo izbrali masnospek- trometrično analizo izotopske sestave kisika in ogljika ter kvantitativno atomsko absorbcijsko spektrometrično analizo natrija in stroncija. Obe analizi sta bili načrto- vani primerjalno med tremi najdišči z različnimi biofaciesi: Lesno brdo, Mlinše pri Zagorju in Log pod Mangrtom (sl. 1, tab. 1). V času raziskav smo odkrili napako v pripravi vzorcev za atomsko absorbcijsko spektrometrično analizo. Zato rezultatov te analize ne navajamo. Odvzem, mineraloška priprava vzorcev in masnospektrometrično določevanje Z namenom, da bi dobili čimboljšo predstavo o izotopski sestavi kisika in ogljika v školjčnih lupinah iz posameznih lokacij, smo kolikor mogoče masnospektrome- trično analizirali izotopsko sestavo obeh prvin tako v zunanjem kot v notranjem delu školjčnih lupin. Na ta način smo skušali tudi ugotoviti, ali se zunanji del lupin, ki bi bil zaradi vpliva meteorske vode lahko nekoliko spremenjen, po izotopski sestavi razlikuje od notranjega, bolj svežega dela lupin. Nadalje smo vzeli za masnospektro- metrično analizo tudi prikamnino in vzorce školjčnih jeder. Čistost izbranih drobcev smo kontrolirali tudi pod binokularnim mikroskopom, pri čemer smo dvomljive vzorce zavrgli. Drobce školjčnih lupin, prikamnine in jeder smo najprej zdrobili, nato pa razto- pili v 100 % H3PO4 pri temperaturi 25° ± 0,5 °C, tako kot navaja M c C r e a (1950). Pri reakciji med karbonati in H3PO4 je nastal CO2, kateremu smo nato izmerili izotopsko sestavo kisika in ogljika z masnim spektrometrom VARÍAN MAT 250. Izotopsko sestavo kisika in ogljika podajamo kot relativne vrednosti ôi^O in ôi^C, izražene 222_Tadej Dolenec & Bogomir Jelen v promilih, glede na standard SMOW (Craig, 1961) in standard PDB (Urey et al., 1951). Masnospektrometrične analize so bile napravljene na Institutu Jožef Stefan v Ljubljani. Natančnost meritev tako za Ô^^O kot za òi^C je ± 0,05 %o. Značilnosti izotopske sestave kisika in ogljika nahajališč Nahajališče Log pod Mangrtom Izotopska sestava kisika in ogljika v analiziranih vzorcih iz Loga pod Mangrtom je zelo homogena. Masnospektrometrična analiza je namreč pokazala, da se giblje 6180 od +29,03 %o do +30,09 %o, to je v zelo ozkem razponu, ki doseže le 1,06 %o (tab. 2; si. 2). Prav tako majhna je variabilnost ôi^C. Ta parameter se namreč spreminja, če izvzamemo vzorca školjčnih jeder (КЗАс in Jc), obogatenih z lahkim ogljikom, od +3,49 %o do +4,72 %o, medtem ko ima б^^С omenjenih školjčnih jeder vrednost +0,15 %o in -3,04 %o. Z masno spektrometrično analizo smo ugotovili, da imajo lupine školjke Schafha- eutlia astartiformis b^^O v območju od +29,04 %o do +29,53 %o, medtem ko niha njihov б^^С od +3,56 %o do +4,13 %o. Podobna izotopska sestava obeh prvin je značilna tudi za lupine školjk Myophoriopis richthofeni in Myophoriopis rosthorni (tab. 2, si. 3). Tudi izotopska sestava kisika in ogljika v prikamnini, pa najsibo to apnenec ali lapor, je zelo homogena in se bistveno ne razlikuje od izotopske sestave omenjenih prvin v školjčnih lupinah (tab. 2). V primerjavi s prikamnino in z lupinami so školjčna jedra nekoliko obogatena s težkim kisikovim in lahkim ogljikovim izotopom. Kljub temu, da so razlike mini- malne, izjemo predstavljata le jedri КЗАс in Jc, kažejo, da so se mikrookolja pod školjčnimi lupinami, kjer so nastajala jedra, nekoliko razlikovala od okolja v sedi- mentu. Tu se je pri razkrajanju organskih delov školjk najverjetneje tvoril CO2, obogaten z lahkim izotopom, ki je vplival na izotopsko sestavo ogljika v karbonatih iz posameznih jeder. Na ta način si namreč lahko razložimo obogatitev prej omenjenih jeder z lahkim ogljikovim izotopom. Na podoben način razlagata tudi S a ss in Kolodny (1972) izotopsko sestavo morskih karbonatnih konkrecij, ki vsebujejo vključke ribjih ostankov in so obogatene z lahkim ogljikovim izotopom glede na karbonatno prikamnino. Izotopska sestava kisika in ogljika v vzorcih iz Loga pod Mangrtom se bistveno ne razlikuje od izotopske sestave omenjenih prvin v recentnih morskih karbonatih. V recentnih apnencih se namreč b^^O spreminjaod+28%odo+30%o(Faure, 1977), medtem ko ima kalcit iz recentnih školjčnih lupin ó^'^O v območju od +30 %o do +32 %o (Epstein et al., 1950). Podobne vrednosti so značilne tudi za hišice foraminifer in nekaterih mehkužcev iz Jadranskega morja. Izotopska sestava ogljika v morskih karbonatih je od kambrija naprej zelo konstantna in se na PDB skali giblje okrog vrednosti nič. V povprečju niha, kot navajata Keith in Weber (1964) òi^C od -0,99%o do +2,11%«, pri čemer se v plitvomor- skih apnencih spreminja ôi^C približno od +2,0 %o do +4,3 %o (Mili im an, 1974). Na podlagi dobljenih rezultatov sklepamo, da se v geološki zgodovini izotopska sestava kisika in ogljika v raziskanih vzorcih ni bistveno spremenila. To pomeni, da vzorci niso pretrpeli večjih sprememb izotopske sestave omenjenih prvin, ki bi jih lahko povzročili kasnejši postsedimentacijski procesi, pri katerih imajo glavno vlogo Uporaba izotopskih analiz v študiju paleobiologije... 223 raztopine z dominantno količino meteorske vode. Zato so ti vzorci uporabni za paleotemperaturno analizo in za ugotavljanje značilnosti sedimentacijskega okolja. Izotopska sestava kisika in ogljika ter sorazmerno majhna variabilnost ôi^O in ôi^C v raziskanih vzorcih iz Loga pod Mangrtom, kažeta, po našem mnenju, na odprto plitvo morsko okolje, kjer so obstajali pretežno oksidacijski pogoji in so se karbonati zvečine izločali v izotopskem in kemičnem ravnotežju z atmosferskim CO2. Lokalno je pri anaerobnem razkrajanju mehkih delov školjk nastajal tudi CO2, v primerjavi z atmosferskim CO2, obogaten z lahkim ogljikovim izotopom. Ta je vplival na izotopsko sestavo ogljika v karbonatu iz nekaterih školjčnih jeder. Nahajališče Lesno brdo Povsem drugačna izotopska sestava kisika in ogljika je značilna za vzorce z Les- nega brda. Z masnospektrometrično analizo smo ugotovili, da se giblje njihov òi^O od + 23,42 %o do +28,93 %o, medtem ko niha ôi^C od -1,93 %o do +1,78 %o (tab. 2, sl. 2). Dobljeni podatki povedo, da so vzorci z Lesnega brda obogateni tako z lahkim kisikovim kot ogljikovim izotopom ter imajo tudi precej variabilnejšo izotopsko sestavo kisika in ogljika kot vzorci iz Loga pod Mangrtom. Školjčne lupine imajo б^^О v območju od +23,42 %o do +26,65 %o, medtem ko se spreminja njihov б^^С od +0,72 %o do +l,63%o. Najmanj težkega kisikovoga izotopa vsebuje lupina školjke Pachycardia rugosa. Nekoliko več težkega kisika ima lupina školjke Myophoria kefersteini. Največja obogatitev s težkim kisikovim izotopom pa je značilna za lupine školjke Trigonodus problematicus (sl. 3). Prikamnini črni bituminozni apnenec in črni bituminozni lapor, se po izotopski sestavi tudi na Lesnem brdu bistveno ne razlikuje od školjčnih lupin. Črni bitumi- nozni apnenec ima òi^O v območju od +24,60 %o do +26,04 %o, pri čemer niha njegov Ô'^C od -1,93 %o do +0,91 %o. V črnem bituminoznem laporju, podatke imamo le za dva vzorca, je òi«0 +24,07 %o in +28,93 %o, medtem ko ima ò^^C vrednost +l,03%oin 1,78 %o. Izotopska sestava kisika v raziskanih vzorcih z Lesnega brda ni značilna za prave morske karbonate. Ti imajo namreč za nekaj %o večji kot smo ga izmerili v vzorcih z Lesnega brda. To lahko pomeni, da je v geološki zgodovini prišlo do izotopske izmenjave med kisikom iz školjčnih lupin in kisikom iz prikamnine ter med kisikom iz raztopin z drugačno izotopsko sestavo kisika, kot jo ima morska voda. To bi lahko povzročilo osiromašenje omenjenih vzorcev s težkim kisikovim izotopom. Druga možnost, s katero si lahko razložimo dobljene vrednosti, pa predstavlja hipoteza, da okolje, v katerem so živeli omenjeni organizmi in v katerem sta se odlagala črni bituminozni apnenec in lapor, ni bilo tipično morsko. Izotopska sestava kisika in ogljika v vzorcih z Lesnega brda kaže, po našem mnenju, na sedimentacijsko okolje, v katerem je voda nasploh vsebovala več lahkega kisikovoga in ogljikovega izotopa v primerjavi z vodo iz sedimentacijskega okolja Log pod Mangrtom, ki je bilo izrazito morsko. Verjetno je bilo na Lesnem brdu razvito brakično sedimentacijsko okolje. Karbo- natni skeleti različnih organizmov in karbonatne kamnine, nastale v brakičnem okolju, vsebujejo nasploh več lahkega kisikovoga in ogljikovega izotopa in imajo tudi večjo variabilnost б^^О in b^^C. Izotopske raziskave recentnoga sedimenta iz Piran- skega zaliva in koprske luke, ki je nastajal tako v sladkovodnem kot v brakičnem in v morskem sedimentacijskem okolju, so pokazale, da ima njegov б^^О razpon od +20,42 %o do +30,34%o, medtem ko se giblje ö^^C od-5,19%o do +1,43 %o (Dolenec 224 i Tadej Dolenec & Bogomir Jelen Tabela 2. Izotopska sestava kisika in ogljika v vzorcih s primerjalnih nahajališč i Table 2. Isotopie composition of oxygen and carbon in samples from localities selected for comparative analysis j Uporaba izotopskih analiz v študiju paleobiologije... 225! 15 - Geologija 30 : 2261 Tadej Dolenec & Bogomir Jelen Sl. 2. Diagram izotopske sestave kisika in ogljika v vzorcih z nahajališč Lesno brdo, Mlinše pri Zagorju in Log pod Mangrtom Fig. 2. Diagram of isotopie composition of oxygen and carbon in the samples from Lesno brdo, Mlinše near Zagorje and Log pod Mangrtom S1.3. Diagram izotopske sestave kisika in ogljika v školjčnih lupinah z nahajališč Lesno brdo, Mlinše pri Zagorju in Log pod Mangrtom Fig. 3. Diagram of isotopie composition of oxygen and carbon in bivalve shells from Lesno brdo, Mlinše near Zagorje, and Log pod Mangrtom Uporaba izotopskih analiz v študiju paleobiologije... 227 et al., 1987; Ogorelec et al., 1984). Najmanjši b^^O in Ô'^C je značilen za sediment, ki je nastajal v sladkovodnem sedimentacijskem okolju, največje vrednosti obeh para- metrov pa so značilne za sediment iz morskega sedimentad j skega okolja. Sediment, ki je nastajal pri brakičnih pogojih, ima Ò'^O približno v območju od +24 %o do +27 %o. Podobno kot sediment so tudi skeleti različnih mehkužcev iz brakičnega okolja Piranskega zaliva obogateni z lahkim kisikovim izotopom - v primerjavi s skeleti mehkužcev z morskega okolja v Piranskem zalivu. Mlinše pri Zagorju Prvi podatki o izotopski sestavi kisika in ogljika v analiziranih vzorcih z nahaja- lišča Mlinše pri Zagorju povedo, da imajo ti vzorci parametra b^^O in b^^C približno v območju med vrednostmi b^^O in б^^С vzorcev iz Loga pod Mangrtom in z Lesnega brda (si. 2). Lupina školjke Myophoria kefersteini iz Mlinš vsebuje nekoliko več težkega kisikovega izotopa v primerjavi z lupino istovrstne školjke z Lesnega brda, medtem ko imata obe približno enako izotopsko sestavo ogljika. Njen Ô^^O je +28,57 %o, б^^С pa ima vrednost +1,10 %o. Podobno izotopsko sestavo kisika in ogljika ima tudi sivo apnenčevo jedro, medtem ko je apnenec, ki tvori prikamnino, obogaten z lahkim kisikovim izotopom. Njegov b^^O je namreč v istem območju, v katerem se spreminja b^^O vzorcev z Lesnega brda. Za kakršnokoli nadrobno interpretacijo značilnosti sedimentacijskega okolja na tej lokaciji imamo zazdaj še premalo podatkov. Na podlagi prvih podatkov sklepamo, da je bilo sedimentaci j sko okolje najverjetneje morsko, toda nekoliko drugačno kot na območju Loga pod Mangrtom. Najverjetneje je šlo za bolj ali manj geomorfološko zaprt biotop, v katerem je bil prisoten tudi ogljik organskega nastanka, ki je izviral iz razpadajočih organskih komponent. Zato imajo ti vzorci približno za 2 %o do 3 %o manjši ói^C kot vzorci iz Loga pod Mangrtom. Paleotemperaturna analiza Temperaturno odvisnost izotopske sestave kisika v kalcitu, ki se izloča v izotop- skem ravnovesju iz vodnih raztopin, so eksperimentalno določili Epstein in sode- lavci (1953). Izrazili so jo z enačbo, ki jo je kasneje dopolnil Craig (1965) in ji dal naslednjo obliko: To je modificirana Craigova enačba, ki podaja odvisnost izotopske sestave kisika v kalcitu od izotopske sestave te prvine v vodi in od temperature. V enačbi predstavlja k izotopsko sestavo kisika v CO2, ki smo ga dobili pri reakciji med 100 %o H3PO4 in posameznimi vzorci, v pa je izotopska sestava kisika v vodi, iz katere se je izločal karbonat. Oba parametra morata biti merjena nasproti istega standarda (običajno PDB). Če torej poznamo бк in ôv, lahko s pomočjo omenjene enačbe izračunamo temperaturo nastanka kalcita v kateremkoli sistemu kalcit-vodna razto- pina. Ker relativno dobro poznamo izotopsko sestavo kisika v morski vodi, po podatkih Hoefsa (1973) ima le-ta od paleozoika naprej približno konstantno izotopsko 228 Tadej Dolenec & Bogomir Jelen sestavo б^^О ~0,0±l%o, lahko s pomočjo enačbe (1) izračunamo temperaturo na- stanka kalcita, ki tvori školjčne lupine. Če domnevamo, da je imela morska voda v sedimentacijskem okolju Loga pod Mangrtom б^^О okrog 0,0 %o, dobimo za povprečno temperaturo nastanka kalcitnih lupin školjke Schafhaeutlia astartiformis vrednost 21,2 °C. Podobno temperaturo 20,9 °C dajo tudi lupine školjk Myophoriopis richthofeni in Myophoriopis rosthorni, medtem ko znaša temperatura nastanka apnenca, ki tvori prikamnino, izračunano po enačbi (1), približno 21 °C. Dobljene vrednosti so dokaj realne in potrjujejo domnevo, da se izotopska sestava kisika v raziskanih vzorcih iz nahajališča Log pod Mangrtom ni bistveno spremenila in da so organizmi živeli v značilnem morskem okolju. Za nahajališče Lesno Brdo so na podoben način izračunane temperature nastanka kalcita previsoke. Ob domnevi, da je tudi tu imela morska voda b^^O okrog 0%o, dobimo namreč za temperaturo vrednosti med 35,3 °C in 51,2 °C. Kot smo že omenili, je na območju nahajališča Lesno brdo najverjetneje obstajalo brakično sedimentacij- sko okolje, v katerem je bila morska voda obogatena z lahkim kisikovim izotopom in je imela б^^О manjši od 0%o, najverjetneje med približno -4%o in -3%o. Podobno izotopsko sestavo kisika ima tudi voda v brakičnem sedimentacijskem okolju Piran- skega zaliva. Njen b^^O se namreč giblje od -4,80 %o in +0,21 %o, medtem ko niha v morskem sedimentacijskem okolju Piranskega zaliva od + 0,69 %o do +1,10 %o (Dole- nec et. al., 1987). Jadransko morje je zaradi efekta evaporacije nekoliko obogateno s težkim kisiko- vim izotopom in ima б^^О približno v območju od +0,08 %o (Makarska) do +l,74%o (Piranski rt). Če torej domnevamo, da je bil б^^О vode iz sedimentacijskega okolja Lesnega brda med -4 %o in -3 %o, se je izločal kalcit, ki gradi raziskane školjčne lupine približno v temperaturnem razponu od 21 do 34 °C. Končno si še poglejmo, pri kakšni temperaturi se je izločal kalcit, ki tvori školjčne lupine v nahajališču Mlinše pri Zagorju. Ob domnevi, da je morska voda v sedimentacijskem okolju b^^O ~0,0 7oo, je nastal omenjeni kalcit pri temperaturi 24,7 °C. Dobljene vrednosti za temperaturo nastanka kalcita školjčnih lupin, ki v bistvu predstavljajo temperaturo morske vode, so dokaj realne in se večinoma gibljejo v temperaturnem območju, ki ga za norij navajajo Fabricius in sodelavci (1970). Sklep Primerjalna masnospektrometrična analiza izotopske sestave kisika in ogljika v školjčnih lupinah in prikamnini med nahajališči z različnimi biocenozami in različnimi normami reakcije zastopanih školjčnih rodov je pojasnila vzročnosti med biološkimi in nebiološkimi dejavniki v ekosistemu nahajališča Lesno brdo. Ekstremna organiziranost združbe, visoka dominantnost in prevladujoča prisot- nost ene ekološke enote, majhna gostota ter raznolikost so jasno kazali na prilagoje- nost biocenoze nahajališča Lesno brdo na zelo močan ekološki pritisk. Danes so tako močno kontrolirane biocenoze medplimskega pasu, estuarjev in obalnih lagun. Poka- zalo se je, da se izotopska sestava kisika in ogljika na nahajališču Log pod Mangrtom, ki ima školjčno populacijo nedvomno morskega biotopa, zbira pri vrednostih, značil- nih za morsko okolje. Izotopska sestava na nahajališču Lesno brdo z domnevano poikilohalino školjčno favno pa je razmeščena v intervalu variabilnosti brakičnega okolja. Na osnovi strnjenega razumevanja delovanja bioloških, fizikalnih in kemič- Application of stable isotope analyses in paleobiological studies... 229 nih dejavnikov v ekosistemu Lesnega brda in primerjava dobljenih podatkov s po- datki za recentne mehkužce in sedimente morskega, brakičnega in sladkovodnega okolja v Piranskem zalivu ter iz literature domnevamo, da se izotopska sestava v postsedimentacijskem času ni bistveno spremenila. Razlike v izotopski sestavi med raziskovalnimi nahajališči moremo obravnavati kot razlike med nekdanjimi biotopi. Tisti del študije, v katerem smo raziskovali delovanje fizikalnih dejavnikov v ekosistemu, je pokazal vzročnost med že določeno strukturo združbe in dinamiko vodnega okolja ter globino vode. Sklepava torej, da sta bila slanost in ionska sestava vodnega okolja glavna dejavnika v ekosistemu Lesnega brda, ki sta izvajala ekološki pritisk in določala zgradbo združbe. Application of stable isotope analyses in paleobiological studies of Karnian bivalves from Lesno brdo Summary Paleobiological studies of the locality Lesno brdo were made by integrated approach. Biostratinomical observations provide evidence that the death assemblage at Lesno brdo could be considered a paleobiocoenosis. Interaction that once existed among biotic and abiotic factors of the paleoecosy- stem at Lesno brdo was one of the major questions to be answered. Indices obtained from techniques of faunal analysis have demostrated that high stress environment must have controlled this highly structured community. We speculatively forsaw chemical and/or physical factors in the environment as the possible main community structure controlling factors. Distinctive differences in biofacieses among the Kar- nian localities in Slovenia caused by highly differentiated biotopes and the applica- tion of the mass spectrometry of oxygen and carbon have facilitated the answer to the raised question. The study offers indications of differences in isotopie composition of oxygen and carbon between samples of bivalve shells, as well as between rocks from individual localities. They are, according to our opinion, a result of differing ecological conditi- ons in individual areas. It should be emphasized that during the geological history the isotopie composition of oxygen and carbon in the investigated samples most probably did not change appreciably. The isotopie composition of oxygen and carbon, and the extraordinarily small variability of 00^^ and бС" in samples from Log pod Mangrtom suggest, to our opinion, an open shallow marine depositional environment in which prevailed oxidation conditions and the sea water having a relatively constant isotopie composi- tion of oxygen and carbon. The samples from Drenov grič are enriched with respect to samples from Log pod Mangrtom with the light oxygen and carbon isotopes, and are, in addition, characte- rized also by a higher variability of 00^^ and бС^^ than the aforementioned samples. It is supposed, on the ground of the isotopie composition of oxygen and carbon, that in the area of Drenov grič most probably a brackish depositional environment existed in which the sea water was enriched with the light oxygen and carbon isotopes. Relatively low values of бС^^ of the samples from that locality may be in part also a consequence of the influence of carbon of organic origin which probably did form 230_Tadej Dolenc & Bogomir Jelen by decay of various organic components. They might have come into the sedimenta- tion environment in part also from the land. The first data on the isotopie composition of oxygen and carbon in samples from Mlinše near Zagorje bear evidence in favor of marine depositional environment where the conditions differed to a certain degree from those in the area of Log pod Mangrtom. Probably here existed a relatively restricted marine depositional environ- ment. The paleotemperatures calculated on the ground of the results of isotopie analyses of bivalve shells and of the assumed value of бО^^ for sea water fall into the temperature domain referred to for Norian, with the exception of a single one. The synthetic understanding of the function of the biological, chemical and physical factors in the paleoecosystem at Lesno brdo, comparative study of the isotopie composition of the recent mollusc shells from the normal saline mixohaline and fresh water environments of the Piran and Koper bays, and data from literature led us to the assumption that the total salt content of sea water and its ionic composition (i. e. mixohaline conditions) could be reasonably considered as the main community structure controlling factors. Literatura Craig, H. 1961, Standard for reporting concentrations of deuterium and oxygen -18 in natural waters. Science 133, 1833-1934. Craig, H. 1965, The measurement of oxygen isotope paleotemperatures. In: Stable Isotopes in Océanographie Studies and Paleotemperatures. Spoleto, July 26-27, 1965, 1-24. Consiglio Nazionale delle Ricerche, Laboratorio di Geologia Nucleare, Pisa. Dolenec, T., Pezdič,J.,Herlec,U., Faganeli, J., Ogorelec, B. & Mišic, M. 1987, Isotopie investigation of recent depositional environment in the Northern and Central part of Adriatic Sea. IAS 8'^- Regional meeting of sedimentology, 558 c-558 d, Tunis. Epstein, S., Buchbaum, R., Lowenstam, H. & Urey, H. C. 1950, Revised carbo- nate-water isotopie temperature scale. Geol. Soc. Amer. Bull. 64, 1315-1326, Boulder. Epstein, S., Buchbaum, R., Lowenstam, H. & Urey, H. C. 1951, Carbonate-water isotopie temperature scale. Geol. Soc. Amer. Bull. 62, 417-426, Boulder. Fabricius, F., Friedrichsen, H. & Jakobshagen, V. 1970,Paläotemperaturenund Paläoklima in Obertrias und Lias der Alpen. Geol. Rundschau 59, 2, 805-826, Stuttgart. Faure, E. 1977, Principles of Isotope geology. John Wiley, 464pp., London. Hoefs, J. 1973, Stable Isotope Geochemistry. Springer-Verlag, 140pp., Berlin. Keith, M. L. & Weber, J. W. 1964, Carbon and oxygen isotopie composition of selected limestones and fossils. Geochim. Cosmochim. Acta 28., 1787-1816, Oxford. Mc Crea, J. M. 1950, On the isotopie chemistry of carbonates and a paleotemperature scale. Jour. Chem. Phys. 18, 549-857. Mill i m an, J. D. 1974, Marine Carbonates. Recent Sedimentary Carbonates, Part 1. - Springer-Verlag, 375 pp., Berlin. Ogorelec, B., Mišic, M., Faganeli, J.,Šercelj, A., Cimerman, F., Dolenec, T. & Pezdič, J. 1984, Kvartarni sediment vrtine V-3 v Koprskem zalivu. Slovensko morje in zaledje VII, 6-7, 165-186, Koper. Sass, E. & Kolodny, Y. 1972, Stable isotopes, chemistry and petrology of carbonate concretions - Mishas formation. Israel Chem. Geol. 10, 261-286. Urey, H.C., Lowenstam, H. D., Epstein, S. & Kinney, CR. 1951, Measurement of paleotemperatures and temperatures of the Upper Cretaceous of England, Denmark, and Southern United States. Geol. Soc, Am. Bull. 62, 399-416, Boulder. GEOLOGIJA 30, 231-243 (1987), Ljubljana! UDK 550.4:54.027.546.21:552.3(497.12)=836 Izotopska sestava kisika v pohorskem tonalitu in čizlakitu Isotopie composition of oxygen in igneous rocks of Pohorje Tadej Dolenec^, Jože Pezdič^ in Dragica Strmole^ Kratka vsebina Z masnospektrometrično analizo smo dobili prve podatke o izotopski sestavi kisika v pohorskem tonalitu in čizlakitu ter v pegmatitnih in aplitnih žilah. Ugotovili smo, da ima tonalit, ki je bolj kisla kamnina kot čizlakit, več težkega kisikovega izotopa. Po prvih podatkih sodeč je bila magma, ki je dala pohorsko globočnino z 6i«0 +9,1 %o juvenilnega izvora, vendar dopuščamo možnost, da je lahko delno tudi asimilirala s težkim kisikovim izotopom bogate kamnine konti- nentalne skorje. Obogatitev čizlakita z lahkim kisikovim izotopom je posledica njegove mine- ralne sestave. Gre namreč za bazično kamnino z Ó'^O +7,1 %o, ki vsebuje več kot polovico avgita in rogovače, to je mineralov z manjšo sposobnostjo koncentracije težkega kisikovega izotopa v primerjavi s kremenom. Ta je poleg glinencev najpogostnejši mineral v tonalitu. Izotopska sestava kisika čizlakita je v območju, značilnem za gabrske kamnine. Aplitne in pegmatitne žile v tonalitu in aplitne žile v čizlakitu vsebujejo večinoma več težkega kisikovega izotopa kot omenjeni magmatski kamnini. Izmed vseh mineralov v pegmatitnih žilah ima kremen največji ô*^0. Abstract First data on the isotopie composition of oxygen and carbon in tonalité and cezlakite from the pegmatitic and aplitic veins of Mt. Pohorje were obtained by mass spectrometric analysis. It has been established that tonalité which is more felsic than cezlakite contains higher amounts of the heavy oxygen isotope. Accor- ding to first data the mother magma of this Pohorje intrusive rock with б'*0 +9.1%о was of juvenile origin, admitting the possibility of partly assimilation of rocks of the continental crust which were enriched withe the heavy isotope. The enrichment of the cezlakite with the light oxygen isotope seems to be the consequence of its composition. The rock is basic with the ô^^O value +7.1 %o. It contains more than fifty percent of augite and hornblende, i. e. minerale with a lower ability of concentration of heavy oxygen isotope with respect to quartz. The latter is next to feldspars the most abundant mineral in tonalité. The isotopie composition of oxygen of cezlakite is in the area which is typical for gabbroid rocks. The aplitic and pegmatitic veins in tonalité and aplitic veins in cezlakite contain mostly more heavy oxigen isotope than the mentioned igneous rocks. Among all minerals in the pegmatitic veins quartz has the highest value of ô'^O. 1 3 Inštitut za geologijo pri FNT, VTOZD Montanistika, Aškerčeva 20, 61000 Ljubljana 2 Inštitut »Jožef Stefan«, Jamova 39, 61000 Ljubljana 232 Tadej Dolenec, Jože Pezdič & Dragica Strmole Uvod Poznavanje izotopske sestave kisika in nekaterih drugih lahkih prvin, predvsem ogljika in vodika v različnih mineralih iz magmatskih kamnin, je bistvenega pomena za nadrobno interpretacijo značilnosti in pogojev njihovega nastanka ter kasnejših sprememb, ki so jih te kamnine pretrpele v geološki zgodovini. Pri dosedanjih raziskavah naših magmatskih kamnin so bile izotopske analize povsem zapostav- ljene, tako da nimamo nikakršnih podatkov o izotopski sestavi kisika in drugih prvin v magmatskih kamninah iz slovenskega prostora. Ker je kisik eden glavnih elementov v mineralih magmaiskih kamnin - v mislih imamo predvsem silikate, pa tudi okside in karbonate -, smo sklenili, da najprej raziščemo izotopsko sestavo te prvine v pohorskih magmatskih kamninah, katerih nastanek še ni povsem razjasnjen. V našem članku se bomo zaenkrat omejili le na značilnosti izotopske sestave kisika v pohorskem tonalitu in čizlakitu ter v pegmatitnih in aplitnih žilah, ki sečejo obe kamnini. Najpomembnejši rezultati dosedanjih raziskav Pohorski tonalit Pohorski tonalit je sivkasta, drobno- do srednjezrnata kamnina z bolj ali manj razvito paralelno teksturo. Skupaj s kamninami magmatske cone v Karavankah, ki je sestavljena iz južnega tonalitnega in severnega granodioritnega pasu, ga uvrščamo medperiadriatske globočnine (Faninger 1973). Po podatkih Dolar-Mantuani- j e ve (1935), ki je prva zelo nadrobno raziskala pohorske magmatske kamnine, je to zelo levkokratna kamnina z naslednjo povprečno modalno sestavo (v vol. %): plagioklazi 62,25 biotit 6,50 ortoklaz 6,25 rogovača 1 kremen 22,25 klorit 1,75 V novejšem času je podrobno raziskoval pohorske magmatske kamnine še Fanin- ger. Ob upoštevanju podatkov Dolar-Mantuanijeve in izsledkov svojih raziskav je podal za povprečje pohorske globočnine tonalita naslednjo modalno sestavo (Fanin- ger 1970): plagiokazi 61,1 biotit 6,8 ortoklaz 7,0 rogovača 0,9 kremen 22,5 klorit 1,7 Na osnovi modalne sestave se je Faninger (1970, 1973) lotil tudi klasifikacije pohorske globočnine. Upoštevajoč Lindgrenovo klasifikacijo (Johansen 1958), ki deli granitoidne kamnine na granit, kremenov monzonit (adamellit), granodiorit in kremenov diorit (tonalit) na podlagi naslednjega razmerja med ortoklazom in celo- kupno količino glinencev: 0 - 13 1/3 - 33 1/3 - 66 2/3, je ugotovil, da po podatkih Dolar-Mantuanijeve (1935) in po izsledkih svojih raziskav (Faninger, 1970) pohorska globočnina v povprečju ustreza kremenovemu dioritu (tonalitu). Pri tem pa poudarja, da kamnina delno prehaja v granodiorit, v izjemnem primeru celo v kreme- nov monzonit. Izotopska sestava kisika v pohorskem tonalitu in čizlakitu 233 Novejša klasifikacija magmatskih kamnin, ki jo je podal Streckeisen (1967), ne upošteva več kremenovega monzonita kot posebne skupine. Na podlagi nasled- njega razmerja med plagioklazi in celotno količino glinencev: O - 10 - 65 - 90, so po tej klasifikaciji granitoidne kamnine razdeljene na alkalni granit, granit, granodiorit in kremenov diorit. Faninger (1970 in 1973) je vnesel potrebne podatke vseh dosedaj raziskanih vzorcev pohorske globočnino na diagram QAP (kremen, alklani glinenci, plagioklazi) in upoštevajoč Streckeisenovo (1967) klasifikacijo ugoto- vil, da predstavlja pohorska globočnina kremenov diorit, ki proti zahodu postopoma prehaja v granodiorit, izjemoma celo v granit. Če ustreza pohorska globočnina po Streckeisenovi (1967) klasifikaciji kremenovemu dioritu, meni Faninger (1976), da jo moramo po lUGS (1973) imenovati tonalit. Faninger (1973) meni, da je pohorska globočnina nastala v alpidski orogenezi, in sicer v laramijski fazi. Deleon (1969) pa navaja za absolutno starost biotita v pohorskem tonalitu 19 ± 5 milijonov let. Več kot o starosti je znano o izvoru njene magme. Po najnovejših raziskavah (Faninger, 1970, 1973) je magma pohorske globočnino anatektičnega, oziroma palingenetskega izvora. Vendar Faninger (1976) dopušča tudi možnost, po kateri naj bi nastala magma, ki je intrudirala v Centralnih Alpah kot pohorski tonalit, s hibridizacijo med neko večji del palingeno in neko juvenilno magmo. Ta naj bi s področja periadriatskega lineamenta v bližini pohorskega masiva prodrla v ob- močje nastajanja palingene magme. Magma pohorske globočnino je nato prodrla med višje ležeče sklade in se strdila v obliki lakolita. Med ohlajanjem sta se v končni fazi strjevanja kot kisla diferenciala izločila v razpokah strjenih delov masiva aplit in pegmatit. Magmatsko ognjišče tonalitne magme se, kot meni Faninger (1970), ni takoj umirilo, temveč je še pozneje dovajalo istovrstno magmo, iz katere je pri izlivih na zemeljsko površje nastal dacit, kot nediferencirana žilnina pa tonalitni porfirit. V zadnjih fazah magmatskega delovanja je nastal iz anatektične magme, ki je proti koncu postajala vedno bolj bazična, še malhit. Čizlakit V bližini cezlaškega kamnoloma je v pohorski globočnini leča hipidiomorfne zrnate melanokratne gabrske kamnine, ki sta jo podrobno opisala že Nikitin in Klemen (1937); Nikitin (1939) jo je poimenoval čizlakit. Kamnina sestoji v glav- nem iz svetlo zelenega avgita, temno zelene rogovače in plagioklazov, ki vsebujejo 35 % do 52 % anortita (Nikitin 1939). Precej manj je kremena in kalijevih glinencev, medtem ko nastopajo sfen, apatit in biotit le kot akcesorni minerali. Podobno kot Nikitin (1937) meni Faninger (1965) na podlagi parametrov Zavarickega, da je čizlakit v bistvu diorit-piroksenit, ki se bolj približuje piroksenitu kot dioritu. Nikitin in Klemen (1937), sta menila, da je čizlakit produkt zgodnje gravita- cijske kristalizacijske diferenciacije tonalitne magme. Podobnega mnenja je bil sprva tudi Faninger (1965). Kasneje pa je prišel do sklepa, da je čizlakit nastal s pomočjo reakcije med tonalitno magmo in vključkom zelo bazične kamnine (Faninger, 1970). Kot dokaz za to navaja dejstvo, da so plagioklazi v čizlakitu le malo bolj bazični kot v tonalitu, da v čizlakitu narašča količina rogovače proti meji s tonalitom in da se v kamnini pojavljata, čeprav v majhnih količinah, tudi ortoklaz in biotit, ki v tako bazični kamnini vsekakor govorita za vpliv bolj kisle magme. Da je osnova čizlakita strejša od obdajajočega tonalita, dokazujejo po njegovem aplitne in delno tudi tonalitne žile v čizlakitu. V svojem delu Pohorske magmatske kamnine je leta 234 Tadej Dolenec, Jože Pezdič & Dragica Strmole 1973 Faninger zapisal, da naj bi čizlakit predstavljal produkt hibridizacije med neko ultrabazično magmo, prihajajočo iz globine in magmo pohorske globočnine. Proces si zamišlja tako, da je ultrabazična magma prodrla v območje, kjer je prišlo do anatekse, s tem pa tudi do hibridizacije in nastanka čizlakita, ki je z intruzijo pohorske globočnine prišel v sedanjo lego. Aplitne in pegmatitne žile Tako pohorski tonalit kot čizlakit prepletajo številne aplitne in pegmatitne žile (slika 1 in 2). Najverjetneje so nastale zaradi migracije ostankov magme, katere večji del je že izkristaliziral. V bistvu so to kisli diferenciati tonalitne magme. Aplitne žile se po strukturi ločijo od pegmatitnih žil. Zanje je značilna drobnozrnata struktura, medtem ko pegmatitne žile odlikuje debelozrnata struktura. Pri terenskih raziskavah smo ugotovili, da gre za več generacij omenjenih žil, katerih starostnega zaporedja nam zazdaj še ni uspelo natančno določiti. Kjer se aplitne in pegmatitne žile sečejo, vidimo, da je aplit običajno starejši od pegmatita (slika 2). Vendar moramo poudariti, da smo našli tudi tanke aplitne žile, ki sečejo pegmatitne. To dokazuje, da so apliti nastajali tudi potem, ko so bile nekatere pegmatitne žile že formirane. Podobno kot aplitne tudi pegmatitne žile ne pripadajo le eni generaciji. Pogosto namreč opazimo, SI. 1. Pegmatitne in aplitne žile v tonalitu Fig. 1. Pegmatite and aplite veins in tonalité Izotopska sestava kisika v pohorskem tonalitu in čizlakitu 2351 da se pegmatitne žile sečejo med seboj, pri čemer so starejše ob mlajših često premaknjene. Na podlagi medsebojnih odnosov sodimo, da se na območju cezlaškega kamnoloma pojavljajo najmanj tri generacije pegmatitnih žil, ki so najverjetneje mlajše od prve generacije aplitnih žil, a starejše od druge generacije aplita. Pegmatitne in aplitne žile v pohorskih magmatskih kamninah sta opisala že Benesch (1917) in Dolar-Mantuanijeva (1935). V zadnjem času jih je razisko- val tudi Faninger (1970, 1973). Dolar-Mantuanijeva (1935) in Faninger (1970, 1973) sta objavila tudi prve podatke o njihovi mineralni in kemični sestavi ter mikroskopskih značilnostih njihovih glinencev. Za aplit iz cezlaškega kamnoloma je Faninger (1970, 1973) zapisal, da sestoji v glavnem (v vol. %) iz plagioklazov 38,3, ki ustrezajo oligoklazu s 24% anortita, ortoklaza 30,0 in kremena 28,4. Od femičnih mineralov pa so prisotni biotit in klorit 3,1, granat 0,03 ter neprozorni minerali, v glavnem pirit z 0,1. Pegmatit - gre za debelozrnati različek, ki lokalno prehaja v rdečkasti drobnozr- nati aplit - večinoma sestavljajo plagioklazi, ki v povprečju ustrezajo oligoklazu z 11% anortita, alkalni glinenci - ti predstavljajo ortoklaz in vsebujejo v povprečju 25% albitne komponente - ter kremen. Mineralno paragenezo dopolnjujejo v majh- nih količinah še biotit, klorit, granat in neprozorni minerali, večinoma pirit (Fanin- ger, 1970, 1973). Sl. 2. Aplitna žila v čizlakitu Fig. 2. Aplite vein in cezlakite 236 Tadej Dolenec, Jože Pezdič & Dragica Strmole Metoda dela Z namenom, da bi dobili prve podatke o izotopski sestavi kisika v pohorskih magmatskih kamninah, smo izbrali za izotopsko analizo tonalit in čizlakit iz cezla- škega kamnoloma ter aplit in pegmatit, ki preprezata omenjeni kamnini. Poleg tega smo masnospektrometrično analizirali tudi izotopsko sestavo kisika v kremenu, granatu in v glinencih iz pegmatitnih žil. Iz odprte kremenovo-karbonatne žile, ki seče čizlakit, pa smo vzeli za izotopsko analizo kristala kremena in kalcita. Drobce kamnin in zrna posameznih mineralov smo najprej zdrobili, nato pa fluorirali, z izjemo kalcita, po postopku, ki ga je razvil Pezdič. S fluoriranjem smo pridobili potrebno količino kisika, ki smo mu nato izmerili izotopsko sestavo z mas- nim spektrometrom VARÍAN MAT 250. Kalcitna zrna smo raztopili v H3PO4 pri temperaturi 50±0,5°C. Pri reakciji med kalcitom in kislino je nastal CO2, kateremu smo prav tako z istim masnim spektrometrom izmerili izotopsko sestavo. Izotopsko sestavo kisika in ogljika v raziskanih vzorcih podajamo v tabeli 1 kot relativne vrednosti б^^О in б^^С, izražene v promilih glede na standard SMOW in PDB. Napaka meritev za Ò^^O v vseh vzorcih razen v kalcitu je ± 0,2 %o, medtem ko znaša v kalcitu za oba parametra б^^О in б^^С ± 0,1 %o. Tolmačenje rezultatov izotopske analize Izotopska sestava kisika v magmatskih kamninah je odvisna od temperature njihovega nastanka, izotopske sestave kisika v magmi, načina kristalizacije in kas- nejših sprememb, ki so jih magmatske kamnine pretrpele v geološki zgodovini. Minerali iz magmatskih kamnin imajo zaradi različnega faktorja izotopske frak- cionacije (a) različen б^^О. Ker je ta faktor odvisen od temperature, lahko na podlagi razlik v izotopski sestavi kisika med različnimi minerali ugotavljamo temperaturo njihovega nastanka. Pri tem pa moramo poudariti, da se med izločanjem mineralov, ki jih uporabimo za temperaturno analizo, nista smeli spreminjati niti temperatura niti izotopska sestava kisika v talini oziroma v raztopini. Epstein in Taylor (1967) sta razvrstila kamninotvorne minerale glede na njihovo sposobnost vezave težkega kisikovega izotopa v naslednji vrstni red: kremen, dolomit, alkalni glinenci, kalcit, srednji plagioklazi, muskovit, anortit, priokseni, rogovača, olivin, granati, biotit, klorit, ilmenit in magnetit. V tem nizu ima največjo sposobnost obogatitve s težkim kisikovim izotopom kremen, najmanjšo pa magnetit. Izotopska sestava kisika v silikatih, ki so glavni kamninotvorni minerali v mag- matskih kamninah, je odvisna od njihove kemične sestave oziroma od vrste vezi. Minerali, v katerih je glavna Si-O-Si vez, vsebujejo največ težkega kisikovega izotopa, medtem ko imajo minerali, v katerih prevladuje Si-0-Al vez za 2%o manj minerali s Si-O-Mg in Si-O-Fe vezmi pa za približno 4%o manj težkega kisikovega izotopa v primerjavi s prvimi (Taylor & Epstein, 1962). Zato v magmatskih kamninah narašča vsebnost težkega kisikovega izotopa in s tem parameter b^^O z naraščajočo količino SÍO2. Ultramafične kamnine imajo namreč б^^О v območju od +5,4%o do +6,6%o. Podobna variabilnost b^^O je značilna tudi za gabrske kamnine, bazalte in anortite. Njihov b^^O se prav tako giblje v sorazmerno ozkem razponu od + 5,5%o do +7,4%o. V tem območju je tudi b^^O večine andezitov, trahitov in sienitov. Graniti in pegmatiti pa vsebujejo nekoliko več težkega kisikovega izotopa in imajo 0180 v razponu od +7,0% do +13,0%o (Faure, 1977). Obogatitev granitov in pegmatitov Izotopska sestava kisika v pohorskem tonalitu in čizlakitu 237 s težkim kisikovim izotopom je posledica njihove mineralne sestave. Vsebujejo predvsem kremen in alkalne glinence, ki imajo več težkega kisikovega izotopa v primerjavi z minerali iz mafičnih in ultramafičnih kamnin. Tonalit Z masnospektrometrično analizo smo ugotovili, da ima povprečni vzorec nespre- menjenega tonalita, to je tonalita, v katerega ni pronicala talina (iz katere sta nastala aplit in pegmatit) ôi^O +9,1 %o (tabela 1, slika 3). Tonalit, ki tvori prikamnino pegma- titnih žil, je po prvih podatkih sodeč izotopsko nekoliko spremenjen. Njegov b^^O znaša +9,8%o in kaže, da vsebuje nekoliko več težkega kisikovega izotopa kot pov- prečni nespremenjeni vzorec tonalita. Vendar imamo za kakršnokoli podrobnejšo interpretacijo izotopskih sprememb v tonalitu iz neposrednega stika s pegmatitom zaenkrat še premalo podatkov. Kljub temu lahko na podlagi prvih rezultatov kemič- nih analiz, ki kažejo, da je neposredna prikamnina nekaterih pegmatitnih žil oboga- tena s SÌO2 in K2O, pri čemer v tonalitu v smeri proti pegmatitnim žilam narašča predvsem količina kremena, pa tudi ortoklaza, padata pa vsebnost femičnih minera- lov in nekoliko tudi količina plagioklazov, pričakujemo, da bo imel spremenjeni tonalit nekoliko večji б^^О od nespremenjenega (Dolenec & Strmole- neobjav- ljeni podatki). Kremen, ki ga namreč vsebuje pegmatit, je - kot vidimo v tabeli 1 - obogaten s težkim kisikovim izotopom v primerjavi s tonalitom. Taylor (1978) je razdelil granitoidne kamnine (granite, kremenove monzonite, granodiorite in tonalité) ter njihove efuzivne ekvivalente glede na izotopsko sestavo kisika v naslednje tri skupine: 1. izotopsko normalne granitoidne kamnine 2. granitoidne kamnine obogatene s težkim kisikovim izotopom 3. granitoidne kamnine obogatene z lahkim kisikovim izotopom Po prvih podatkih sodeč, moremo uvrstiti pohorsko globočnino v prvo skupino, to je v skupino izotopsko normalnih granitoidnih kamnin, za katere je značilno, da izvirajo iz magme, nastale s taljenjem kamnin v zgornjem plašču. Granitoidne kamnine, nastale iz magme anatektičnega palingenetskega izvora, ki je asimilirala s težkim kisikovim izotopom bogate kamnine kontinentalne skorje, pa imajo običajno 01^0 večji od +10%o. Po Chappellu in Whiteu (1974) so to tako imenovane granitoidne kamnine tipa S, z razliko od granitoidnih kamnin tipa I, katerih б^^О je manjši od +10%o in so nastale iz magme juvenilnega izvora. Turi (1982) meni, da imajo izotopsko normalne granitoidne kamnine, nastale pri diferenciaciji iz bazaltne ali andezitne magme, +6%o < б^^О < +8%o, medtem ko je magma granitoidnih kamnin, katerih b^^O je v območju od +8%o do +10%o, vključno z mejnima vrednostima, lahko delno že palingenetskega izvora. Za razrešitev genetskega izvora pohorske globočnino bo seveda potrebno napra- viti še več izotopskih in geokemičnih analiz, tako da bo možno klasificirati pohorsko globočnino tudi na osnovi vsebnosti in odnosa med posameznimi slednimi prvinami. Pegmatitne in aplitne žile Izotopska sestava kisika v pegmatitnih in aplitnih žilah pove, da so bili diferenci- acijski produkti tonalitne magme, ki so dali omenjene žile, obogateni s težkim kisikovim izotopom glede na prvotno magmo. Zato imata pegmatit in aplit po prvih 238i Tadej Dolenec, Jože Pezdič & Dragica Strmole Tabela 1. Izotopska sestava kisika in ogljika v raziskanih vzorcih ; Table 1. Oxygen and carbon isotopie composition of invastigated samples Izotopska sestava kisika v pohorskem tonalitu in čizlakitu 239: ČIZLAKIT - CEZLAKITE 240^ Tadej Dolenec, Jože Pezdič & Dragica Strmole SI. 3. Izotopska sestava kisika v raziskanih vzorcih Fig. 3. Isotopie composition oxygen of investigated samples podatkih nekoliko večji б^^О kot povprečni vzorec tonalita. Največ težkega kisiko- vega izotopa smo izmerili v aplitu. Njegov б^^О znaša +10,0 %o, medtem ko je debelozr- nati pegmatit v primerjavi z aplitom nekoliko obogaten z lahkim kisikovim izotopom in ima б^^О +9,2 %o. Poudariti pa moramo, da gre za povprečno izotopsko sestavo kisika le v dveh nekaj cm debelih žilah, aplitni in pegmatitni, zato moramo šteti dobljene rezultate le za predhodno informacijo. Zavedati se moramo namreč, da je lahko izotopska sestava kisika v pegmatitnih in aplitnih žilah zelo variabilna, saj zavisi od njihove mineralne sestave, ki je zlasti v debelozrnatih pegmatitnih žilah precej bolj neenakomerna kot v drobnozrnatem aplitu. Masnospektrometrično smo raziskali tudi izotopsko sestavo kisika v nekaterih mineralih iz pegmatitnih žil. Ugotovili smo, da ima med raziskanimi minerali najmanjši b^^O granat, za katerega smo z rentgensko analizo ugotovili, da pripada spessartinu, ki tvori v nekaterih pegmatitnih žilah največ nekaj mm, izjemoma tudi do lem velika zrna. Njegov б^^О znaša +5,17oo. Nekoliko večji б ^»О +5,6%o in +7,7%o imajo glinenčeva zrna, katera predstavljajo po podatkih rentgenske analize »low albit«. Če upoštevamo, da gre za isti mineral, vendar iz dveh različnih pegmatitnih žil, je razlika 2,1 %o v njegovi izotopski sestavi kisika relativno velika. Kaj je temu vzrok, zazdaj ne vemo. Morda je to posledica frakcionacije kisikovih izotopov pri nastajanju pegmatitnih žil. Omenili smo že, da gre za več generacij pegmatitnih žil, ki so nastajale iz preostanka taline. Ta se je verjetno vseskozi bogatila s težkim kisikovim izotopom. Zato bi lahko pričakovali, da imajo minerali iz starejših preg- matitnih žil nekoliko več lahkega kisikovega izotopa in s tem manjši b^^O kot isti minerali iz mlajših žil. Nadalje se postavlja vprašanje, ali so vse pegmatitne in aplitne žile nastale pri približno enaki temperaturi, oziroma ali je bila temperatura, pri kateri so nastale starejše žile, višja od temperature nastanka mlajših žil, kar je seveda Izotopska sestava kisika v pohorskem tonalitu in čizlakitu 241 vplivalo na stopnjo frakcionacije kisikovih izotopov. Največ težkega kisikovega izotopa smo izmerili v kremenu iz pegmatitnih žil. Njegov a^^O, podatek imamo le za dva vzorca, znaša +10,7%o in +ll,3%o. Dobljeni podatki o izotopski sestavi kisika v raziskanih mineralih iz pegmatitnih žil povedo, da imajo različni minerali precej različen òi^'O vendar je njihova izotopska sestava kisika v skladu s sposobnostjo koncentracije težkega kisikovega izotopa, kot jo podajata Epstein in Taylor (1967). Čizlakit Po podatkih izotopske analize ima čizlakit òi^O +7,l%oin +7,9 %o (tabela 1, slika 5). Največ težkega kisikovega izotopa ima čizlakit, ki tvori neposredno prikamnino aplitne žile, bogate z glinenci, medtem ko je povprečni nespremenjeni vzorec te kamnine, to je čizlakita, v katerega ni pronicala talina, ki je dala aplitne in pegma- titne žile, nekoliko obogaten z lahkim kisikovim izotopom in ima zato tudi manjši 01^0 kot prikamnina aplitne žile. б^^О povprečnega vzorca čizlakita se nahaja v ob- močju od +5,5%o do +7,4%o, v katerem niha po Fauru (1977) ói^O gabrskih kamnin. V primerjavi s tonalitom vsebuje čizlakit več lahkega kisikovega izotopa. Povprečna vzorca obeh kamnin se namreč v izotopski sestavi kisika med seboj razlikujeta za 2%o. To je povsem razumljivo, saj je čizlakit gabrska kamnina. Kot smo že omenili, sestoji v glavnem iz avgita in rogovače, ki sta v primerjavi z glinenci in kremenom - ti prevladujejo v tonalitu - obogatena z lahkim kisikovim izotopom. Da je to res, je potrdila tudi analiza izotopske sestave kisika v avgitu. Njegov б^^О ima namreč vrednost +4,55 %o. Pegmatitne in aplitne žile Tudi čizlakit prepletajo aplitne in pegmatitne žile. Po prvih podatkih sodeč, vsebujejo aplitne žile iz čizlakita nekoliko več lahkega kisikovega izotopa v primer- javi z žilami iz tonalita. Njihov б^^^О, podatek imamo le za dve žili, znaša +6,6%o in + 8,3 %o. Iz pegmatitnih žil v čizlakitu smo masnospektrometrično analizirali izotopsko sestavo kisika le v kremenu. Ugotovili smo, da je v primerjavi s kremenom iz pegmatitnih žil v tonalitu za več kot 3%o obogaten z lahkim kisikovim izotopom. Njegov б^^^О ima namreč vrednost +7,7%o. Dobljeni podatki kažejo, da se aplitne in pegmatitne žile iz tonalita in čizlakita po izotopski sestavi kisika med seboj nekoliko razlikujejo. Kaj je temu vzrok, zaenkrat ne vemo, saj imamo za verodostojno razlago na razpolago še premalo podatkov. Čizlakit sečejo ponekod tudi odprte kremenovo-karbonatne žile z lepo razvitimi kremenovimi in kalcitnimi kristali. Ugotovili smo, da so mlajše od aplita in pegma- tita. Kremen iz teh žil vsebuje nekoliko več težkega kisikovega izotopa kot kremen iz pegmatitnih žil v čizlakitu, v primerjavi s kremenom iz pegmatitnih žil v tonalitu pa je obogaten z lahkim kisikovim izotopom. Njegov б^^О znaša +9,2 %o. Podobno izotop- sko sestavo te prvine ima tudi kalcit, +8,77 %o in +9,50 %o, medtem ko znaša njegov б^^С -3,70%o in -3,83 %o. Na podlagi izotopske sestave kisika in ogljika v kalcitu ter kisika v kremenu sklepamo, da so odprte žile nastale pri zelo visoki temperaturi, ki verjetno ni bila dosti nižja od temperature nastanka pegmatitnih žil. 16 - Geologija 30 242 Tadej Dolenec, Jože Pezdič & Dragica Strmole Sklep Tonalit in čizlakit se po izotopski sestavi kisika med seboj nekoliko razlikujeta, pri čemer vsebuje čizlakit nekoliko več lahkega kisikovega izotopa kot tonalit. Tonalit, ki je bolj kisla kamnina in spada v dioritno skupino, ima torej v primerjavi s čizlakitom večji б^^О. Njegova mineralna sestava - gre za povprečni vzorec tonalita, katerega b^^O je +9,1 %o - je, če upoštevamo le glavne minerale, naslednja: glinenci 69,1% kremen 20% in femični minerali 7,9%. Med glinenci prevladujejo plagioklazi s 37,8% anortita, pri čemer je ortoklaza le 11,8% (normirana sestava - sistem CIPW). Kot vidimo, prevladujejo v tonalitu minerali, ki imajo v primerjavi z minerali iz čizlakita večjo sposobnost koncentracije težkega kisikovega izotopa; zato je povsem razumljivo, da je tonalit glede na čizlakit obogaten s težkim kisikovim izotopom. Na osnovi prvih podatkov o izotopski sestavi kisika lahko uvrstimo pohorsko globočnino v skupino izotopsko normalnih granitoidnih kamnin, to je v skupino I, katere kamnine imajo б^^О < +10%o in so nastale iz magme juvenilnega izvora. Če pa upoštevamo še ugotovitve Turi a (1982) moramo zapisati, da je magma, ki je dala pohorsko globočnino, lahko delno že asimilirala s težkim kisikovim izotopom bogate kamnine kontinentalne skorje. Poudariti moramo, da so to le preliminarne ugotovitve in bo za razrešitev izvora magme, ki je dala pohorsko globočnino, pa tudi druge magmatske kamnine na tem območju, potrebno napraviti še precej izotopskih in geokemičnih analiz. Povprečni vzorec čizlakita ima b^^O +7,1 %o, medtem ko znaša б^^О povprečnega vzorca tonalita +9,1 %o. Obogatitev čizlakita z lahkim kisikovim izotopom je posledica njegove mineralne sestave. Poudariti pa moramo, da se izotopska sestava kisika pohorskega čizlakita nahaja v istem območju kot večine gabrskih kamnin. Gre namreč za bazično kamnino, za katero meni Faninger (1965), da je v bistvu diorit piroksenit, ki pa se bolj približuje piroksenitu kot dioritu. V našem primeru vsebuje 58% femičnih mineralov, v glav- nem avgita in rogavače, pri čemer je avgit precej obogaten z lahkim kisikovim izotopom, saj znaša njegov b^^O +4,55 %o. Mineralno paragenezo dopolnjujejo še gli- nenci. Prevladujejo plagioklazi s 46,8% anortita. Teh je 33,4%, medtem ko pripada ortoklazu le 7,6% (normirana sestava - sistem CIPW). Aplit in pegmatit sta kot najbolj kisla diferenciata obogatena s težkim kisikovim izotopom glede na tonalit. Največja obogatitev s težkim kisikovim izotopom je značilna zlasti za kremen iz pegmatitnih žil, medtem ko imata glinenec (low albit) in granat manjši b^^O kot tonalit. Za aplit v čizlakitu smo dobili dva nasprotujoča si podatka. V prvem primeru vsebuje žilnina več težkega kisikovega izotopa kot čizlakit, v drugem primeru pa je prav obratno. Primerjava z aplitom iz tonalita pove, da ima slednji za 1,7 %o oziroma 3,4 %o večji b^^O kot aplit iz čizlakita. Tudi kremen iz pegmatitnih žil v tonalitu ima večji б^^О kot kremen iz pegmatitnih žil v čizlakitu. Kaj je temu vzrok, zazdaj ne vemo. Nedvomno gre za več generacij aplitnih in pegmatitnih žil, ki se verjetno nekoliko razlikujejo po izotopski sestavi kisika. Zahvala Za kritični pregled članka se avtorji iskreno zahvaljujejo prof. dr. M. Droveniku. Isotopie composition of oxygen in igneous rocks of Pohorje 243 Isotopie composition of oxygen in igneous rocks of Pohorje Summary The Pohorje tonalité and cezlakite differ to a certain extent in isotopie composi- tion of oxygen. Cezlakite contains somewhat more light oxygen isotope than tonalité. Tonalité which is a more acidic rock belonging to the diorite group has in comparison with cezlakite a higher value of ò^^O. The mineral composition of the average tonalité sample with ôi^O of +9.1 %o is as follows, considering the major minerals: feldspars 69.1 %, quartz 20 % and femic minerals 7.9 %. Among the feldspars prevail plagiocla- ses with 37.8% of anorthite, and only 11.8% of orthoclase (norm composition, the CIPW system). Consequently, in the tonalité prevail those minerals which possess a higher ability of concentrating the heavy oxygen isotope with respect to minerals from cezlakite. Therefore it is entirely understandable why tonalité is enriched with the heavy oxygen isotope in regard to cezlakite. On the ground of these first data on isotopie composition of oxygen the Pohorje intrusive rock can be attributed to the group of normal granitoid rocks, i. e. to the group I, the rocks of which have the b^^O value about (less than) +10%o and were formed from magma of juvenile source. By considering the findings of Tur i a (1982) we must conclude that magma which produced the Pohorje intrusive rock possibly already assimilated the rocks of the continental crust rich in heavy oxygen isotope. It must be underlined, however, that these conclusions are preliminary. For the solution of the question on the source of magma which produced the Pohorje intrusive rock, as well as other igneous rocks of the area, many more isotopie and geochemical analyses will have to be done. An average sample of cezlakite has the б'**0 value of +7.1 %o, while the b^^O of the average sample of tonalité is +9.1 %o. Enrichment of cezlakite with the light oxygen isotope is the consequence of its mineral composition. It should be emphasized, however, that the isotopie composition of oxygen of the Pohorje cezlakite appears in the same region as the majority of gabbroic rocks. Cezlakite is a basic rock which, according to Faninger (1965), is actually diorite pyroxenite, being closer to pyroxe- nite than to diorite. In our case the rock contains 58% of femic minerals, mainly augite and hornblende. Augite is considerably enriched with the light oxygen isotope, having the б^^^О value of +4.55%. The mineral paragenesis is completed by feld- spars. Prevail plagioclases with 46.8% of anorthite. They make 33.4% of the rock, while only 7.6% belongs to orthoclase (norm composition - CIPW system). Aplite and pegmatite as the most acidic differentiates are enriched with the heavy oxygen isotope with respect to tonalité. The maximum enrichment with heavy oxygen isotope is characteristic especially for quartz from pegmatitic veins, whereas plagioclase (low albite) and garnet have lower б^^О than tonalité. For aplite in cezlakite two conflicting data were obtained. In the first case the vein contains more heavy oxygen isotope than cezlakite, and vice versa in the other case. Comparison with aplite from tonalité shows than the latter has for 1.7 %o, respectively for 3.4%o higher б^^О value than aplite from cezlakite. Also quartz from pegmatitic veins in tonalité has a higher б^^О than quartz from pegmatitic veins in cezlakite. The reason for that is not clear yet. Most probably there are several generations of aplitic and pegmatitic veins which probably differ in isotopie compo- sition of oxygen. 244 Tadej Dolenec, Jože Pezdič & Dragica Strmole Literatura Benesch, F. 1917, Beiträge zur Gesteinskunde des östlichen Bachergebirges (Südsteier- mark). Mitt. d. Geol. Ges. Wien. Chappell, B.W. & White, A. I. R. 1974, Two contrasting granite types. Pacific Geology S, 173-174, Canberra. Deleon, G. 1969, Pregled rezultata određivanja absolutne geološke starosti granitoidnih stena u Jugoslaviji. Radovi Instituta za geološko-rudarska istraživanja i ispitivanja nuklearnih i drugih mineralnih sirovina, 6 - jubilarna, 165-182, Beograd. Dolar-Mantuani, L. 1935, Razmerje med tonaliti in apliti pohorskega masiva. Geol. Anali Balkanskog Poluostrva, 12/2, Beograd. Epstein, S. & Taylor, H. P. Jr. 1967, Variation of O'VO"* in mineral and rocks. In Researches in Geochemistry, vol. 2, 29-62, P. H. Abelson, ed. John Wiley, 663 p., New York. Faninger, E. 1965, Cizlakit v novejši petrografski klasifikaciji. Geologija, 8., 263-278, Ljubljana. Faninger, E. 1970, Pohorski tonalit in njegovi diferenciati. Geologija 13, 35-104, Ljub- ljana. Faninger, E. 1973, Pohorske magmatske kamenine. Geologija, 16, 271-315, Ljubljana. Faninger, E. 1976, Karavanški tonalit. Geologija 19, 153-210, Ljubljana. Faure, G. 1977, Principles of Isotope Geology, ed. John Wiley, 464 p.. New York. lUGS (International Union of Geological Sciences), 1973, Clasification and Nomenclature of Plutonic Rocks Recomendations. N. Jb. Miner. H. Ig. 1973, H. 4, 149-164, Stuttgart. Johansen, A. 1958, A Descriptive Petrography of the Igneous Rocks, Vol. II, Chicago. Ni kitin, V. 1939, Čizlakit - nova kamenina Pohorja. Zbornik Prir. društva, Ljubljana. Nikitin, V. & Klemen, R. 1937, Diorit-pirokseniti v okolici Čizlaka na Pohorju. Geol. Anali Balkanskog Poluostrva, 14/2, Beograd. Streckeisen, A. 1967, Clasification and Nomenclature of Igneous Rocks. N. Jb. Miner., Abhandlung, Band 107, H. 22-3, Stuttgart. Taylor, H. P. Jr. 1978, Oxygen and hydrogen isotope studies of plutonio granite rocks. Earth Planet. Sci. Lett., 38, 177-210, Amsterdam. Taylor, H. P. Jr. & Epstein, S. 1962, Relationship between O'VO'« ratios in coexisting minerals of igneous and metamorphic rocks Part I and II. Bull. Geol. Soc. Am. 73, 461-480; 675-694; Boulder. Turi, B. 1982, Geochimica isotopica dell'ossigeno e dell'idrogen nelle rocce granitiche. Rendiconti Società Italiana di Mineralogia e Petrologia, 38 (3), 1233-1249, Milano. GEOLOGIJA 30, 245-314 (1987), Ljubljana UDK553.44:549.086(234.323.61)=863 Nastanek cinkovo-svinčevega rudišča Topla in njegove značilnosti Origin of the zinc-lead ore deposit Topla and its particularities Matija Drovenik Fakulteta za naravoslovje in tehnologijo univerze Edvarda Kardelja v Ljubljani, Aškerčeva 20, 61000 Ljubljana Mihael Pungartnik Rudniki svinca in topilnica Mežica, 62392 Mežica Kratka vsebina V severnih Karavankah leži poleg svinčevo-cinkovega rudišča Mežica, z rud- nimi telesi pretežno v ladinijskem apnencu in dolomitu, tudi cinkovo-svinčevo rudišče Topla, kjer je oruden anizijski dolomit. V Topli se je v treh ločenih, plitkih kotanjah, ki so ležale v nadplimskem nivoju, usedal v glavnem kalcitni mulj, ki je bil nato dolomitiziran. V karbonatni mulj so prihajali glineni minerali in kovinske spojine. Med diagenezo so kristalizirali železovi sulfidi, sfalerit in galenit. Tako so nastala tri konkordantna rudna telesa. Rudni minerali in dolomit so bili med epigenezo in retrogradno epigenezo večkrat mobilizirani. V članku podajamo značilnosti rudnih teles, podrobno analiziramo nastanek rude in nje preobrazbo od anizija do danes. Abstract In the northern Karavanke besides the zinc-lead ore deposit Mežica with orebodies predominantly in Ladinian limestones and dolomites there is also the zinc-lead deposit Topla, where Anisian dolomite is mineralized. In the Topla deposit the carbonate mud which was later dolomitized was deposited in three separated shallow trough in the upper tidal zone. Into the carbonate mud arrived clay minerals and metal compounds. During diagenesis iron sulfides, sphalerite and galena crystallized. In such a way three concordant orebodies originated. Ore minerals and dolomite have been mobilized several times during epigénesis and retrograde epigénesis. The paper deals with particularities of orebodies as well as with detailed analysis of the origin and transformations of ore from Anisian up to present. Uvod Izmed vseh slovenskih svinčevo-cinkovih rudišč so daleč najpomembnejša tista, ki leže v severnih Karavankah. V mislih imamo seveda predvsem Mežico s številnimi revirji, kjer pridobivajo svinčevo rudo že več kot 300 let. Tam so rudna telesa v ladinijskih in karnijskih karbonatnih kameninah. 246 Matija Drovenik & Mihael Pungartnik Toda v zračni črti komaj 8 kilometrov jugozahodno od Mežice leži na južnih pobočjih Pece še eno, sicer manjše, vendar genetsko zelo zanimivo cinkovo-svinčevo rudišče Topla, kjer so orudene anizijske karbonatne kamenine. Zgodovinske podatke o tem rudišču najdemo pri Š t r u c 1 u (1974), ki ga je v svoji disertaciji tudi nadrobneje proučil. Po teksturah in strukturah rude je ugotovil, da je le-ta nastala v karbonat- nem mulju kotanj in jarkov nadplimske cone. V rudi Tople pogosto najdemo teksture in strukture, ki govore v prid razlagi, da sta obe kovini, torej cink in svinec, obstajali že v karbonatnem mulju. Toda ponekod so prisotne tudi takšne teskture in strukture, ki bi po marsikaterem kriteriju lahko nastale epigenetsko, z drugimi besedami, rudni minerali bi utegnili kristalizirati šele po aniziju iz hidrotermalnih raztopin takšnega ali drugačnega izvora. Vendar so nastale tovrstne teksture in strukture le pri premeščanju rudnih mineralov od anizija do danes. S tem v zvezi naj opozorimo na dejstvo, da so bili procesi nastanka in preobrazbe rude precej bolj pestri in zapleteni, kot je bilo to znano do sedaj. Vedeti moramo namreč, da je proučeval Štrucl to rudišče v času, ko je bilo odprto in deloma dostopno eno samo rudno telo. Drugi deli rudišča so bili takrat sicer toliko raziskani, da so mežiški geologi lahko izračunali rudne zaloge, toda proizvodnja v novoodkritih rudnih telesih je zaživela šele leta 1974, torej istega leta, ko je bila objavljena Štruclova disertacija. Sedaj potekajo v novoodkritih rudnih telesih številna rudarska dela, tako da smo lah*ko nadrobno proučili njihove značilnosti in smo mogli sistematično zbrati vzorce za detajlno rudnomikroskopsko raziskavo. Pri proučevanju tega rudišča je prvopodpisanega vodil poseben razlog. Pred leti je objavil razpravo (Drovenik, 1970), v kateri je razložil diagenetski nastanek bakro- vih rudnih mineralov v srednjepermijskih klastičnih usedlinah Škofja ter epigenet- ske in retrogradno epigenetske spremembe, ki jih je pozneje pretrpela bakrova ruda v peščenjakih, meljevcih in skrilavcih. Pri Topli ga je sedaj zanimalo, kako so se pravzaprav odražali diagenetski, epigenetski in retrogradno epigenetski procesi v cinkovo-svinčevi rudi, ki je nastala v karbonatnih kameninah anizijske starosti. Zahvaljujeva se Raziskovalni skupnosti Slovenije, ki je finančno omogočila izde- lavo te naloge. Prav tako se zahvaljujeva C. Gantarju, višjemu tehničnemu sodelavcu Odseka za geologijo za izdelavo mikroskopskih slik, in V. Segalli, tehničnemu sodelavcu istega Odseka, za grafično opremo. Dosedanji podatki o Topli Osnovne podatke o geološki zgradbi in nastanku Tople, natančneje rudnega telesa z izdankom, najdemo pri Z or cu (1955). Zapisal je, da je nastalo to rudišče, podobno kakor tudi Mežica, sinsedimentno, vendar ne v ladinijskih, temveč v anizijskih karbonatnih kameninah. Našel je namreč nekatere znake za tak nastanek in ugotovil, da vsebujejo karbonatne kamenine v Topli nekoliko povečano količino cinka in svinca, torej tistih kovin, ki sta sicer skoncentrirani v rudi sami. Kovini naj bi na morsko dno prinašale rudonosne raztopine, ki naj bi bile genetsko povezane s triadno magmatsko aktivnostjo. Kar zadeva mineralno paragenezo, je Zore ugotovil, da vsebuje ruda pretežno sfalerit, manj pa je v njej galenita, tako da naj bi bilo razmerje med cinkom in svincem 5:1. Medtem ko je sfalerit zelo drobnozrnat, saj merijo njegova zrna zvečine 10 do 50 џт, nastopa galenit tudi v vtrošnikih s premeri do 5 mm. Skoraj povsod sta v rudi prisotna še markazit in pirit, sekundarni minerali pa Nastanek cinkovo-svinčevega rudišča Topla in njegove značilnosti 247 SO zastopani s smithsonitom in cerusitom, le v sledovih naj bi bil prisoten tudi wulfenit. Grafenauer (1958) je zapisal, da Zorčevi dokazi za submarinski, magmato- geno-singenetski nastanek Mežice niso zadostni. Prav tako se ni strinjal z njegovo razlago, da je nastala ruda Tople sočasno z dolomitom. Mikroskopske fotografije rude, ki so služile Zorcu kot dokaz za njen sinsedimentni nastanek, je razložil Grafenauer (1958) z epigenetskim difuznim prodiranjem raztopin, pri čemer naj bi nastala v karbonatnih kameninah avtomorfna tekstura zamenjave. V zvezi z Zor- čevo domnevno, da je bil vzrok orudenja v severnih Karavankah triadni vulkanizem, je Grafenauer zapisal, da to ni verjetno. Po njegovem mnenju je težko razložiti, da bi dajal triadni inicialni magmatizem, ki ima kot svoje zastopnike bazične in intermedi- arne magme, naenkrat tako velike količine svinca in cinka, pa nič bakra. Soglašal je z Cissarzem (1956), ki je prišteval skladno s Schneiderhöhnovo hipotezo Mežico med regenerirana rudišča. Podobno stališče je imel tudi nekaj let pozneje, ko je razpravljal o genezi vzhodnoalpskih svinčevo-cinkovih rudišč (Grafenauer, 1962, str. 321): »Rudišča so hidrotermalna in morda regenerirana. Vulkanizem v triasu je dajal porfirite, ki bi bili morda vir kovin. Po Schneiderhöhnu pa bi bila vir regenera- cija paleozojskih rudišč. Tonaliti in terciarni daciti in andeziti ne prihajajo v poštev kot nosilci rude.« Tudi v naslednjem članku je Grafenauer zapisal (1965), da je Topla, podobno kot tudi druga svinčevo-cinkova rudišča v anizičnih plasteh najver- jetneje epigenetsko hidrotermalnega nastanka; ruda naj bi nastala pri infiltraciji in selektivnem nadomeščanju. S hidrotermalno aktivnostjo je povezal tudi dolomitiza- cijo, ki pa naj bi bila starejša od orudenja. Slednjič je razložil (Grafenauer, 1969), da je nastal največji del slovenskih svinčevo-cinkovih nahajališč pod vplivom hidro- termalnih raztopin, ki naj bi bile v genetski zvezi s srednjetriadnim magmatizmom. K temu je dodal, da je nastal del rudišč nedvomno že v zgodnjediagenetski fazi na morskem dnu. Ni pa zapisal, katera rudišča naj bi to bila. Berce (1963) je uvrstil Toplo med singenetska rudišča; nastala naj bi podobno kot Borovica pri Varešu. Ker je Borovica po Cissarzu (1956) in tudi po novejših raziskavah bosanskih geologov (Kubat, 1982) povezana z vulkanogeno sediment- nimi procesi, menimo, da je imel Berce v mislih podoben nastanek tudi za Toplo. Nadrobno se je ukvarjal s stratigrafskimi, litološkimi in geokemičnimi značil- nostmi anizijskih karbonatnih kamenin v Topli in z nastankom cinkovo-svinčeve rude šele Štrucl (1974). V litološkem zaporedju je ločil tri horizonte: spodnjega, srednjega in zgornjega. Spodnjega in zgornjega gradi apnenec, srednjega, v katerem je ruda, pa dolomit. Upošteval je abnormalno starost svinca v vzhodnoalpskih svinčevo-cinkovih nahajališčih, ki so razvrščena v triadnih karbonatnih kameninah, paleogeografske, litološko facialne in geokemične značilnosti rudonosnih kamenin, odsotnost magmatske aktivnosti v aniziju ter neskladnost slednjih prvin v mineralih Tople s slednimi prvinami v triadnih magmatskih kameninah in ugotovil, da orude- nje ni v genetski zvezi s triadno magmatsko aktivnostjo. Izključil je možnost epige- netsko hidrotermalnega nastanka in podobno kot pred njim že Zore sklepal, da so nastale rudne koncentracije sinsedimentno. Kovinske spojine naj bi usedale v kota- njah in jarkih nadplimske cone sočasno s karbonatnim muljem. Sulfidi so nastali nato v zgodnji diagenezi, ko je v usedlinah zavladalo redukcijsko okolje. Štrucl (1974) je opisal tudi posamezne rudne minerale in razložil paragenetsko zaporedje. Iz njegovega besedila in si. 22 razberemo, da so nastali drobni piritni framboidi in pentagondodekaedrski kritstalčki, sfaleritne kroglice in rombododeka- edrski kristalčki ter zapolnitve med dolomitnimi zrni v zgodnji diagenezi, metaso- 248 Matija Drovenik & Mihael Pungartnik matski sfalerit, pirit, zraščen z galenitom, markazit, galenit in markazit, zraščen z galenitom pa v njeni pozni fazi. V pozni diagenezi ali že v epigenezi so nastale po Štruclu bele dolomitne žilice, ki vsebujejo ponekod tudi sfalerit in galenit. Poleg sekundarnih mineralov, katere je našel že Zore (1955), je ugotovil še hidrocinkit, anglezit, greenockit in limonit. Osnovni podatki o rudišču Rudarjenje na južnem vznožju Pece se je začelo že v prvi polovici 19. stoletja. Vzrok tej dejavnosti so bili izdanki svinčeve rude, katero so takrat iskali in kopali tako v Mežici kakor tudi v njeni okolici. Mežiški geologi so začeli v Topli z intenziv- nejšimi raziskavami šele po drugi svetovni vojni, in sicer leta 1964. Deset let pozneje so sodili, da je v rudišču 14 pomembnejših cinkovo-svinčevih rudnih teles (Štrucl, 1974). Šele z odkopavanjem v zadnjih letih so ugotovili, da gre pravzaprav za tri večja rudna telesa. Z rovi na obzorjih 1076m, 1117m, 1144m, 1158m, 1167m in 1203m je rudišče odprto po višini okrog 130m. Vendar moramo opozoriti na dejstvo, da se spušča ruda po podatkih globinskega vrtanja v vzhodnem delu rudišča še najmanj 60m pod obzorje 1076m, kar pomeni, da znaša danes znana višina rudišča okrog 190 m. Pripada pa mu površina približno 0,6km^. Od 1974 do 1988 leta je pridobil mežiški rudnik v Topli 250.148 ton cinkovo- svinčeve rude, ki je vsebovala 4,86% Zn ter 1,63% Pb. Če upoštevamo, da je bilo v rovni rudi sorazmerno precej jalovine, ki predstavlja neposredno talino in krovnino rudnih teles, lahko zapišemo, da so vsebovali deli rudnih teles, ki so jih odkopali v omenjenem obdobju, okrog 10% Zn ter približno 3,3% Pb. Zaradi otežkočenega transporta pozimi odkopavajo rudo navadno le od srede aprila do srede oktobra; s kamioni jo vozijo v žerjavsko separacijo. Ker je pretežno bolj drobnozrnata kakor mežiška, jo ločeno bogatijo. Pozimi v Topli le raziskujejo. Značilnosti posameznih rudnih teles in njihovih rud V prejšnjem poglavju smo omenili, da so v Topli tri rudna telesa. Ta na jamskih kartah nimajo posebnih imen. Toda v pričujoči razpravi smo jih zaradi lažjega opisa rudišča poimenovali. Tako ločimo Staro, Zahodno in Vzhodno rudno telo. Staro rudno telo (odkop št. 1), katerega so poznali že v prejšnjem stoletju, leži v srednjem delu rudišča. Po 1964 letu so našli z raziskovalnimi rovi in globinskim vrtanjem vsega 50m zahodno od njega Zahodno (odkopa št. 2 in 3), okrog 250m vzhodno pa Vzhodno rudno telo (odkopi št. 4, 5, 6, 7, 8, 9 in 10). Položaj rudnih teles podajamo na sl. 1, in sicer z njihovimi projekcijami na ravnino obzorja 1144m, ne da bi upoštevali številne prelome, ki so prizadeli predvsem Staro in Vzhodno rudno telo. Vzorci rud, ki jih je v svoji disertaciji proučil Štrucl (1974), so izvirali v glavnem iz Starega rudnega telesa, ki je bilo takrat, kot kaže njegova geološka karta obzorja 1143m (tj. sedanjega obzorja 1144m), edino odprto s številnimi rovi. Danes je odkopano Staro telo do te mere, da so v njem le še deli, ki praktično ne vsebujejo več svinca, in varnostni stebri. Ker pa so prizadeli to rudno telo številni prelomi, varnostni stebri popuščajo ter razpadajo in se krovnina ruši; zato je težko dostopno. Nekoliko bolje smo ga proučili le na obzorju 1144m, medtem ko nam je podatke za obzorje 1167 posredoval J. Kušej, za kar se mu lepo zahvaljujemo. SI. 1. Situacijska karta kaže projekcije rudnih teles na ravnino obzorja 1144 m Fig. 1. Map showing projections of the orebodies to a plane of the 1144 m level 250 Matija Drovenik & Mihael Pungartnik Nadrobno smo proučili obe ostali rudni telesi, ki ju sedaj odkopavajo. Številni, zvečine dobro ohranjeni varnostni stebri kažejo namreč zelo zanimive profile. Posa- meznim rudnim plastem lahko sledimo tako lateralno kot vertikalno. Prav tako moremo opazovati stike rudnih teles s talninskim in krovninskim dolomitom. Preden opišemo in razložimo značilnosti rudnih teles in njihovih rud, moramo posvetiti nekaj besed srednjeanizijskemu dolomitu. Štrucl (1974) navaja, da gre za več različkov. Najpomembnejši so: laminami dolomit, pasoviti (zebrasti) dolomit, drobnozrnati masivni dolomikrit, srednjezrnati masivni dolosparit, drobnozrnati intraklastični dolomikrit, dolomikritna breča ter milonitna dolomitna breča. Rudne plasti grade po Štruclu predvsem laminami dolomikrit, drobnozrnati dolosparit, intraklastični dolomikrit ter intraformacijska breča. Pri ločitvi mikritnih in sparitnih različkov se je oprl Štrucl na Bissel-Chilinger- jevo delitev, ki uvršča med dolomikritne tiste karbonatne kamenine, ki vsebujejo dolomitna zrna s premeri pod 50|хт, med dolosparitne pa različke z večjimi zrni. Toda drugi sedimentologi imajo drugačne kriterije. Tako naj bi bila po Leightonu in Pendexterju (1962) mikritna zrna manjša od 31|xm, po Chilingerju, Bis- selu in Wolfu (1967) manjša od 5џт ter po Folku (1959) manjša od Аџт. Danes najpogosteje uporabljamo zadnjo, tj. Folkovo delitev in upoštevali jo bomo tudi v naši razpravi. Z mikroskopsko raziskavo smo ugotovili, da so dolomitna zrna s premeri pod 4цт tako v rudonosnem dolomitu kakor tudi v prikamenini izredno redka. Vsekakor niso prisotna niti v enem preglednem vzorcu rude v tolikšnem številu, da bi ga mogli imenovati orudeni dolomikrit. Gre torej le za sparitne različke, ki jih bomo v nadaljevanju preprosto imenovali dolomit. Rentgenska raziskava rudonosnega dolomita je pokazala (Štrucl, 1974) da imajo dolomitna zrna sorazmerno visoko stopnjo urejenosti, njihova sestava pa se giblje od Ca47Mg53 do Ca5iMg49, kar dokazuje, da gre za razmeroma čist dolomit. Zahodno rudno telo Nadrobni opis rudišča bomo začeli z Zahodnim rudnim telesom, ki je dalo do danes največ rude in je zaradi dobro ohranjenih varnostnih stebrov in sprotnih rudarskih del lahko dostopno. Gre za konkordantno rudno telo, ki ima, sodeč po njegovi projekciji na ravnino obzorja 1144m (si. 1), zelo nepravilno, ameboidno obliko. Generalno se razteza v smeri severozahod-jugo vzhod in vpada pod kotom 20° do 40° proti severovzhodu. Dolgo je okrog 250m in široko največ 160 m. Njegova debelina je zaradi valovite talnine dokaj spremenljiva. V srednjem delu doseže 3m, proti obrobnim delom pa se postopoma zmanjšuje; navadno se giblje od 1 do 2 m. Odprli so ga na obzorju 1144 m in kopali rudo najprej proti jugozahodu, torej navzgor do nadmorske višine 1185 m. Proti severovzhodu, navzdol, pa odkopavajo njegov globlji del, ki se predvidoma spušča do nadmorske višine 1120 m. Presek odkopov št. 2 in 3. kaže si. 2. Do sedaj odkopani deli tega rudnega telesa so vsebovali okrog 10% Zn ter približno 2% Pb, kar pomeni, da je bilo v pridobljeni rudi razmerje med cinkom in svincem 5:1. Severovzhodna meja rudnega telesa je v glavnem tektonska in ga tamkaj omejuje močna tektonska cona s smerjo severozahod-jugovzhod, ki vpada pod kotom 45° do 60° proti jugozahodu. Kolikšen je skok ob njej, še ne vemo, toda ruda je v tej coni močno zdrobljena, tako da najdemo v njej celo galenitni milonit. V smeri proti jugozahodu je meja rudnega telesa ponekod prav tako tektonska. Nastanek cinkovo-svinčevega rudišča Topla in njegove značilnosti 251 drugod pa se postopoma izklini. Prelom prehaja tu in tam v prelomno cono in smeri v tem delu rudišča pretežno severozahod-jugovzhod ter vpada pod kotom 55° do 65° proti jugozahodu. Jugozahodna stran je bila dvignjena verjetno za 10 do 20m, vendar podaljšek rudnega telesa proti jugozahodu še ni zanesljivo dognan. Toda na obzorju 1203 m so navrtale vrtine v tem delu rudišča močno oksidirano rudo, ki bi utegnila pripadati omenjenemu podaljšku. Z rudarskimi deli je bilo končno dokazano, da se rudno telo postopoma izklini tako proti severozahodu kakor tudi proti jugovzhodu. Meja rudnega telesa s krovninskim dolomitom je zaradi njegovega nekoliko konveksnega naleganja zvečine blago valovita. Meja s talninskim dolomitom je precej bolj razgibana, ker se je rudni mulj usedal v sorazmerno plitki kotanji na kraško oblikovanem reliefu. V njej so bili dvignjeni deli ponekod toliko visoki, da jih nastajajoči rudni mulj ni prekril. Tako so nastali »jalovi otočki«, ki imajo površino navadno okrog 15m^; na njih se stika talninski dolomit neposredno s krovninskim. Ti »jalovi otočki« so pogostejši v obrobnem delu rudnega telesa, kjer se ruda postopoma izklinja, kakor pa v srednjem. Presek »jalovega otočka« iz obrobnega dela rudnega telesa kaže sl. 3. Že makroskopsko se lahko prepričamo, da je v rudi Zahodnega telesa najpogo- stejši rudni mineral sfalerit. Manj je pirita in markazita ter najmanj galenita. Sfalerit je drobnozrnat in celo zelo drobnozrnat ter svetlo sive barve. Galenit tvori bolj ali manj izrazite metakristale, ki dosežejo velikost 13 mm; marsikje jih obdaja ozek FeS2 rob. Zrna galenita leže v rudi posamično, združujejo se v skupine, pa tudi v jedre, manjše in večje leče, ki leže vzporedno s plastovitostjo. Glede pirita in markazita moramo zapisati, da njunih zrn v številnih primerih ni mogoče zanesljivo ločiti, predvsem ne tedaj, kadar so manjša od 1,5mm. Vendar opazimo v rudi tudi lepo razvite, bolj ali manj idiomorfne piritne kristale velikosti do 2,5mm. Prav tako najdemo značilne markazitne tvorbe, ki imajo okrogle, eliptične in črvičaste preseke. Slednje so bolj ali manj vzporedne s plastovitostjo in so dolge tudi po več centime- trov. Za omenjene preseke je značilna radialno trakasta ali simetrično trakasta zgradba. Sfalerit je prisoten skoraj v vsem rudnem telesu, vendar je njegova količina v posameznih plasteh in zlasti v posameznih profilih rudnega telesa močno spremen- ljiva. Pogosto namreč opazimo, da se menjavajo plasti ali lamine zelo bogate rude, ki vsebuje celo več kakor 50% sfalerita, z bogatimi, siromašnimi in skoraj jalovimi. Galenit je pogostejši predvsem v tistem delu rudnega telesa, ki se dviga nad obzorje 1144m; tam ga najdemo predvsem v srednjih in v zgornjih delih profilov. Pod obzorjem 1144 je galenita precej manj. Piritna in markazitna zrna ter njune skupke smo našli v nekoliko večji količini le v plasti skrilavega laporja, ki je prisotna marsikje v najnižjem delu rudnega telesa, neposredno ob njegovem stiku s talninskim dolomitom. Ta plast doseže med dvignjenimi deli talnine debeline 5 cm, na dvignjenih delih pa se praviloma izklini. Sicer pa sta oba železova sulfida v posameznih rudnih plasteh in laminah neenakomerno razvrščena; njuna količina se giblje navadno od 1% do 10%. Sulfidi leže v dolomitni osnovi, ki vsebuje tudi glinene minerale, med katerimi je najpogostnejši illit (Štrucl, 1974) ter kremen. Glineni minerali so razvrščeni v rud- nih plasteh neenakomerno: nekatere jih vsebujejo več, druge manj. Praviloma jih najdemo ob stikih med dolomitnimi in sulfidnimi zrni, ponekod pa tvorijo tudi manjše konkordantne leče. Seveda pa so glineni minerali najpogostejša sestavina tankih plasti, lamin in lezik skrilavega laporja. Kremenova zrna so detritičnega izvora in merijo navadno 50 do 80 џт. 2521 Matija Drovenik & Mihael Pungartnik Sl. 2. Zahodno rudno telo. Vzdolžni presek odkopov št. 2 in 3 1 - apnenec, 2 - dolomit, 3 - odkop, 4 - prelom Fig. 2. Western orebody. Longitudinal section of the stopes Nos. 2 and 3 1 - limestone, 2 - dolomite, 3 - stope, 4 - fault Nastanek cinkovo-svinčevega rudišča Topla in njegove značilnosti 2531 SI. 3. Obrobni del Zahodnega rudnega telesa, kjer se postopoma izklini. Odkop št. 2, obzorje 1144m, 2. podeteža J - talninski in krovninski dolomit, 2 - dolomit med rudnimi plastmi, 3 - skrilavi lapor, 4 - rudne plasti, 5 - sfaleritna zrna, 6 - galenitna zrna, 7 - FeS2 zrna, 8 - galenitna leča, 9 - prelom Fig. 3. Marginal part of the Western orebody where it gradually pinches aut. Stope No. 2, 1144m level, 2"0,063mm <0,063mm Skupni karbonat 13,3% 11,3% CO2 6,1% 5,2% Bolj groba frakcija vsebuje več verjetno detritičnega karbonata kot fino zrnata, kar kaže na možnost oplemenitenja rovne gline s plavljenjem. Za glinasto-meljno frakcijo gline < 0,063mm znaša ugotovljeni indeks plastičnosti po Pfefferkornovi metodi: 38,7% vlage pri a = 3,3 in 36,7% vlage pri a = 2,6. Glina kaže relativno visoko plastičnost v dokaj širokem intervalu (2%) vlažnosti. Gornje orientacijske preiskave gline iz vrtine AP-18/82 so pokazale ugodne osnovne keramične lastnosti. Zato smo preostali del navedenih devetih vzorcev gline predali za še podrobnejše preiskave v laboratorij Keramike Gorenje, ki je pokazala velik interes za to doslej še nepoznano potencialno ekonomsko pomembno glinišče v bližnjem Pesju pri Titovem Velenju. Tabela 6. Rezultati žgalnih testov ter kemičnih analiz karbonatov gline iz vrtine AP-18/82 pri Pesju Tabelle 6. Resultate von Brenntesten und chemischen Karbonatanalysen des Tones aus der Bohrung AP-18/82 bei Pesje Opomba: Podatki za vpijanje vode niso medsebojno popolnoma primerljivi (ostroroba nepravilna telesca) Bemerkung: Die Daten des Wasseraufnahmevermögens sind zwischen den Proben nicht ganz vergleichbar (scharfkantige ungleichförmige Brennkörper) Nekovinske mineralne surovine na ozemlju Šaleške kotline__327 Tabela 7. Podatki o razmuljevanju in analizah karbonata vzorcev gline iz vrtine AP-18/82 Pesje in glinokopa Hom Tabelle 7. Daten über die Auf schlämmung und Karbonat-Analysen von Tonproben aus der Bohrung AP-18/82 Pesje und der Tongrube Hom (Keramika Gorenje) Za preiskave smo vzorce gline iz vrtine AP-18/82 združili v tri delne in v en skupni kompozitni vzorec z naslednjimi oznakami: 1. AP-18/82 (2,0-8,0m) 2. AP-18/82 (8,0-14,0m) 3. AP-18/82 (14,0-20,0m) 4. AP-18/82 (2,0-20,0m) 5. glina Hom (siva : rjava = 6:1), ki jo uporabljajo v redni proizvodnji (primerjalni vzorec). Preiskave vzorcev so opravili po standardnem primerljivem postopku. Priprava vzorcev z razmuljenjem je dala podatke, ki so prikazani na tabeli 7. Iz vseh petih kompozitnih vzorcev so s stiskanjem oblikovali po 13 surovih preizkusnih telesc z velikostjo pod 0,2mm plavljene in homogenizirane gline. Od vsakega kompozitnega vzorca po 3-4 telesca so po sušenju žgali na treh različnih temperaturah v laboratorijskih pečeh (960°C, 1000°C in 1040°C) ter v industrijski »biskvitni peči« (»B. P.«). Pregled rezultatov izvršenih keramičnih preiskav kaže tabela 8. Preiskave so pokazale, da glina iz vrtine AP-18/82 pri Pesju ni uporabna v zah- tevni tehnologiji proizvodnje keramičnih ploščic v tovarni keramike Gorenje. Za to negativno oceno uporabnosti je odločilna predvsem prisotnost elementarnega (?) žvepla. Naknadne kemične analize (laboratorij REK EK Zasavski premogovniki Trbovlje z dne 8. 12. 1983) so pokazale, da vsebuje vzorec gline Pesje AP-18/82 (2,0-20,0m) naslednje količine žvepla: S - sulfatno = 0,220%, S - organsko = 0,042% in S - pi- ritno = 1,210%. Vse druge (zelo enakomerne) posebnosti surovine (večja potreba vode in fosfata, vsebnost karbonatov) bi bilo najbrž mogoče tehnološko uspešno obvladati. Glina pri Pesju bi bila verjetno uporabna za manj zahtevne opečne izdelke, kakršne so pred desetletji že proizvajali na tem območju. Zaradi visoke plastičnosti bi to glino zelo verjetno lahko uporabljali tudi za nabijalne mase pri miniranjih v RL Velenje. Tabela 8. Primerjalne keramične preiskave gline iz vrtine AP-18/82 Pesje in glinokopa Hom Tabelle 8. Vergleichende keramische Untersuchungen des Tones aus der Bohrung AP-18/82 Pesje und der Tongrube Hom Opomba*^: Vzorce so preiskali v tovarni Keramika Gorenje in jih žgali pri treh različnih temperaturah v laboratorijski peči, eno serijo pa tudi v industrijski "biskvitni" peči (B,P.) Bemerkung*^: Die Proben wurden in der Fabrik Keramika Gorenje untersucht und bei drei verschiedenen Temperaturen in einem Laborofen, eine Serie aber auch in dem "Bisquif'-Industrieofen (B.P.) gebrannt Nichtmetallische Mineralrohstoffe im Gebiet des Šalek-Beckens 329 Nichtmetallische Mineralrohstoffe im Gebiet des Šalek-Beckens Zusammenfassung Über die nichtmetallischen Mineralrohstoffe (= »Steine und Erden«) des Gebietes ist folgendes dargestellt: - die Daten für die grösseren Objekte zur Gewinnung und Verarbeitung der Rohstoffe, - der regionale Umfang der nach einer vorläufigen Bewertung als »Nichtmetalle« perspektiven Gesteine - und - die Ergebnisse von neueren Untersuchungen der keramisch interessanten Tone aus den kohlenführenden Schichten des Šalek-Beckens. Die Raumlage der abgehandelten Gesteine und der Objekte für deren Nutzung zeigt die Abb. 1 mit Legende. Aus der Kartenskizze sind noch die Bohrungen, in welchen die untersuchten Tone festgestellt wurden, ersichtlich. Die »Steine und Erden« - Rohstoffe werden im Gebiet der Šalek-Beckens nur in drei gröseren Steinbrüchen abgebaut und in drei Betrieben industriell verarbeitet. Dolomit für Baustoff-Granulate wird auf zwei Lokalitäten im Tal des Paka- Flusses gewonnen. Im Steinbruch »Paka« wird ein tektonisch stark zerbrochener, sehr reiner kalkiger Dolomit der Mitteltrias abgebaut. Ein unreiner, stark tektonisch zerbrochener Dolomit der Untertrias wird bei Selo gewonnen und zu Betonsteinen und fertigem Beton verarbeitet. Ein Teil der Elektrofilter-Asche von der Lignit-Verbrennung in dem Elektrizi- tätswerk Šoštanj wird im Werk Družmirje zu EF-Bauelementen und - Baustoffen verarbeitet. Bei Gorenje wird ein oligozäner (Oligo-Miozän?) Andesit-Tuff abgebaut und an die näher liegenden Zementwerke als Puzzolan-Zusatz geliefert. Seit 1974 steht in Gorenje ein modernes keramisches Werk, in welchem kera- mische Fliesen hergestellt werden. Etwa 20 km von der Fabrik in Hom bei Radmirje (ausserhalb des Betrachtungsgebietes) wird als Rohstoff dafür ein Ziegelton gewon- nen. Eine vorläufige Auswertung der bestehenden allgemeinen regional-geologischen Daten für das Gebiet des Šalek-Beckens wurde durchgeführt - nur nach einem Grundmasstab für die Bewertung der »Steine und Erden«-Vorkommen: lithologisch - mineralische Zusammensetzung und deren Variabilität, »Rahmen-Qualität« und die wahrscheinlich mögliche technologische Verwendbarkeit. Das Ergebnis der se- lektiven Auswertung ist die kartografsiche Darstellung aller als »Nichtmetalle« perspektiven Gesteine in dem Betrachtungsraum - siehe Abb. 1. Die grössten Massen und die meist perspektiven »Nichtmetall«-Gesteine des Gebietes stellen die Karbonat-Gesteine vor. Die bedeutendsten darunter - die reinen Kalksteine - sind in dem Gebiet am wenigsten vertreten. Eine grosse Masse eines (Ober-Trias-) Kalksteines ist südlich von Zgornji Dolič bekannt. In dem stillgelegten Steinbruch »Pečovnik« wurde ein ziemlich reiner Kalk für die Ca-Karbid-Produk- tion im Chemiewerk TD Ruše gewonnen. Potentiell interessant sind die kleineren Kalk-Massen des (oberpermischen) Kalksteins im Zug von Selo bis Topolšica. Wahrscheinlich sehr rein ist der (Miozän-) Kalkstein am Ostrand der Stadt T. Velenje, aber ist deshalb wahrscheinlich nicht gewinnbar. Nach der technologischen Qualität zuwenig bekannt und in der Perspektivität fraglich sind die auf der Karte gemeinsam dargestellten Massen mit Abwechslungen von Kalk und Dolomit (Oberperm W von Šoštanj und Trias N und E von T. Velenje). 330 Janez Štern, Aleksander Brezigar, Miha Mišic & Jožica Štukovnik Unter den Karbonatgesteinen des Gebietes überwiegen verschiedene Dolomite der Trias. Die grössten und nach der günstigen Lage perspektiven Dolomit-Massen (der mittleren und oberen Trias) sind westlich und östlich von der Eisenbahn Šoštanj-Gorenje bekannt. Wegen der stillgelegten Bahnstrecke von T. Velenje-Slo- venj Gradec haben die grossen Dolomit-Massen (der unteren und mittleren Trias) östlich von Paka und Sola, sowie des (obertriadischen) Dolomits bei Zgornji Dolič nur eine geringere Bedeutung. Eine grössere »nichtmetallische« Perspektive haben noch die (oligomiozänen) Andesit-Tuffe östlich und westlich von der Eisenbahn Šoštanj-Gorenje. Die vorläufige Bewertung der übrigen als »perspektiv« eingestuften Gesteine des Gebietes ist wegen der mangelhaften Daten unsicher und ist nur für die weiteren Untersuchungen orientierend. Die Quarzkonglomerate und - Sandsteine (des Ober- karbons) bei Paka, sowie weiter östlich und westlich, könnten für die chemische Industrie (Ferrosilizium und Ferrochrom) von Bedeutung sein. Die Vorkommen diverser Magma-Gesteine unterschiedlichen Alters in dem Gebiet (Diabas, Granit, Tonalit, Andesit, Dacit und Keratophyr) als eine höffige Rohstoffsbasis für die mögliche Gewinnung von Naturstein, harten Baustoffen und für die Petrurgie sind näher zu überprüfen. Orientierende Labor-Untersuchungen der Zusammensetzung und der keramisch en Qualität von Tonen wurden durchgeführt, welche innerhalb der kohlenführenden plioquartären Schichten des Šalek-Beckens vorkommen. Bis zu 12,7m mächtige, helle bis weisse, residual-terrestische »Liegend-Tone« des Vor-Pliozäns wurden mit einigen Lignit-Erkundugsbohrungen nördlich von Šoštanj- -Pesje, in der Basis des »Plio-Quartärs«, auf einer karbonatischen Trias-Grundlage festgestellt. Der weisse »Liegend-Ton« enthält über 80 % von feinkörnigen (< 63 џт) Anteilen und besteht hauptsächlich aus Mineralen Quarz, Kaolinit, Illit/Muskovit, Plagioklas und Feldspat, mit etwas Talk(?) und Siderit, im basalen Teil auch mit farbigen Fe-Beimengungen. Nach der orientierend festgestellten hellen Brennfarbe könnte dieser Ton wahrscheinlich sogar für die Feinkeramik technologisch interes- sant sein. Leider ist eine untertägige Gewinnung der Tones aus dem Liegenden der Lignit-Schichten des Šalek-Beckens praktisch unmöglich. Nördlich von Pesje wurde mit flachen Kernbohrungen (für eine Wasser-Erkun- dung) ein im Tagebau gewinnbarer, bis zu 20m mächtiger, vertikal sehr gleichmässi- ger Ziegelton im höchsten Hangenden (Pleistozän) der Lignit-führenden Schichten zufällig festgestellt. Der schwach karbonatische Ton wurde auf die Zusammenset- zung und die keramisch-technologische Verwendungs-möglichkeit - auch in dem nahe liegenden Keramik-Werk von Gorenje - schrittweise untersucht. Nach den Grundeigenschaften könnte der Ziegelton für die Fliesen-Produktion eingesetzt werden. Der Ton enthält leider zuviel Schwefel-Verbindungen und kann deshalb dafür nicht verwendet werden. Der potentielle Rohstoff könnte aber als Ziegelton oder als Stampfmasse für Sprenglöcher in dem Lignit-Bergwerk Velenje eine Ver- wendung finden. Nekovinske mineralne surovine na ozemlju Šaleške kotline 331 Literatura Brezigar, A. 1983, Premogova plast rudnika lignita Velenje. Geološki zbornik 3, 10-11, Ljubljana. Brezigar, A., Mioč, P., Rijavec, J. & Ogorelec, B. 1983, Geološka zgradba predpli- ocenske podlage velenjske udorine in okolice. Geološki zbornik 3, 17-20, Ljubljana. Brezigar, A., Kosi, G., Vrhovšek, D. & Velkovrh, F. 1985/86, Paleontološke raziskave pliokvartarne skladovnice velenjske udorine. Geologija 28/29, 93-119, Ljubljana. Mioč, P. & Žnidarčič, M. 1976, Osnovna geološka karta SFRJ 1:100000, list Slovenj Gradec. Zvezni geološki zavod, Beograd. Mioč, P. & Žnidarčič, M. 1978, Osnovna geološka karta SFRJ 1:100000, Tolmač za list Slovenj Gradec, Zvezni geološki zavod, Beograd. Škerlj, J. 1979, Kremenov konglomerat v Paki pri Velenju. Geologija 22/2, 337-339, Ljubljana. Štern, J. 1983, Nekovinske mineralne surovine Šaleške kotline. Geološki zbornik 3, 38-40, Ljubljana. GEOLOGIJA 30, 333-342 (1987), Ljubljana! UDK 553.622:669(497.12)=863 Kremenov pesek in prod Goričkega Prekmurja Quartz sand and gravel from Goričko Prekmurje Karel Ciglar Geološki zavod Ljubljana, Parmova 37, 61000 Ljubljana Štefan Filipič Proizvodnja kremenčevega peska Puconci, 69201 Puconci Kratka vsebina V Goričkem Prekmurju so poznana večja ležišča kremenovega peska in proda, nastala v zgornjem pliocenu. Kremenov prod in pesek gradita vrhove gričevja, v debelini okrog 30 m. Manjša sekundarna nahajališča pa leže v pleistocenski terasi, ki se razteza od zahoda proti vzhodu in je dolga 20 km ter široka 0,5 do 2,5 km. Pesek in prod uporabljajo v industriji, pri čiščenju voda in v gradbeništvu. Abstract In Goričko Prekmurje (Slovenia, NW Yugoslavia) important deposits of quartz sand and gravel from the Upper Pliocene are known. The quartz sand and gravel build tops of hills in a thickness of about 30 m. Smaller secondary deposits occur in a Pleistocene terrace which extends about 20 km in the westerly direction having the width of 0.5 to 2.5 km. Sand and gravel are used in industry, filtering of water and in building. Karel Ciglar Uvod V delu Goričkega Prekmurja severno od Murske Sobote se nahajajo kremenovi peski in prodniki na površini okrog 200 km^. Kremenove peske odkopava Tovarna dušika Ruše, tozd Proizvodnja kremenčevega peska Puconci. Zaradi odlične kakovosti in povečane uporabnosti kremenovega peska in proda, posebno v kemični industriji in pri čiščenju voda, so pričeli pridobivati kremenove peske v okolici Puconcev leta 1952, ko je bila zgrajena sedanja separacija. V začetku je znašala proizvodnja le 3000 ton kremenovih peskov, a se je iz leta v leto povečevala in je leta 1981 znašala 10 400 ton. Vredno je omeniti, da se tržišče zelo zanima za to surovino zaradi specifične granulacije in visoke vsebnosti SÌO2. Zato predvidevajo v Puconcih povečati proizvodnjo na 150 000 ton. 334 Karel Ciglar & Štefan Filipič S prvimi geološkimi raziskovalnimi deli so na tem območju začeli že pred prvo svetovno vojno madžarski in avstrijski geologi, katere je zanimala predvsem proble- matika v zvezi z nafto. Po prvi svetovni vojni je to področje podrobneje raziskoval Winkler, ki je napisal tudi več razprav (1927, 1939). Winkler se je pri razčlenitvi mladopliocenskih sedimentov posluževal metode geomorfologije (absolutne višine) in je pri tem vpeljal izraze, ki so še danes v rabi (Taborski prod in prod Srebrnega brega). V letih 1955 in 1956 so K. Grad, M. Pleničar, L. Rijavec in L. Žlebnik napravili geološko karto celotnega Pomurja za potrebe naftne industrije. To karto so v letih 1959 in 1962 reambulirali (S. Orehek, A. Hinterlechner-Ravnik in M. Pleničar). Podatke teh raziskav prikazujeta osnovna geološka karta, lista Goričko (Pleničar, 1968) in odgovarjajoči tolmač za osnovno geološko karto lista Goričko in Leibnitz (Pleničar, 1970). Prve raziskave kremenovega peska in proda je izvedel ZRMK Ljubljana leta 1952 in začel s proizvodnjo filtrirnih peskov. Leta 1961 je tamkaj začel sistematično raziskovati Geološki zavod Ljubljana pod vodstvom F. Drovenika, v letih 1966 in 1967 pa nadaljeval pod vodstvom R. Kovačeviča. V letih 1971-1979 so raziskave zajele širše območje, to je celotno Goričko; ta dela je vodil K. Ciglar. O splošni geološki problematiki tega ozemlja obstaja veliko objavljenih podatkov in različnih poročil. Objavljenih podatkov o nahajališčih in pojavih kremenovih peskov ter prodov zaenkrat ni. Obstajajo samo krajši članki, podani na številnih posvetovanjih v Jugoslaviji. Vendar poročila iz arhiva Geološkega zavoda Ljubljana omogočajo nadrobno obdelavo tega problema. Geološke značilnosti širšega območja Z globokimi vrtinami za nafto so ugotovili, da gradijo temeljno gorovje meta- morfni skrilavci in amfiboliti, na katerih so odloženi terciarni sedimenti Panonskega morja. Morje se je počasi umikalo proti vzhodu in so ga sproti zasipavale reke od zahoda. To se močno čuti v celotni geološki zgradbi terciarja. Temeljno gorovje v geološkem pogledu že pripada Centralnim Alpam in je ob prelomih sever-jug pogreznjeno. Na površini so ugotovljeni paleozoik, miocen, pliocen in kvartar. Paleozoik Paleozojski skladi so na skrajnem severozahodnem delu Prekmurja na predelu Ocinje-Sotina Serdica. To so črni, filitom podobni skrilavci pri Ocinju. Na predelu Sotina Serdica pa se nahajajo zeleni do temno zeleni kloritno-karbonatni skrilavci, v katerih so na južnem delu Tomanovega brega vložki sivo zelenega laminiranega diabaza. Miocen Sarmatske plasti gradijo v spodnjem delu kremenov konglomerat in prod, v zgor- njem delu pa se nahajajo peščenjaki, peščeni laporji in apnenci. Sem in tja se pojavlja premoška glina z mnogimi pooglenelimi rastlinskimi ostanki. Kremenov pesek in prod Goričkega Prekmurja 335 Panonske plasti so debele 40-70 m. V spodnjem delu so razviti ostrakodni laporji, v zgornjem pa so brakične abichi plasti (peščeni laporji, peščena glina in kremenov pesek). Pliocen Spodnjepliocenske (pontske) plasti so ekvivalentne rhomboidea plastem. To so sladkovodne plasti, kremenovi peski in peščene gline. Srednji pliocen - paludinske plasti - je mnogo bolj peščen in prodnat od panon- skih. Mejo s pontskimi plastmi določa plast proda, sicer pa se nahajajo spodaj kremenovi peski, zgoraj pa rečni prod. Zgornjepliocenske (levantinske) plasti gradi pretežno kremenov prod s polami glin in peskov. Pri Gradu je v pliocenu prišlo tudi do izlivov bazaltne lave in odložitve njihovih tufov. Kvartar Pleistocen je razvit v obliki terase, ki se nahaja 10 do 30 m nad holocensko ravnino. V zgornjem delu jo gradi do 10 m debela plast rjave ilovice, v sredini je lečasto razvita plast kremenovega proda debela 0-10 m, v spodnjem delu pa je rjava ali sivo rjava do siva peščena glina. Holocen sestavlja v dolinah rek in potokov siva ali rjava peščena glina. V Murski ravnini so poleg peščene gline odložene tudi večje količine peskov in prodov. Geološke značilnosti nahajališč kremenovega peska in proda Med nahajališči poznamo primarna in sekundarna nahajališča kremenovega peska in proda. Razporeditev le-teh v prostoru Goričkega Prekmurja kaže slika 1. Primarna ležišča so vezana na gornjepliocenske sedimente. Ta ležišča gradijo v večjem obsegu vrhove gričevja kot erozijski ostanki severno od Puconcev. Pliocenske plasti je Winkler imenoval (1939) prod »Srebrnega brega«. Debelina prodno peščene serije doseže do 30 m. V tem območju sta raziskana dela ležišča Kuštanovci in Korovci. Nahajališča sekundarnega kremenovega peska in proda se nahajajo v pleistocen- ski terasi, ki je ohranjena v pasu med ravninskim in goričkim delom Prekmurja. Terasa se razteza v smeri vzhod-zahod in je dolga 20 km ter široka od 0,5-2,5 km. Pleistocensko teraso gradijo predvsem rjave ilovice z lečastimi nahajališči kremeno- vega peska in proda. V spodnjem delu pa so različne peščene gline. Območje terase je preiskano s plitkim vrtanjem, pri čemer je odkrito več nahaja- lišč, vendar za majhnimi zalogami ali s predebelo krovnino, da bi prišla v poštev za gospodarno izkoriščanje. Primerni za izkoriščanje sta le nahajališči peska Puconci in Bodonci in tam ga že dolgo let izkopavajo. 336^ Karel Ciglar & Štefan Filipič Sl. 1. Nahajališča kremenovega peska in proda v Goričkem Prekmurju Fig. 1. Deposits of quartz sand and gravel in Goričko Prekmurje Nahajališče Puconci Nahajališče leži v neposredni bližini predelovalnih obratov. Odkopano surovino s tovornjaki odvažajo v separacijo. Plast peska in proda leži tam skoraj horizontalno le z manjšimi odstopanji. Krovnina je rjava ilovica ali rjava peščena glina. Na robovih peščeno-prodne plasti je na zahodnem delu krovnina deloma erodirana. Na južni strani je krovnina debela okrog 2 m, proti severu pa se odebeli do 5 m. Ta leča, ki je ena največjih na območju pleistocenske terase, je dolga 1000 m in široka do 500 m. Najdebelejša je v jugovzhod- nem delu. V peščeno-prodni leči so tanki vložki gline in močno zaglinjenega peska. Pesek in prod sta nesortirana, v zahodnem delu rjave barve, proti vzhodu prehajata v sivo rjavo. Pesek in prod sta bolj ali manj pomešana z glino, limonitom, ponekod tudi z organskimi snovmi. Talnino sestavlja rjava, siva ali sivo-modra glina (sl. 2). Kremenov pesek in prod Goričkega Prekmurja 337 Sl. 2. Geološki profil dela nahajališča kremenovega proda in peska v Puconcih Fig. 2. Geological cross-section of a part of the deposit of quartz sand and gravel at Puconci Povprečna granulometrična sestava v nahajališču Puconci: >20mm = 26% 15-20 mm = 6% 9-15 mm = 18% 5- 9 mm = 20% 3- 5 mm = 10% 3 mm = 20% Odplake je okrog 10 %. Kemične anahze kažejo, da vsebujeta prani prod in pesek 98,25 % SÌO2, druge komponente pa so v mejah uporabnosti. Povprečna kemična sestava surovine: SÌO2 98,25 % Fe203 0,74% AI2O3 0,39 % CaO 0,15% MgO 0,07 % TÌO2 0,03 % žaroizguba 0,46 % ^ Prani prodniki kremena so mlečno bele, rumeno rjave in svetlo rjave barve. V nahajališču Puconci je bilo ugotovljeno okoli 2,5 milijona ton surovine, vendar je večina peska in proda že odkopana. 22 - Geologija 30 j 338 Karel Ciglar & Štefan Filipič Nahajališče Bodonci Jugozahodno od vasi Bodonci je manjše nahajališče kremenovega peska in proda, ki pripada tipu sekundarnih pleistocenskih nahajališč. Obsega 6 ha površine. Peš- čeno-prodna leča je sivo rjave barve. V zgornjem delu je bolj zaglinjena. Vmes so do 20 cm debeli vložki drobnega zaglinjenega peska. Leča peska in proda je debela 2 do 6,5 m. Krovnina je iz rjave ilovice in debela do 3 m. V talnini pa je rjava ali sivo rjava peščena glina. V nahajališču Bodonci prevladujejo prodniki 3-20 mm. Prodnikov nad 20 mm je v povprečju 26 %. Odplake je 10 %. Povprečna granulometrična sestava: >20mm 26% 15-20 mm 5% 9-15 mm 18% 5- 9 mm 18% 3- 5 mm 14% 3mm 19% Temperatura sintranja (po JUS B.B5.011) znaša med 1805-1830 °C. Vsebnost SÌO2 je 98,08 %. Druge komponente so v mejah norm. Povprečna kemična sestava: Si02 98,08 % ГезОз 0,80% AI2O3 0,48 % CaO 0,22 % MgO 0,10% TÌO2 0,03 % žaroizguba 0,29 % V nahajališču Bodonci je bilo dokazano okoli 500 milijonov ton surovine. Zaloge tega nahajališča pa so danes že skoraj v celoti odkopano. Primarna raziskana nahajališča Kuštanovci Teren Kuštanovci leži na severozahodnem robu vasi Kuštanovci ob cesti Mačkov- ci-Kuštanovci-Križevci. Nahajališče je skrajni zahodni del večje ohranjene zgornje pliocenske plasti. Z vrtanjem je bilo ugotovljeno, da je peščeno-prodna plast debela 20-30 m. V peščeno-prodni plasti je več vložkov peščene gline in zaglinjenih peskov različnih granulacij. Kremenov pesek in prod sta rjave, v manjših delih pa sivo rjave barve. Rjavo barvo povzročajo razpadli limonitni delci. Prodniki so debeli do 5 cm, redko do 10 cm. Krovnina ni ohranjena; nad peščeno prodno plastjo je le do 50 cm humusnega pokrova. Talnino sestavljajo sivo rjave do sive peščene gline. Granulometrične analize so pokazale, da je prodnikov nad 20 mm 12,5 %. Odplake pod 0,063 mm pa je 12,2 %. Povprečna granulometrična sestava: >20mm 12,5% 15-20 mm 9,4% 8-15 mm 10,2% Kremenov pesek in prod Goričkega Prekmurja 339 5-8 mm 6,4 % 3-5 mm 9,8% 1,5-3 mm 9,5% 0,9-1,5 mm 2,3% 0,063-0,9 mm 27,7% 0,063 mm 12,2% Kemične analize kažejo, da vsebujeta prani prod in pesek v povprečju 97,41% SÌO2. Povprečna kemična sestava: SÌO2 97,47 % РезОз 0,75 % AI2O3 1,06% CaO 0,24 % MgO 0,06 % TÌO2 0,04 % žaroizguba 0,38 % Na območju Kuštanovcev je bilo dokazanih okoli 5,7 milijona ton zalog peska in proda. Nahajališče Korovci Nahajališče je na severovzhodnem delu vasi Korovci in sega do južnega dela vasi Gerlinci. Dostopno je po cesti Cankova-Gerlinci. Peščeno-prodna plast je rjave do sivo rjave barve. Sestavljajo jo mlečno beli, rumeno rjavi do temni prodniki. Plast proda je debela 1 do 10 m. V prodni plasti so do 20 cm debeli vložki rjave peščene gline. Krovnina je debela 2 do 5 m in je sestavljena iz rjave do rdeče rjave gline. V talnini pa je sivo zelena trda peščena glina, ki verjetno pripada že srednjemu pliocenu. Granulometrična analiza je dala naslednje podatke: >50mm 9,9% 25-50 mm 10,5% 10-25 mm 16,2% 3-10 mm 24,6% 3mm 38,8% Kemične analize so pokazale, da je v surovini povprečno 98,10 % SÌO2. Povprečna kemična sestava: SÌO2 98,22 % ГегОз 0,51 % AI2O3 0,45 % CaO 0,26 % MgO 0,09 % TÌO2 0,03 % žaroizguba 0,44 % V nahajališču Korovci je bilo dokazano okoli 800 000 ton surovine. 340_Karel Ciglar & Štefan Filipič Druga sekundarna nahajališča Z detajlnimi geološkimi raziskavami in vrtanjem smo v pleistocenski terasi raziskali še naslednja nahajališča: Cankova, Zenkovci, Brezovci, Puconci-jug, Va- neča in Sebeborci. Na teh nahajališčih so peščeno-prodne leče različnih dolžin in širin (dolžine 50 do nekaj sto m, širine pa 10 do 100 m). Debelina plasti peska in proda je do 5 m, ima pa v večjem delu debelo krovnino (večjo od sorazmerja 1:1, kar je neekonomično za izkoričanje). Zaloge kremenovega peska in proda so okoli 2,2 milijona ton. Plasti zgornjega pliocena - primarna nahajališča Po podatkih geoloških kartiranj je na območju Goričkega ohranjenih ok. бкт^ površine z zgornjepliocenskimi plastmi. Če vzamemo kot srednjo debelino prodno- peščene plasti 10 m, cenimo, da je na tem območju okrog 20 milijonov ton zalog kremenovih peskov in prodov. Geneza Velike količine kremenovega peska in proda v območju Goričkega Prekmurja kažejo na relativno dolg transport. Matične kamenine, iz katerih je ta material prihajal, predstavlja verjetno paleozojski kompleks Centralnih Alp, ki vsebuje šte- vilne manjše in večje pojave kremenovil žil. Dotekal in sedimentiral se je ta material v zgornjem pliocenu (levantinu). Verjetno je ta material prinašala reka Raba in ga deponirala v delti pri izlivu v Panonsko morje in v svojih starih meandrih. Na ta dogajanja kažejo še danes ohranjene morfološke oblike večjih ali manjših količin kremenovega peska in proda. Proces odlaganja kremenovih peskov in prodov se ni odvijal enakomerno. Kreme- nov material, ki je bil prenesen v nalivih, je bil odložen v obliki večjih in manjših leč. Večji ali manjši vložki različnih glin in peskov v nahajališčih kažejo na neenako- merno sedimentacijo tudi v času glavnega dotoka kremenovega materiala. Po sedimentaciji je nastal ciklus erodiranja nahajališč in njihovega predsedimen- tiranja v mlajše pleistocenske sedimente. Ta proces se je odvijal vzdolž potokov in rek smeri sever-jug. Nahajališča se sedaj nahajajo v fazi erozijske degradacije. Kakovost Nakopano surovino nahajališč v Puconcih in Bodoncih vozijo v separacijo na oplemenitenje. Oplemeniteno surovino označuje več podatkov. Granulometrična sestava: >20mm 26% 15-20 mm 7% 9-15 mm 16% 5-9 mm 18% 3-5 mm 18% 3mm 15% Kremenov pesek in prod Goričkega Prekmurja 341 Tabela 1. Kemična sestava pomešanega kremenovega peska in proda iz Puconcev in Bodoncev Table 1. Chemical composition of mixed quartz sand and gravel from Puconci and Bodonci Tabela 2. Rezultati mehanskih preiskav pomešanih kremenovih peskov in proda iz Puconcev in Bodoncev Table 2. Results of mechanical test of mixed quartz sands and gravel from Puconci and Bodonci Kemično sestavo prikazuje tabela 1. Rezultati mehanskih raziskav so prikazani v tabeli 2. Iz podatkov je razvidno, da ima preiskani material, ki je v naravni zrnavosti, zelo ugodno kakovost za široko uporabnost v livarstvu, kemični industriji in gradbeni- štvu. Za puconske peske je značilna oblika zrn, širok spekter debelejših frakcij in kemična sestava, zato je tudi njihova uporabnost zelo pestra. Največ jih uporabljajo: 342 Karel Ciglar & Štefan Filipič - pri proizvodnji ferolegur, predvsem ferosilicija, ki ga uporabljajo v industriji črne metalurgije - pri proizvodnji azbestcementnih proizvodov - pri filtriranju vode, za mehansko čiščenje - za peskanje železnih konstrukcij, za odstranjanje posledic korozije - v livarstvu, predvsem za odlivanje težkih odlitkov sive litine - pri žaganju kamna, posebno marmorja in apnenca - kot sestavno komponento raznih snovi za večanje trdnosti in odpornosti proti kislinam - za izdelavo okrasnih betonskih elementov in oblaganje fasad - za kakovostnejše vrste betona. Štefan Filipič Tehnološki postopek Vso surovino, ki jo v odkopu pridobivamo mehanizirano z buldožerji in nakladali, dovažamo s tovornjaki do separacije. Od sipališča jo doziramo in s transportnim trakom transportiramo v pralni valj večje zmogljivosti, ki ima v podaljšku rotacijsko sito. Ker vsebuje rudnina do 15% gline, jo v tem pralnem valju razmuljimo. Po izstopu rudnine iz pralnega valja ločimo frakcijo +18 mm, katero vodimo na depo in nadalje v dodatno separiranje, frakcijo -18 mm pa gravitacijsko spuščamo po drsnem situ, kjer opravimo grobo klasiranje na -2 mm in +2 do 18 mm. Od tu naprej potekata dve ločeni fazi separiranja kremenovega peska. Frakcijo +2 do 18mm z elevatorjem dvignemo do višine ok. 14m, da lahko izkoristimo gravitacijo, ki z dodatno svežo vodo omogoča dobro transportiranje. Sejanje opravimo na sitih vibracijskih strojev, kjer s svežo tehnološko vodo pesek še zadnjikrat operemo. Presejane frakcije kot končni proizvod - vlažen pesek - trans- portiramo v silose, kjer ga nalagamo na tovornjake za odpremo ali deponiranje. Frakcijo -2 mm z delom odpadne tehnološke vode transportiramo od drsnega sita do rezervoarja, od tam pa z gumirano črpalko v klasirni sistem Linatex, kjer pesek Masiramo in oplemenitimo. Za proizvodnjo filtrirnih peskov, ki odgovarjajo vsem zahtevam po normah DIN 4924, imamo še dodatno inštalirane vibracijske stroje, s katerimi opravimo ostro končno klasiranje in pranje. Odpadno tehnološko vodo, zbrano iz celotnega procesa separiranja, vodimo do črpalk, od koder jo črpamo v sedimentacijski bazen, kjer se sedimentira. Tako regenerirano tehnološko vodo ponovno vključujemo v tehnološki proces, oziroma vračamo v potok. V proizvodnjo peskov je vključena tudi sušilnica, v kateri sušimo frakcije do 5 mm. Peske embaliramo v natronske vreče, možna pa je tudi odprema v razsutem stanju neposredno iz silosov. Literatura Pleničar, M. 1968, Osnovna geološka karta SFRJ 1:100 000, list Goričko. Zvezni geološki zavod, Beograd. Pleničar, M. 1970, Osnovna geološka karta SFRJ 1:100 000. Tolmač za list Goričko in Leibnitz. Zvezni geološki zavod, Beograd. Winkler, A. 1927, Geologische Karte Gleichenberg 1:75 000, Geol. B. A., Wien. W i n k 1 e r, A. 1939, Geologischer Führer durch das Tertiär und Vulkanland des steierischen Beckens, Berlin. GEOLOGIJA 30, 343-390 (1987), Ljubljana! UDK 553.94.96.:551.763.78:551.243(497.12)=863 Prispevek h geologiji premogišč zreškega okoliša in uvrstitev njegovih premogov po odsevnosti Contribution to the geology of coal deposits in the Zreče area and reflectance-based ranking of its coals Milan Hamrla Geološki zavod Ljubljana, Parmova 37, 61000 Ljubljana Kratka vsebina Skladovnica plasti zgornjekrednih gosavskih in terciarnih usedlin v okolišu Zreč na južnem obrobju Pohorja vključuje v nekaj nivojih tudi tanke sloje premoga. Ti so v spodnjem delu terciarnega zaporedja visokokakovostni črni premogi, po zrelosti precej blizu premogu v gosavski podlagi. V višjem delu so premogi bistveno mlajši. Premogišča so majhna in so jih izkoriščali v preteklosti, danes pa so gospodarsko brez pomena. v prispevku so podrobno opisane premogonosne plasti pri Zrečah. Starostna pripadnost terciarnih usedlin je bila dolgo časa sporna, v zadnjem času pa je prevladalo mnenje, da so v celoti neogenske. Glede na zrelostno stopnjo premogov, določeno z meritvami optične odsevnosti vitrinita, je postavljena domneva o pri- sotnosti staroterciarnih fluvialno-limničnih usedlin v spodnjem delu zreške terci- arne skladovnice. Prekrivajo jih neogenske, spodaj fluvialne in zgoraj morske plasti s helvetsko mikrofavno. Poskus rekonstrukcije sedimentacije terciarnih usedlin med tedanjim dogaja- njem v Jugovzhodnih Alpah nakazuje nizke paleogeotermične gradiente v pale- ogenu in termični vpliv rupelijskega, morda tudi karpatskega magmatizma pri oglenitvi premogov. Izdanki paleogenskih kamenin in znatna razširjenost prodnikov eocenskih apnencev v klastičnih usedlinah po Koroški in delu severne Slovenije govore za tedaj dokaj veliko sedimentacijsko območje. Abstract The succession of sedimentary strata in the Zreče area, which is situated on the southern slopes of the Pohorje mountain in NW Yugoslavia, comprises also the Upper Cretaceous Gösau beds and their Tertiary cover. Several thin seams of high volatile bituminous coals are included within the Cretaceous as well as the lower part of the Tertiary sequence. Modest coalfields, exploited in the past, are now of no economic importance. In this paper are described the Tertiary beds at the Zreče site. Their controver- sial age has recently been considered entirely as Neogene. The interpretation of vitrinite reflectance of the Zreče coals - supposedly chronostratigraphically significant - has been conducive to the hypothesis that freshwater beds of 344 Milan Hamrla Paleogene age might exist within the preserved Tertiary sequence. The overlying beds comprise coal of much lower rank and belong to the Neogene. A reconstruction attempt of a probable sedimentation and burial history of the Zreče Tertiary succession, considering the alpine tectonic and magmatic events, suggests low paleogeothermal gradients during the Paleogene times and thermal influence of the Rupelian and possibly also Karpatian magmatism in coalification of coals. Some outcrops of the Eocene beds and widespread pebbles of the Eocene rocks in Carynthia and northern Slovenia would conjecture quite an extensive sedimen- tation area of that time. Uvod Ozemlje ob stiku Severnih in vzhodnega podaljška Južnih Karavank s Central- nimi Alpami vzdolž periadriatskega šiva in prečnega labotskega preloma je med geološko najzanimivejšimi v Sloveniji. Na njem je še vrsta problemov, med katerimi so nekatere načeli že avstrijski geologi. Mednje spada tudi starost premogovnih plasti zreškega okoliša. Zreški okoliš s svojimi premogišči v zgodovini premogovništva na Slovenskem po količini premoga ni bil kdo ve kako pomemben. Rudarili so v prejšnjem stoletju in še v prvi polovici sedanjega vse do leta 1954, ko je prenehal obratovati premogovnik v Stranicah. Premog so pridobivali na več mestih. Premogišča so bila majhna, zato njihov ekonomski pomen nikoli ni mogel biti kaj več kot obroben kljub izredno visoki kakovosti premoga, neznani drugod po Sloveniji. V zvezi s kakovostjo pa je že zgodaj postal zanimiv stratigrafski položaj premogovnih plasti, ki še danes ni dokončno dognan in potrjen. Pričujoče delo je prispevek k tej problematiki. Temelji na podatkih raziskav iz obdobja 1956-1960, ko je avtor v okviru raziskovanja koksnih premogov Slovenije obdeloval tudi predel med Pohorjem in Konjiško goro. Dopolnjujejo jih nekatere novejše terenske raziskave in vzorčevanja, kemične analize in predvsem mikroskop- ska merjenja odsevnosti premogov; na tej metodi je zasnovan poskus starostne opredelitve premogonosnih usedlin. V zvezi s tem so povzeti tudi starejši geološki podatki in novejša spoznanja o geološki evoluciji Jugovzhodnih Alp, katerim zreški okoliš tudi pripada. Kratek zgodovinski pregled geoloških raziskav Ob podatkih sledenja in odkopavanja premogov v okolici Zreč, Stranic in Radane vasi iz sredine prejšnjega stoletja zasledimo tudi prve geološke opise in študije. Morlot, Unger, Reuss in Lipoid (Teller, 1899) so že poznali gosavske premogonosne plasti s fosilnimi koralami in školjkami. Rolle (1857) je v okviru raziskav Štajerske nanizal vrsto podatkov za okoliš Vitanja in Zreč, kjer so v gosav- skih plasteh kopali premog. Med drugim je opisoval kredne apnence pri Starem trgu, vpeljal pa je tudi pojem socka plasti (1858). Zollikof er (1859) je prišteval premo- gonosne laporje in peščene skrilavce pod rudistnimi apnenci v dolini Ljubnice in pri Zrečah eocenu (v tedaj veljavnem pomenu) in jih vzporejal s premogonosnimi plastmi okrog Boča in Konjiške gore. Omenil je premogišča Gračič, Brezje, Letočno, Jamnik, Stranice in Ljubnica z debelinami premoga od enega čevlja do treh klafter. Prvi omenja nadaljevanje črnih laporjev v krovnini gosavskih plasti navzgor v peščenjake Prispevek h geologiji premogišč zreškega okoliša 345 in konglomerate. Wei nek (1870) je v teh plasteh poznal tudi že »lignitni sloj«. Stur (1871) je vse plasti nad gosavskimi apnenci uvrščal v široko zasnovan paket spodnje- neogenskih »ivniških in socka plasti«, z ribjimi skrilavci v bazi. Hoernes (1893) v višjih lapornih plasteh nad rudistnimi apnenci fosilne favne ni našel, pač pa ob najvišjem (sedanjem radanskem) sloju nekaj »socka flore«. Obdelal jo je Ettings- hausen. Riedl (1879) je opazoval premog tudi v bazi konglomeratov neposredno na rudistnem apnencu. Tako se je postopno jasnilo, da v okolici Zreč ni premog samo v krednih, ampak tudi v mlajših transgresivnih terciarnih plasteh. Lega in pripadnost vseh teh plasti sta dolgo časa ostali nepojasnjeni. Teller (1898, 1899) je ob prelomu stoletja raziskoval predel Zreč in plasti nad rudistnimi apnenci prištel k oligocenu. Menil je, da enake plasti zapolnjujejo tudi ves prostor med Pohorjem in Velunjo. Nejasne razmere glede položaja, števila in pripadnosti premogovih slojev je povzel Redlich (1900, 1904), ki je po fitopaleontoloških ugotovitvah Unger j a (1851) in Engelhardta (1902) uvrščal diskordantno serijo konglomeratov, vmesnih peščenjakov in laporjev med srednji in zgornji oligocen. Unger (1851) je namreč obdelal socka floro iz dobrnskega pasu (Gutenek, Zavrh, Trnovlje), osem let pozneje pa jo je dopolnil z zreškimi oblikami Ettingshausen. Oba sta ji pripisovala eocensko starost (v tedaj veljavnem pomenu), pri čemer je prvi nagibal k nižji, drugi pa višji starosti plasti. Pozneje je Engelhardt obdelal še floro Stranic in Radane vasi in jo skupno s floro obeh predhodnikov imel za oligocensko. Zreška premogišča je opisoval še Schnetzer (1909), obdelal pa jih je tudi Granigg (1910). Po 1. svetovni vojni je rudarska dejavnost v zreškem okolišu dokaj zamrla, z njo pa tudi interes za geološko preučevanje. Večinoma starejše podatke je povzel Pe- trascheck (1926/29), po katerem vsebujejo socka plasti premogovnega pasu Velu- nja-Dobrna-Poljčane prave črne premoge, njih zrelost pa naj bi bila v zvezi s tekto- niko. Med obema vojnama ni bilo pomembnejših geoloških raziskav v zreškem okolišu razen nekaterih študij širše okolice kot npr. Spitz (1919), Winkler (1929, 1930, 1931) in Kieslinger (1928, 1931, 1935). Pri starejših poskusih horizontiranja zreške skladovnice je občutne težave pov- zročalo tedaj še nepoznano dejstvo, da obe strani periadriatskega šiva v geološki zgradbi med seboj vse do neogena nista primerljivi. Po 2. svetovni vojni v letih 1956 in 1959 je Geološki zavod Ljubljana raziskoval zreški premogovni okoliš. Poleg avtorja so tedaj pri geološkem kartiranju sodelovali še geologi L. Žlebnik ter L. Rijavec in D. Delea, ki sta obdelali mikrofavno. Izvrtanih je bilo pet globokih vrtin, razkopi in plitvi jaški pa so omogočili dostop do premogov, ki so bili tudi ustrezno preiskani. Raziskave so pokazale, da ni ekonomskih zalog premoga. Zreški okoliš je bil geološko kartiran še pozneje v okviru regionalnih raziskav za list Slovenj Gradec v merilu 1:100 000, rezultati pa so zbrani v tolmaču (Mioč & Žnidarčič, 1978). Hidrogeološka raziskava ožjega okoliša Zreč iz zadnjih let pa je obsegala geoelektrično sondiranje nekaterih predelov in izvedbo vrtin B-1/82, B-2/ 85 in B-3/88, katerih podatki so prispevali k poznavanju globinske zgradbe ozemlja. 346 Milan Hamrla Kratek oris pretekle rudarske dejavnosti V zreškem prostoru so od prve polovice preteklega stoletja dalje najprej rudarili posamezniki, nato skupine in družbe, kot npr. Südsteirische Steinkohlengewerk- schaft in Priv. Südbahngesellschaft (Mineralkohlen Österreich, 1903), ki je dominirala okrog leta 1900. Jamske mere so bile v Stranicah, Zaburku pri Stranicah, Sv. Križu, Brezjah, Radani vasi in Št. Florjanu pri Doliču, kopali pa so kovaški, dobro koksav črni premog (Weinek, 1870). Pošiljali so ga v plinarne na Dunaj, v Pesto in Gradec, uporabljali pa so ga tudi v graški valjarni. Zreški okoliš je dal tiste čase letno do 2000t premoga (Petrascheck, 1926/29). Rudarji so tedaj poznali naslednje premogove sloje: starejši spodnji sloj, mlajši glavni sloj in krovninski sloj (Mineralkohlen Österreichs, 1903). Najnižji sloj v bazi krednih plasti je sestavljalo več neenakomernih tanjših plasti. Imenovali so ga sloj »pucka« ter odkopavali z rovi in vpadniki okrog Brinjeve gore, na Brezju in Gračiču ter na več mestih v Dobravi, kjer so sledili tudi višje sloje. Na Brezju, 2 km vzhodno od Zreč, so rudarili še v letih 1921-1923. Manjši odkopi so bili tudi v dolini Ljubnice. Tanki, neenakomerni in tektonsko zelo porušeni sloji so dopuščali skromno rudarsko dejavnost. Pomembnejša sta bila obrata v Radani vasi in v Stranicah, ki sta po dimenzijah in po tehnični plati predstavljala večja rudarska objekta. Manj obsežna je bila pretežno sledilna rudarska dejavnost v območjih Osredka, Jamnika in Sv. Križa. Dokumenti- rana je v starejših virih. V premogovniku Radana vas, okrog 2 km jugovzhodno od Zreč, so odkopavali premogov sloj v konglomeratno-laporastih plasteh. Odkopana je bila površina okrog 800 m po smeri in blizu 500 m po vpadu, ki je znašal med 30° in 80°. Za dostop in izvoz sta služila jaška Germania (70 m) in Novi jašek (200 m). Pri povprečni produktivnosti sloja okrog 0,5 t/m^ je znašala letna proizvodnja rudnika med 5000 in 15 000 tonami. Debelina premoga je bila med 0,4 in 2 m, sloj pa je bil ponekod precej jalovinast. Premogovnik so zaradi težavnih razmer leta 1914 zaprli (Pi s t or iu s, 1914). Premogovnik s Stranicah je bil omejen na straniško kadunjo, veliko nekako 1,2 X 0,8 km. Dostopen je bil po Edvardovem rovu z ustjem ob cesti Stranice-Vitanje. Odkopna debelina premogovega sloja je bila med 0,6 in 0,8 m, izjemoma do 2 m. Njegova povprečna produktivnost je bila 0,6 t/m^, nakopali pa so nekaj nad 10 t/dan ali do 5000 ton letno. Premogišče je danes praktično izčrpano. Na Osredku so v konglomeratnih plasteh iskali drugo krilo radanskega sloja in nadaljevanje straniškega zunaj ožje straniško kadunje. Izdelali so več rovov v pobočje ter smerno in z vpadniki sledili tanek premogov sloj z vpadom 10° do 45° proti severovzhodu. Zaman je bil izdelan 101 m globok jašek Osredek, v katerem so našli le sledove osredkovega in straniškega sloja. Po letu 1954 v zreškem prostoru ni bilo več organizirane rudarske dejavnosti. Geološka raziskovalna dela Geološkega zavoda Ljubljana v letu 1956/57 so obsegala le plitve površinske razkope in jaške na izdankih premogovih slojev. Pomembnejše so bile globoke raziskovalne vrtine: na območju Križevca vrtini 1/58 (120,65 m) in 2/58 (174,00 m), v predelu Radane vasi pa vrtine 3/58 (540,20 m), 4/59 (200,30 m) in 5/59 (346,50 m). Vse so potekale v konglomeratnih plasteh, pri čemer vrtini 3/58 in 5/59 nista dosegli kredne podlage. Obe omenjeni hidrološki vrtini B-1/81 (506 m) in B-2/85 (800,50 m) z vidika premoga zreške skladovnice nista dali uporabnih podatkov. Isto velja tudi za vrtino B-3/88, ki je bila ob končanju tega članka zaključena. Prispevek h geologiji premogišč zreškega okoliša 347 Geološka zgradba zreškega prostora Zaporedje in opis plasti Geologija zreškega prostora je razvidna iz poenostavljene geološke karte (1. slika) in treh profilov (2. slika). Le-ta obsega skrajni zahodni del Konjiške udorine, kjer prevladujejo na površini mlajše terciarne in kvartarne usedline. Starejše plasti pod njimi leže na metamorfnih kameninah južnega pobočja Pohorja. Premogovno zani- mivo ozemlje omejuje na zahodu in jugu labotska prelomnica, ki poteka vzdolž triasnega masiva Stenice in Konjiške gore ter seče strukturno cono periadriatskega lineamenta, v katero sodi tudi zreški okoliš. Zanj je značilna zlasti prisotnost zgornjekrednih usedlin v gosavskem faciesu. Te najdemo v severni Sloveniji še na zahodnem robu Pohorja in na Kobanskem, v sosednji Avstriji pa v Labotski dolini, v porečju avstrijske Krke in blizu Graza. Ostanki krednih sedimentov leže povsod na Krškem pokrovu (Gurktaler Decke), ki pripada najvišji narivni tektonski enoti, znani kot Oberostalpin (3. slika). Ta je bila narinjena proti severu na starejše metamorfne kamenine (Tollmann, 1977). Del te narivne zgradbe so tudi zelenkasti filitski skrilavci, ki jih najdemo na južnem Pohorju severovzhodno od Vitanja in ki pripadajo štalenskogorski seriji staropaleozojskih plasti. Pod njimi je Pohorska serija pretežno gnajsov in blestnikov z vložki marmorja in amfibolita. Med filiti in krednimi usedlinami leži svetlo sivi triasni dolomit, ki je povsod močno milonitiziran. Kot kamenina Severnih Karavank je zgornjetriasne starosti, njegovo debelino pa cenimo na največ 350 m. Zgornjekredne usedline pri Zrečah so predvsem grebenski rudistni apnenci, ki se pojavljajo v obliki posamičnih otokov, obdanih in prekritih s terciarnimi plastmi. V bazi apnencev je do 40 m debela plast sivih meljevcev in laporjev, ki jih najdemo v obliki tankih vložkov tudi v apnencih v višjih legah. Gre za ostanke tektonsko razkosanega pokrova zgornjekrednih kamenin, ki v erozijski diskordanci nalega na dolomit ali skrilavec. Plitvovòdne usedline so po faciesu podobne gosavskim tvorbam Avstrije in enako vključujejo premog v bazi. Taki apnenci so ohranjeni na majhnih površinah, kot že rečeno, na zahodnem Pohorju in na nekaj mestih v sosednji Avstriji. Celotna debelina še ohranjenih krednih usedlin pri Zrečah ne preseže 150 m. Sivi apneni meljevci, glina in laporasti apnenci v bazi so tu in tam premogasti ter vključujejo tanke neenakomerne sloje in pole črnega premoga, lokalno poimenovane sloj »pucka«. Ponekod te bazalne premogovne plasti manjkajo. Rudistni apnenec je ponekod brečast in konglomeraten, pogosto nekoliko rdečkast, kar kaže na bližino kopnega ob njegovem nastajanju. Vsebuje številne rudiste, od mikrofavne pa predv- sem miliolide. V bazalnem meljevcu so številne solitarne korale, gastropodi in fosilna flora, s čimer so se ukvarjali že avstrijski geologi, od novejših pa Pleničar (1971, 1974, 1979), Turnšek (1978), Mioč in Žnidarčič (1978) ter Pavšič in Pleničar (1981), ki prištevajo zgornjekredne usedline Zreč in Stranic campan-maastrichtu oziroma maastrichtu. Zgornjekredne usedline so bile pred sedimentacijo terciarnih plasti povsod bolj ali manj erodirane. Terciarne usedline v območju Zreč zastopajo v pretežni meri klastične kamenine različne zrnavosti, ponekod v spodnjem delu tudi apnenci. Predvsem v območju straniške kadunje pa tudi Dobrave leže na erodirani površini krednih apnencev najprej plitvovodne apnene, laporaste in višje tudi glinovite usedline, ki jih imenu- jemo straniške plasti. Skupaj s kredno podlago in klastiti v krovu oblikujejo Prispevek h geologiji premogišč zreškega okoliša 349 Sl. 2. Geološki profili preko območja Zreč Fig. 2. Geologie sections across the Zreče site Prispevek h geologiji premogišč zreškega okoliša 351 straniško kadunjo. Njih debelina znaša do nekaj deset metrov, se menja in periferno postopno manjša, dokler plasti ne izginejo. Straniške plasti grade spodaj sivo rjavi ploščati in pasoviti sparitni apnenci, ki so ponekod meljasti, v spodnjem delu bolj ali manj bituminozni in premogasti s slojem premoga največ meter nad kredno podlago. Tu in tam najdemo v bazi tudi glino z apnenim drobirjem in rahlo rdečkasto obarvanost kamenine. Spodnji do 30 m debeli del skladovnice prehaja navzgor v do 20 m debelo plast rjavkastih in zelenkastih glinovcev in skrilavcev z lokalnimi vložki sivo zelene gline, nakar ponekod ponovno slede bolj ali manj apnene usedline. Skladovnica je erozijsko reducirana in njena največja debelina ne preseže 50 m. Plasti opazujemo le tam, kjer so v podlagi tudi kredni apnenci. V vrtini B-2/85 so po karotažnih podatkih te plasti debele okrog 80 m. Debelina straniškega premogovega sloja znaša od 0,6 do 2 m pri povprečku okrog 0,8 m. Skoro povsod vključuje 0,1 do 1 m debelo apnenčevo jalovico, ki ga deli na dva Aluvij Alluvium Rečna terasa River terrace Pliokvartarni prodi in gline Plio-quaternary gravels and clays Helvetski klastiti z laporji na vrhu Helvetian elastics and marls on top Oligocenski apneni lapor Oligocene calcareous marl Radanske plasti: klastiti z laporasto-glinastimi vložki in mestoma s premogom Radana beds: elastics with argillaceous intercalations and coals in places Straniške plasti: apnenci, laporji m glinovci ter premog ob podlagi Stanice beds: limestones, marls and claystones with coal at base Zgornjekredni grebenski apnenec z meljevci in premogom v bazi Upper Cretaceous reef limestone with basal siltstones and coal Triasni dolomit Triassic dolomite Štalenskogorski zeleni filiti Magdalensberg green phyllites Metamorfik Metamorphics Prelom, zanesljiv in približen Fault; proved and inferred Nadmorska višina Elevation Oznaka vrtine Designation of drillhole Geoelektrična indikacija visokouporne podlage Geoelectric indication of high-resistivity bedrock Nariv Overthrust Diskordantna meja Unconformable boundary 352 Milan Hamrla Sl. 3. Geološka skica Jugovzhodnih Alp s Krškim pokrovom ter položaj zgornjekrednih in staroteciarnih sedimentov Fig. 3. Geologic sketch-map of the Southeastern Alps region, showing the Gurktal nappe and location of Upper Cretaceous and old- Tertiary beds Prispevek h geologiji premogišč zreškega okoliša 353 dela; od tod podatek o dveh premogovih slojih. Neposredna krovnina je trden ploščat bituminozen apnenec, talnina pa je laporasta ali celo glinasta. Straniško plasti so bile pred odlaganjem naslednjih mlajših terciarnih klastičnih usedlin neenakomerno erodirane; o tem govore tudi rudarski podatki. Tako je bila v zahodnem delu straniško kadunje odnesena večina plasti s premogom vred in mlajši konglomerat naloga neposredno na rudistni apnenec ali celo na dolomit. Na območju Dobrave in Osredka so straniško plasti zelo tanke, premog pa neodkopen ali le v sledovih. Tudi na Gračiču straniških plasti ni opaziti. Kakšna je bila celotna straniška skladovnica, ne vemo. Danes je ohranjen le sladkovodni bazalni del nekdaj debelejših plasti, ki so utegnile preiti navzgor v brakični ali morski razvoj in tudi robno transgredirati neposredno na podlago. V tej zvezi omenimo Tellerjev (1899) podatek o velikih oglatih kosih temno sivega numulitnega apnenca med gruščem rudistnega apnenca na vzhodnem pobočju Go- lèka nad Dobravo. Sladkovodna favna straniških plasti obsega primerke Melania escheri Brogn., Unio eibiswaldensis SiuT in Planorbis sp. (Stur, 1871; Hoernes, 1893; Teller, 1899). Mikrofavne doslej niso našli, pač pa obilo fosilne flore (Engelhardt, 1902), po kateri je obveljalo, da gre za usedline starejšega terciarja. Tak sklep podpirajo tudi druge ugotovitve o straniških plasteh, ki so: - plasti nalegajo na kredno podlago z erozijsko diskordanco, vendar brez izrazi- tih klastitov v bazi. 23 - Geologija 30 354 Milan Hamrla - prostorski položaj krednih in straniških plasti je dokaj podoben, - plasti vsebujejo staroterciarno fosilno floro, - pred odlaganjem mlajših terciarnih usedlin so bile neenakomerno erodirane, ponekod tudi v celoti, zato njih prvotnega obsega in vertikalnega razvoja ne poz- namo, - straniški premogov sloj je v primerjavi s krednim dokaj manj tektonsko poru- šen in deformiran. Sedimenti, ki z izrazito diskordanco slede straniškim plastem, so najprej grobi, dobro vezani konglomerati, višje peščenjaki in drobnejši, slabo vezani konglomerati s prehodi v peščeno-glinaste in laporaste kamenine. V tej okrog 600 m debeli skladov- nici gre za dva starostno različna ciklusa. Grobi klastiti nižjega dela skladovnice so hudourniškega in fluvialnega nastanka z limničnimi epizodami (radanske plasti). Fluvialna sedimentacija prevladuje tudi v naslednjem mlajšem (neogenskem) zapore- dju, v katerem se postopno uveljavljajo mirnejše faze, dokler ne prevlada morski razvoj s helvetsko mikrofavno. Geološko najmlajše pliokvartarne plasti so zopet do 200 m debeli konglomerati, gline in prodovi. Zaporedje plasti vidimo na 4. sliki. Celotno debelino klastično skladovnice, ki v vzhodno smer raste, cenimo na 400 do 900 m. Grobi, dobro vezani konglomerat najnižjega dela klastično skladovnice je debel 100-300 m in izpričuje hitro zasipavanje lokalnih depresij z nesortiranim materi- alom, ki tu in tam vključuje tudi do pol metra debele balvane. Slabo zaobljeni heterogeni prodniki so kredni apnenec, triadni dolomit in razni skrilavi metamorfni različki, ki jih je ponekod kar precej. Kremena je v splošnem malo, prav tako so redki tudi temno sivi apneni sljudnati skrilavec, permsko-triasni peščenjak in rdeč porfir. Med prodniki ni tonalita ali granita, pač pa najdemo do 40 cm velike prodnike rjavo sivega apnenca z do 2 cm velikimi numuliti in tu in tam tudi alveolinami. Večinoma so slabo zaobljeni. Grobo ocenjena procentualna sestava prodnikov je naslednja: 40-50 % kredni apnenec 30-40 % sivi triasni dolomit, večinoma rjavo preperel 10 % kremenovi različki 5-20% zelene metamorfne kamenine 2-3 % numulitni apnenec in druga eksotika Vezivo klastitov je drobnopeščeno apneno. Ponekod, zlasti v višjem delu, so kamenine slabše vezane z glinastim vezivom in z znatno udeležbo sljude, ki je obilna tudi v drobnozmatih kameninah. Med konglomerate se vključujejo peščene in tudi glinasto-laporaste plasti, na katere so vezani tanki neenakomerni sloji premoga. V zreških konglomeratih najdemo prodnike numulitnih apnencev na območju Stranic, Oberča, Križevca, Brinjeve gore in Gračiča. So sicer redki, vendar povsod prisotni. Prevladujeta sivo rjavi biomikrit z manjšimi numuliti in alveolinami pa tudi temnejše sivi različek z numuliti, velikimi do 2 cm. Enake prodnike najdemo tudi pri Starem trgu zahodno od Slovenj Gradca, znani pa so tudi drugod v koroškem terciarju (Kahler & Papp, 1968). Pripisujejo jim cuisijsko in spodnjelutecijsko starost, enako kot eocenskim usedlinam v porečju Krke (Drobne et. al., 1977, 1979; Oberhauser, 1980) in apnencem na primarnem mestu severno od Uršlje gore (Štrucl, 1970; Drobne et al., 1977, 1985). Sklepati bi torej smeli, da je nekdanja eocenska morska sedimentacija zajela dokaj obširen prostor, mogoče ob koncu sedimentacije straniških plasti, katerim naj bi po Teller j u (1899) forminiferne kamenine tudi litološko odgovarjale. SI. 4. Geološki stolpec za območje Zreč z znanimi sloji premoga Fig. 4. Geologie section from the Zreče site with the known coal seams 356 Milan Hamrla Prav v bazi konglomeratov nad straniškimi plastmi smo našli do meter debel nestalen premogov sloj, večinoma sestavljen iz več tankih slojev ali pol. Imenujemo ga Rugljev sloj po lokalnosti, kjer smo ga sledili z razkopi. Našli smo ga tudi v vrtinah. Premog je večinoma zdrobljen in prhek. V talnini je peščena in laporasta premogasta glina, v krovnini pa peščenjak, ki po nekaj metrih preide že v grobi konglomerat. Višje se v skladovnici pojavljajo peščene, glinasto-peščene, in laporne plasti, ki so produkt mirnejše sedimentacije in vključujejo tudi tanke in nestalne premogove sloje. Najnižjega med njimi so po rudarskih podatkih našli v Edvardovem rovu v Stranicah v konglomeratih nekako 70 m nad straniškimi plastmi. Ta Edvardov sloj je bil debel 40 cm in danes ni dostopen. Naslednji okrog 50 cm debel Osredkov sloj so sledili z rovom pod Jesihom (kota 418) vsaj 300 m po smeri, po vpadu pa v smeri jaška Osredek do kote 371, kjer se je izklinil. Debelina premoga je redko presegla meter. Raziskava z dna jaška (kota 303) je ugotovila le 16 cm debel sloj. Nekako 40 m višje so naleteli na straniške plasti z le nekaj centimetri premoga. Tudi južno od Dobrave so z rovom Jamnik (kota 413) sledili straniški premogov sloj po smeri najmanj 200 m daleč, vendar premog ni nikjer dosegel odkopne debeline. Rudarjenje na območju Osredka se zaradi neugodnih razmer ni moglo razviti in je bil sto metrov globok jašek izdelan zaman. Na vzhodni strani zreške doline najdemo bazalne konglomeratne plasti na vsem jugozahodnem pobočju Brinjeve gore, kjer padajo v isto smer pod v povprečku zmernim kotom. Nekako sredi pobočja izdanja radanski premogov sloj v povprečni debelini okrog meter, le redko več, do 2 m. Premog je nečist in vključuje nekaj jalovic, ki so po rudarskih podatkih z globino naraščale. Premogov sloj je vezan na peščeno- laporasti horizont v zgornjem delu groboklastične skladovnice nekako 200 do 250 m nad rudistnimi apnenci, na katerih tu ni straniških plasti. Znana smerna dolžina premoga znaša blizu kilometer. Bližnja Radana vas je dala ime nekdanjemu premo- govniku. Pa tudi celotno klastično skladovnico, ki leži nad straniškimi plastmi in vsebuje nekaj nestalnih premogovih slojev sorazmerno visoke in dokaj enake zre- lostne stopnje, imenujemo radanske plasti. Radansko premogišče so intenzivno izkoriščali v letih ob prelomu stoletja vse do nastopa 1. svetovne vojne leta 1914. Navzgor slede radanskim plastem na videz zelo podobne, le slabše vezane in v povprečku nekoliko bolj drobnozrnate neogenske klastične usedline. Da gre za mlajše plasti, kaže znatno nižja zrelost premogove snovi, katero smo v obliki nekaj centimetrov debele žile medlega premoga našli v vrtini 5/59 v globini 72,8 m, to je nekako 60 m nad radanskim premogovim slojem. Poleg tega je bila v vezivu mlajših klastitov v isti vrtini najdena tudi skromna neogenska mikrofavna. Spodnja meja teh mlajših klastičnih usedlin zaradi litološke sličnosti z radanskimi plastmi ni povsem razločna. Med konglomerati mlajše serije se navzgor postopno uveljavljajo pešče- njaki in peščeno-sljudnati meljevci, dokler v najvišjem delu ne prevladajo tanko ploščasti in tu in tam peščeni laporji s helvetsko mikrofavno (L. Rijavec, ustni podatek; Mioč & Žnidarčič, 1978). Neogenski fluvialni režim sedimentacije je tako postopno prešel v morskega. Te laporaste plasti grade osrednji del zreške kadunje in je bila v njih izvrtana tudi vrtina B-1/82. Na območju Osredka in Križevca so morske plasti ob prelomu v tektonskem stiku s konglomerati spodnjega dela radanskih plasti. Mlajše klastične usedline so tudi v straniški kadunji in jih je od starejših težko ločiti. Od tod se proti severozahodu nadaljujejo v vitanjski prostor, kjer ob vznožju triasne Stenice prekrivajo temno sive apnene in peščene oligocenske (?) laporje, kakršne najdemo tudi v območju Konjiške gore. Prispevek h geologiji premogišč zreškega okoliša 357 V sestavi prodnikov neogenskih konglomeratov so triasni dolomit, kremen, kre- menov peščenjak, razne metamorfne kamenine, kredni apnenec pa tudi sivo rjavi numulitni apnenec, pogosto z alveolinami. Odstotna udeležba kremena in zelenih metamorfnih kamenin je na račun krednih apnencev znatno višja kot v radanskih plasteh, značilna pa je odsotnost magmatskih kamenin. Vezivo je laporasto-glinasto. V vrtini 5/59 je v globini 58,6 m okrog 20 cm debela plast zeleno sivega srednjezrna- tega tufa, ki vsebuje kloritizirana zrna amfibola, spremenjene glinence in obilo biotita. Tufski vložek bi mogli spravljati v sklad prej s presedimentiranimi smrekov- škimi piroklastiti kot s karpatskim vulkanizmom štajerskega bazena ali celo Pohorja. Omeniti velja še opažanja v vrtinah, da so kamenine mlajših klastitov v primerjavi s spodnjimi mnogo bolj preperele, občutna pa je tudi razlika v električni upornosti, ugotovljena za hidrološke potrebe z geoelektričnim sondiranjem leta 1982. Na opisane plasti nalegajo zlasti v južnem in vzhodnem delu zreškega prostora še do 200m debele pliokvartarne usedline prodov in rumenkaste, bolj ali manj peščene gline in ilovice. Tanek pokrov teh plasti sega nekako do vrtine 3/58, južno od ceste Stranice-Konjice pa prekrivajo znaten del terena. Severno od Brinjeve gore leže na metamorfnih kameninah. Med prodniki prevladuje predvsem kremen, udeležene pa so tudi magmatske kamenine Pohorja. Pri Malahorni (2,5 km vzhodno od Brinjeve gore) je v teh plasteh do 50 cm debel sloj zemljastega lignitnega premoga najnižjega ranga, ki se uvršča v ptujski premogovni pas s premogi zgornjepontske starosti (Hamrla, 1985/86). Od Zreč proti Konjicam poteka ob Dravinji starokvartarna rečna terasa, ki je poleg dolinskih naplavin in pobočnoga grušča najmlajša geološka tvorba. Teraso grade do 20 m debele plasti grobega proda pretežno metamorfnih kamenin in maro- gaste ilovice. Bliže Konjicam je več terasnih nivojev. Celotno zaporedje plasti v zreškem prostoru in sedem erozijsko-tektonskih di- skordanc med njimi ponazarja-geološki stolpec na 4. sliki. Mnenja o časovni uvrstitvi terciarnih sedimentov Sklepi in domneve raznih raziskovalcev o starosti terciarnih plasti, ki pri Zrečah prekrivajo kredne apnence, so bili raznoliki. Tako je najprej Zollikofer (1859) po melaniji terciarnega habita in po splošnem videzu imel plasti nad kredo za »eocenske«. Diskordanco med rudistnimi apnenci in sledečimi plastmi je prvi opazil Weinek (1870). Stur (1871) se ob sladkovodni favni glede starosti ni mogel podrobneje opredeliti, Hoernes (1893) pa je menil, da so plasti eocenske in sorodne lakustralno- brakičnim premogonosnim plastem pri Šentbricu blizu Velenja. Po Ettingsha- usenovi določitvi flore, med katero je tudi značilna eocenska oblika Lygodium kaulfussi Herr., je sklepal, da bi mogle biti eocenske starosti in vsekakor starejše od »socka« plasti laškega zaliva. Teller (1899) je na podlagi Ungerjeve »socka« flore prišteval zreške terciarne usedline v celoti najmlajšemu oligocenu v groboklastičnem razvoju (Schichten von Sotzka und Gutenegg). Engelhardt (1902) pa jih je postavil na mejo srednjega in zgornjega oligocena na podlagi flore, katero sta pred njim obdelala Unger (1850) in Ettingshausen (cf. Engelhardt, 1902), in jo uvrstila v eocen (v tedaj veljavnem pomenu). Število za posamezne epohe značilnih vrst fosilne flore iz Engelhardtove zbirke za Stranice, Radano vas in Šego pri Makolah je naslednje: 358 Milan Hamrla V začetku stoletja je med rudarji prevladovalo mnenje, da je straniški premog eocenske, premog na Osredku pa oligocenske starosti (Schnetzer, 1909). Gra- nigg (1910) je pripisoval vsem premogonosnim plastem pri Zrečah akvitanijsko starost, podobno kot vsem premogovnim plastem med Velenjem in Rogaško Slatino. Petrascheck (1926/29) pa jih je imel za »socka« plasti. Iz novejše dobe (1957) velja omeniti mnenje L. Žlebnika, da straniške plasti v ničemer niso podobne »socka« plastem. Ob raziskovanju zreškega prostora v letih 1956-57 je prevladovalo mnenje, da so straniške plasti lokalni limnični facies starej- šega paleogena; spodnji del klastične skladovnice naj bi nastal v obdobju burdigal- torton, zgornji pa v tortonu. Zreške premoge je tedaj mikropaleobotanično nekoliko preiskala A. Budnarjeva. V krednem premogu je ugotovila skromno vsebino peloda krednih in eocenskih oblik, v vseh drugih premogih pa pelodne oblike, značilne za paleogen in miocen. Preiskava je bila le preliminarna. Novejših makro-florističnih podatkov za območje Zreč ni. Biostratigrafska obde- lava novih in revizija starih podatkov bi bila zaželena naloga strokovnjakov paleobo- tanikov. Stari podatki za območje Stranic in Radane vasi podpirajo le splošen sklep, da je v plasteh spodnjega dela zreške terciarne skladovnice zastopana paleogenska flora poltavskega tipa z dominacijo tropskih in subtropskih florističnih elementov. Ti so zastopani tudi v sicer maloštevilni spodnjeeocenski asociaciji iz Sečovelj (Ha- mrla, 1959). Domnevo, da bi utegnile biti straniške plasti danijske starosti, sta izrazila Pav- šič in Pleničar (1981). Tako je vprašanje starosti straniških in radanskih plasti ostalo odprto, saj neza- dostna fosilna evidenca in nepojasnjene litološke in tektonske razmere niso dopuš- čale točnejših sklepov. Povzetek geološkega razvoja Jugovzhodnih Alp v alpidski orogenezi Razmislek o nastanku zreške skladovnice plasti je ob domnevi, da utegne biti tisti njen del, ki neposredno leži na zgornjekrednih apnencih paleogenske starosti, po- trebno postaviti v časovni in dogodkovni okvir obdobja alpidske orogeneze. Geotek- tonski razvoj Jugovzhodnih Alp različni avtorji niso enako tolmačili. Tu podajamo po literaturi kratek povzetek osnovnega dogajanja. Mnogo fazni proces alpidske orogeneze je obsegal obdobje med pozno spodnjo kredo in koncem neogena. Po Trümpyju (1973) je najstarejša (paleoalpina) faza v zgornji kredi obsegala vsaj dve deformacijski epizodi, od katerih je predgosavsko gubanje in narivanje med turonom in spodnjim paleocenom (90-75 mil. let) pogoje- valo gosavsko ingresijo v današnjih Vzhodnih Alpah in nadaljevanje gosavske mor- ske sedimentacije ponekod še v eocen. Najvažnejša (mesoalpina) faza je bila v ob- dobju med zgodnjim zgornjim eocenom in poznim spodnjim oligocenom (40-30 mil. (Premogonosne plasti Šege so verjetno predrupelijske starosti; Hamrla, 1985/86). Prispevek h geologiji premogišč zreškega okoliša 359 let). Obsega pirenejsko fazo, ko je prišlo do paroksizma orogenije, burna premikanja pa so bila v prostoru Jugovzhodnih Alp še v savski in štajerski fazi. Najmlajša je bila mio-pliocenska (neoalpina) faza, ko so pretežno vertikalna premikanja pogojevala nastanek neogenih bazenov, katere je preplavila Paratetida. Med temi fazami so bila obdobja mirovanja, dviganja in erozije. Prey (1976) meni, da je bil višek staroalpske faze v turonu, mladoalpske pa v egeriju. Po Oberhauserj u (1980) se je subdukcija v Alpah pričela v srednji kredi, mirovala med campanom in maastrichtom ter se obnovila v paleocenu in eocenu, ko je prišlo do prvega palingenetskega vulkanizma (Euganei, Adamello, Karavanke, Pohorje, Madžarska). Narivna zgradba Alp je posle- dica subdukcije. Po današnjih predstavah velja, da predstavlja periadriatski line- ament - v katerega območju je tudi zreški prostor - suturo, vzdolž katere je prišlo v mesoalpski fazi do konsumacije peninske oceanske skorje in nato do kolizije z diametralno usmerjenim narivanjem. Anatektični magmatizem je segal še do srede neogena (Štajerski bazen, Madžarska). Raziskovalci so soglasni, da so se največje kompresijske deformacije dogajale v srednjealpski fazi (Oberhauser, 1980). Die- trich (1976) meni, da se je južno usmerjena subdukcija pričela v zgornji kredi, po Tollmannu (1976) se je njena smer menjala, drugi zopet zagovarjajo severno smer (Channell & Horvath, 1976). Zaradi subdukcije je izginil del skorje, prostorsko skrajšanje vzdolž periadriatskega šiva pa naj bi znašalo celo več kot 300km (Die- trich, 1976). Razmere zapleta še desni lateralni pomik reda velikosti do 150 km (Oberhauser, 1980; Exner, 1976; Tollmann, 1977). Periadriatski šiv, ki je star, alpidsko reaktiviran paleozojski lineament, predstavlja v severni Sloveniji mejo med Vzhodnimi Alpami in Dinaridi, proti vzhodu na območju panonskega bazena pa se verjetno nadaljuje v balatonski črti (Wein, 1969), mogoče tudi v raabski črti (Prey, 1976). Krški pokrov, ki se na vzhodu povezuje z graškim paleozoikom, je del najmlajše alpske narivne zgradbe (Oberostalpin), katere koren naj bi bil v Dravskem pasu, ki je tektonska enota severno ob periadriatskem šivu (Tollmann, 1977). Narinjen je na kristalinik Centralnih Alp, s svojim najbolj južnim delom pa sega, že zelo zožen, na slovensko ozemlje. Stratigrafsko najmlajši del tega alohtonega pokrova so gosavske in terciarne usedline. Za starost narivanja velja, da je staroalpidna (Oberhauser, 1980) oziroma predgosaA'ska (Tollmann, 1977). V Vzhodnih Alpah je bila laramijska faza na prehodu krede v terciar sorazmerno blaga in se je gosavska sedimentacija nadaljevala v eocen. Paleocen je bila perioda emerzije in minimalnega tektonizma in je do lokalne sladkovodno-brakične sedimen- tacije utegnilo priti le v lokalnih, tektonsko nastalih bazenih (Channell & Hor- vath, 1976; Tollmann, 1976; Wein, 1969). Občutnejše premikanje se je pričelo šele sredi eocena v ilirski fazi. Najprej je prišlo do molasne fluvialno-limnične sedimentacije, ko so se lokalni bazeni najprej zapolnjevali z alpskim materialom, nato pa je sledila morska sedimentacija, ki je zapustila sledove na obširnem ozemlju. Z nastopom pirenejske faze je prišlo do poplitvenja, emerzije in erozije, ob nadaljevanju subdukcije tudi do magmatizma. Narivni premiki so trajali najmanj do ottnanga (Prey, 1976). V Vzhodnih in Južnih Alpah je v spodnjem oligocenu prevladovalo kopno. Šele v srednjem oligocenu se je v tektonsko nastalih bazenih obnovila molasna sedimentacija, ki se je nadaljevala v spodnji miocen vse do nastopa savske faze. Vpliv bolj ali manj intenzivne tangenci- alne tektonike je v Južnih Alpah opazen vse do rodanske post-panonske orogene faze. V helvetu je nastopila neogenska imerzija in je celotno območje današnjega Štajer- skega bazena postopno prekrilo morje, ki je regrediralo šele z nastopom pliocena. 360 Milan Hamrla V mladoalpskem obdobju zgornjega neogena je prišlo do desnega premika tudi ob labotskem prelomu, ki seče periadriatski lineament in vanj na naših tleh dozdevno prehaja. Tedaj je bil del Krškega pokrova premaknjen proti jugovzhodu za približno 18km v današnji zreški prostor (Spitz, 1919; Kieslinger, 1928, 1931; Win- kler, 1931; Mioč & Žnidarčič, 1978). Sicer pa ima Lavanttalski prelomni sistem, katerega del je postpanonski labotski prelom, že variscično zasnovo (ToU- mann, 1977; Oberhauser, 1980). Pozneje je bil reaktiviran in je aktiven še danes. Njegovo zahodno krilo je spuščeno za okrog 4 km. Prve domneve o dogajanju med gosavsko in sledečo paleogensko periodo na ožjem prostoru današnje severne Slovenije najdemo pri Spitzu (1919). Po Premruju (1980) je bil ta prostor v paleocenu verjetno pretežno kopno, vendar je zaradi oscilacij podlage utegnilo priti do nastanka omejenih sedimentacijskih bazenov. Morska sedimentacija naj bi se uveljavila že v zgornjem cuisiju in je bila obširnejša zlasti v post-ilirskem obdobju. Glavna narivanja naj bi zajela interval med srednjim eocenom in srednjim oligocenom (Premru, 1981, 1983), ko so med emerzijo mogle biti odstranjene morebitne v paleogenu odložene plasti. Gosavski in staroterciarni sedimenti Sodeč po ostankih zgornjekrednih gosavskih plasti v Vzhodnih Alpah je tedanja sedimentacija zajela sicer obširna območja, vendar po prevladujočem mnenju morske in druge vodne površine najbrž niso bile strnjene. Premogovi vključki v teh plasteh so pogostni. Ekonomska premogišča je opisal že Petrascheck (1926/29), najbolj znane lokalnosti pa so Gösau, Grünbach in Gams v Avstriji in Ajka na Madžarskem. Gosavska sedimentacija se je s prekinitvijo nadaljevala v paleogensko, kot na primer v porečju avstrijske Krke pri Krappfeldu. V naslednjem povzemamo značilnosti gosavskih usedlin v območju Krškega pokrova zaradi primerjave s sedimenti zre- škega prostora. Geološke stolpce pokažemo tudi grafično na 5. sliki. Območje Krappfeld v Avstriji so opisali Kahler (1928), Petrascheck (1926/ 29), Van Hinte (1963), Tollmann (1977), Oberhauser (1963,1980) in drugi. Po Van Hinteju znaša debelina zgornje krede več kot 2000m, po Oberhauserju 500 do 700 m. Litološko pestro skladovnico grade spodaj 130 m debeli bazalni santonski konglomerati. Sledi 1000 m brečastega in detritičnega apnenca z vložki meljevca, laporjev in peščenjakov campanske starosti, najvišjih 300 m pa pripada že spodnjemu maastrichtu. Osrednji del krednih usedlin ima flišni značaj. Diskordantne terciarne plasti se pričenjajo s 30 m debelo rdečo glino (s prodniki kremena brez fosilov), katero so prvotno imeli za terestrični paleocen. Naslednja Höhenwirt-Sittenberg serija je 80 m debelo zaporedje peščenjakov, konglomeratov, laporjev, glin in s fosili bogatih apnencev, ki je uvrščeno v ypresij. Vključuje tudi dva meter do poldrug meter debela sloja skrilavega premoga v medsebojni razdalji okrog 30 m; odkopavali so ju vse do leta 1960. Najvišje je okrog 100 m debela plast numulitnih apnencev z vključki peščenih laporjev, zgoraj že lutecijske starosti. Celotna debelina ohranjenih eocenskih usedlin znaša nekaj nad 200m. Kahler (1928) sklepa, da je kredna transgresija napredovala z južne oziroma jugovzhodne smeri. Krappfeld je edina gosavska lokalnost, kjer so še ohranjene paleogenske usedline. Do 1200 m debela skladovnica zgornjekrednih usedlin pri Kainachu zahodno od Graza je facielno manj podobna ostalim gosavskim tvorbam. Po T o 11 m a n n u (1977) Sl. 5. Geološki stolpci za gosavske lokalnosti v predelu Jugovzhodnih Alp z litologijo, debelinami in stratigrafijo plasti. Prirejeno po virih, ki so navedeni v tekstu Fig. 5. Geologie sections from Gösau localities in the region of Southeastern Alps, showing lithology, thickness and stratigraphy. After sources cited in text 362 Milan Hamrla in Oberhauserju (1980) povzemamo, da so v bazi najprej 300m debeli bazalni konglomerati in breče zgornjesantonske in spodnjecampanske starosti; njih facielni različki so temni laporasti in apneni peščenjaki. V obrobnem delu bazalnih plasti so do 200m debeli bituminozni laporji z vključki premoga (Oberhauser, 1980; Petrascheck, 1926/29). Sledi do 700m debela campanska skladovnica peščenogli- nastih turbiditov z lokalno obilnimi prodniki. Na njej leže 250 m debeli cementni laporji zgornjega campana in maastrichta, prav na vrhu pa so inoceramski laporji z vključki rudistnih apnencev. Z izjemo teh zadnjih plasti je fosilna vsebina kainaške skladovnice revna; predvsem manjkajo foraminifere in ostrakodi, kar kaže na osladi- tev voda. Ostanke kainaškim plastem podobnih konglomeratov brez fosilov so našli tudi pri Frohnleitnu na Muri (Tollmann, 1977). Najbližje zreškim usedlinam so zgornjekredne plasti pri Slovenj Gradcu in v La- botski dolini. O njih so pisali Kahler (1928), Petrascheck (1926/29), Kieslin- ger (1928,1935), Tollmann (1977), Oberhauser (1980) in drugi. V Lavanttalski dolini pri St. Paulu grade gosavske plasti pretežno apnene rudistne breče z vložki laporja in drobnozrnatega konglomerata. Prodniki so pretežno permotriasni apnenci in dolomiti, kremen in razni skrilavci, rumenkasto vezivo pa je peščeno. Debelina gosavskih plasti v Lavanttalski dolini znaša okrog 250m (Oberha- user, 1980). Foraminiferna favna je bogata, stratigrafsko pa so plasti uvrščene med spodnji coniac in santon. Prek gosavskih usedlin transgredirajo debele plasti fluvial- nih karpatskih konglomeratov. Gosavske usedline na Jesenkovem vrhu na Pohorju so poleg že navedenih obdelali še Pleničar (1971), Mioč in Žnidarčič (1978). Na spodnji, okrog lOOm debeli skladovnici pretežno trdih lapornatih glinovcev leži do 400 m debeli horizont greben- skih apnencev s hipuriti, vmes pa so plasti laporjev pa tudi peščeni in glinasti vključki. Grobih bazalnih klastitov ni, spodnji del skladovnice pa kaže flišoidni značaj. Brečasti apnenci višjih plasti vključujejo odlomke triasnih apnencev in dolomitov. Plasti Jesenkovega vrha so uvrščene v campan-maastricht. Manjše krpe podobnih apnencev so še na severnem Pohorju zahodno od Ribnice, kjer jih prekri- vajo ivniške plasti pohorske sinklinale (Mioč & Žnidarčič, 1978). V podlagi krednih usedlin zahodnega dela Pohorja je paleozojski kremenov peščenjak, ki leži na kameninah štalenskogorske serije. Svetlo sivi zgornjekredni apnenec ter flišu podobni peščeni laporji in peščenjaki so v majhni krpi ohranjeni tudi na Ostrem vrhu na Kobanskem. V podlagi imajo zgornjetriasne plasti, v bližini pa so ostanki filitoidnih skrilavcev štalenskogorske serije v narivnem stiku z metamorfno podlago (Mioč & Žnidarčič, 1978). Na kredne sedimente nalegajo ivniške plasti. Skromni ostanki krednih apnencev so tudi pri Starem trgu in pri Selah zahodno od Slovenj Gradca, znani že Rolleju (1857). V okviru raziskav koroškega terciarja, ki je v več nivojih premogonosen, je ta predel obravnavala vrsta geologov (Petra- scheck, 1926/29; Van Husen, 1976; Tollmann, 1985; Oberhauser, 1980 in drugi). Kredni apnenci s triasnim dolomitom v podlagi so bili v severni smeri narinjeni na paleozojske skrilavce štalenskogorske serije, nanje pa ob severnokara- vanškem narivu še zgornjetriasni dolomit. Narivno tektoniko, tu in tam tudi luska- nje, je mogoče slediti ob vsem severnem robu Karavank (Spitz, 1919; Kieslin- ger, 1931; Štrucl, 1970; Mioč & Žnidarčič, 1978). Kredne apnence prekrivajo polimiktni konglomerati, ki vključujejo tudi laporno glinaste plasti s premogom. Med prodniki so enaki numulitni apnenci kot v območju Stranic. Okrog 5 km zahodno od Sel so pri kmetijah Ivartnik in Kogovnik na območju Homa pod narivom glavnega Prispevek h geologi] i premogišč zreškega okoliša 363 dolomita tektonsko vkleščeni numulitni apnenci cuisijsko in lutecijske strosti (Mioč & Žnidarčič, 1980; Drobne et al., 1977, 1985), torej iste kamenine, kot so pri Krappfeldu (Kahler & Papp, 1968; Oberhauser, 1980). Ti ostanki pričajo za avtohtonost eocenskih usedlin v prostoru, katerega geološka zgodovina je za razume- vanje razmer v zreškem prostoru še kako pomembna. Pri Gorni, zahodno od Mežice na avstrijski strani, so ostanki konglomeratov, za katere je Bauer (1970) domneval možno gosavsko starost. Izolirane eocenske plasti so znane še v zahodnem delu Južnih Karavank pri Lepeni nad Javorniškim rovtom. Mikuž (1979) jih uvršča v spodnji del lutecija. Drobne s sodelavci (1979) pa v zgornji eocen. V bazi 190m debele skladovnice sta apneni peščenjak in lapor v debelini nekaj metrov, nato sledi peščeni apneni lapor z bogato cirensko favno, le-ta pa prehaja v premogasti skrilavec z dvema tankima slojema premoga. Značilna za te usedline je popolna odsotnost mikrofavne in mikro- flore. V severovzhodni Sloveniji je na Šuštarici južno od Makol izdanek eocenskih numulitnih apnencev, katerih starost so Drobne in sodelavci (1979) določili kot zgornjeeocensko. Gre za erozijske ostanke plasti, ki leže neposredno na triasni podlagi. Tudi na območju Ravne gore (NR Hrvatska) pri Višnjici so našli zgornje- eocensko apnence, na katere so s severa narinjeni zgornjetriasni apnenci in dolomiti (Šikič, 1976). Drug izdanek enakih sedimentov je 3,5km južneje ob donački pre- lomnci. Bogata mikrofavna kaže na plitvo in mirno morsko sedimentacijo zgornjega eocena. Omeniti velja še temne masivne apnence z drobnimi, do 6 mm velikimi numuliti neposredno na triadni podlagi severnega pobočja Boča, o katerih poroča Zolliko- fer (1859). Enaki apnenci so tudi na južnem pobočju Plešivca (A. Nosan, ustno sporočilo). Vsi ti podatki kažejo, da je bil zgornji eocen odložen tudi na območju severo- vzhodne Slovenije. Glede paleogenega dogajanja in razvoja na Madžarskem ugotavljajo Trunko (1969), Wein (1969) in G i da i (1978), da se je zvrstilo več transgresijskih ciklov. Debelina še ohranjenega eocena znaša do 500 m. Tudi tu je med okopnitvijo v lara- mijski fazi prišlo do lokalne sladkovodne sedimentacije le v manjših tektonsko nastalih bazenih, kopne predele pa je izravnavala erozija. Šele srednjeeocenska in predvsem zgornjeeocenska imerzija, ki je prišla z zahodne in jugozahodne smeri, to je z območja današnje Istre in Dalmacije, je bila obsežnejša (Gidai, 1978). Spodnji paleogen je terestrično-limničen in vsebuje, zlasti na območju Bakony, premogove sloje bazalnega tipa. Tako so premogonosne plasti Doroga uvrščene v ilerdij. Trans- gresivna lutecijska brakična in morska sedimentacija je zajela bistveno večji prostor kot v spodnjem eocenu, na njen bazalni del z brečami, laporji, glinovci in skrilavci pa so vezana tudi premogišča, med njimi Tatabanya. Višje eocenske plasti vsebujejo bogato favno numulitov, alveolin, koral in moluskov, imerzija pa je v zgornjem luteciju zajela celoten predel Bakony. Eocensko sedimentacijo je prekinila pirenejska orogeni ja. Najvišji eocen je ohranjen severno in severovzhodno od Budimpešte v Buda laporjih. Ti prehajajo navzgor v tardske gline spodnjega oligocena, ki so neposredna talnina rupelijskih kiscellskih glin (Baldi, 1984). Te gline (sivica) pri nas že vključujejo andezitne tufe (Kuščer, 1967). Spodnjeoligocenska emerzija je na območju Bakony oligocenske sedimente skoraj v celoti odstranila (Trunko, 1969), pač pa so na obeh straneh Blatnega jezera kontinentalne oziroma epikontinentalne 364 Milan Hamrla molase, to je obrežni klastiti, ki jih najdemo vse do jugoslovanske meje (B a 1 a z c et al., 1981). V njih je več andezitnih vulkanskih centrov, predvsem vzdolž balatonske črte. Paleogenski vulkanizem na Madžarskem je datiran med 37 in 25 mil. let, to je čas med pričetkom oligocena in sredino egerija (katija). Zgornjeoligocenska regresija v savski fazi končuje na Madžarskem kredno-paleogensko obdobje (Wein, 1969). To je bila perioda kontrakcije, v kateri je verjetno prišlo tudi do narivanja triasne Ravne gore proti jugu na terciarne plasti (Š i k i č, 1976). Radialna premikanja so se pričela v helvetu in so pogojevala obširno neogensko imerzijo. Balatonska črta v zahodni Madžarski je po Weinu (1969) sistem paleogenskih normalnih in reverznih prelomov in je verjetno nadaljevanje periadriatske struk- turne cone, ki loči Severne in Južne Alpe. Južno od Balatonskega jezera so v njeni smeri tudi graniti, datirani 225 ± 10 mil. let, torej iste starosti kot karavanški graniti. Nadaljevanje vitanjske prelomnice, zamaknjene ob labotskem prelomu, je potemta- kem iskati pod mladoterciarnimi usedlinami Dravskega polja v smeri ljutomerskega preloma. Neogenski klastiti Kredno-paleogenske erozijske ostanke prekrivajo povsod v Jugovzhodnih Alpah klastični sedimenti, ki so vezani na začetek neogenske imerzije Paratetide v ott- nangu. Terciarna skladovnica Štajerskega bazena se pričenja spodaj z grobo klastič- nimi usedlinami, ki jim navzgor slede rečne in jezerske usedline z neredkimi pojavi premoga. V jugozahodnem delu bazena so najstarejši radeljski hudourniški klastiti ottnangijske starosti, nad njimi pa slede ivniške fluvio-limnične usedline z debelimi sloji premoga v srednjem delu. Tudi v Lavanttalskem terciarnem bazenu so tedaj nastajali premogi v podobnem okolju. Sledi morski karpat, v katerem je bil v Štajer- skem bazenu z vrtanjem ugotovljen dotlej na površini nepoznan vulkanizem, ki je pomemben stratigrafski reperni horizont za karpat-spodnji baden. Slede diskor- dantne plasti srednjega badena z litotamnijskimi apnenci, ki jih poznamo tudi v Slovenskih goricah, nad njimi pa še sarmatske, panonske, pontske in pleistocenske plasti. Pliocenski vulkanizem z alkalnimi bazalti je znan pri Gleichenbergu. V območju Krappfelda prekriva eocenske plasti najprej tanka plast rdeče gline, nato pa slede krški prodovi (Waitschacher Schotter), ki višje vključujejo tudi peske, gline in vključke premoga in pripadajo srednjemu neogenu (Tollmann, 1977; Oberhauser, 1980). Kredne plasti pri Kainachu prekrivajo karpatski klastiti, ki jih štejejo k limnič- nim premogovnim plastem območja Köflach-Voitsberg (Oberhauser, 1980- ToUmann, 1985). V Lavanttalski dolini pri St. Paulu prekrivajo rudistne apnence do 800 m debele granitztalske plasti grobih balvanskih konglomeratov iz filitov, diaftoritov, perm- skega peščenjaka in drugih metamorfnih kamenin. Dimenzije prodnikov v južni smeri pojemajo, vse več je peščenjakov in laporjev s karpatsko floro (Tollmann, 1985). Nad njimi so spodnjebadenske morske plasti s polami dacitnih tufov, še višje pa tudi lignitski premogi (Oberhauser, 1980; Tollmann, 1985). Prelomna tekto- nika Lavanttalske doline je postpanonska. V Celovškem bazenu leže na sarmatskih premogonosnih plasteh panonsko-pont- ske ter kvartarne konglomeratne in prodne usedline. Po Winkl er j u (1914) sega fluviatilni konglomeratni pokrov od Beljaka do Slovenj Gradca, njegovi stratigrafski Prispevek h geologiji premogišč zreškega okoliša 365 ekvivalenti pa so tako v Štajerskem bazenu kot v Posavskih gubah. Teller (1898) je konglomerate uvrščal v zgornji miocen. V teh, pa tudi v nižjih sarmatskih plasteh so prisotni prodniki eocenskega numulitnega apnenca, ki facialno in starostno odgovar- jajo numulitnim apnencem Krappfelda (Kahler & Papp, 1968). Koroška premogišča ob severnem vznožju Karavank med Beljakom in Prevaljami kažejo občutne razlike v kakovosti premogov in pripadajo različnim nivojem limnič- nih in višjih brakičnih sarmatskih plasti (Tollmann, 1985). Prekriva jih panonski bärentalski konglomerat, ki ga je težko ločiti od še višjih pliocensko-pleistocenskih satniških konglomeratov. Po Van Husenu (1976) gre za mirno rečno sedimentacijo na zreli podlagi in za grobi, pretežno karbonatni zasip. Konglomerate na rudistnih apnencih pri Selah in Starem trgu zahodno od Slovenj Gradca je prišteval Teller (1898) ivniškim plastem zgornjega miocena. Ti klastiti so - kot že rečeno - identični z onimi v straniški kadunji pri Zrečah in naj bi po S t ur u (1871) vsebovali enako neznačilno sladkovodno favno. Dobro zaobljeni prodniki so veliki do 10 cm, v sestavi pa močno prevladujejo kredni apnenci nad metamorfnimi filiti in blestniki. Kremena je malo, še manj rdečkastih kremenovih peščenjakov, prisotni pa so tudi prodniki svetlo rjavega apnenca z numuliti in alveolinami. Vezivo je drobnopeščeno apneno ali glinasto, kamenina pa je ponekod dobro vezana. V gli- nasto-laporasti plasti konglomeratov je do 3m debel premogov sloj, s skrilavimi jalovicami razdeljen v dve ali tri pole. Rudarili so v preteklosti pri Tratniku blizu Starega trga, kjer meri odkopana površina približno 250 x 100 m. Podobne so razmere pri Selah, okrog 1,5 km zahodno, kjer leži premogov sloj bliže podlagi terciarnih plasti. Klastite ribniške sinklinale na Pohorju prištevajo ivniškim plastem (Mioč & Žnidarčič, 1978). Med prodniki je tudi tonalit. Usedline predira pohorski dacit, o čemer so pisali številni geologi (Žurga, 1926; Winkler, 1929; Kieslinger, 1935; Faninger, 1970, 1973, 1982). Ker je ta vulkanizem identičen z onim v štajer- skem terciarju, so tudi klastiti ribniške sinklinale uvrščeni v karpat-spodnji baden (Oberhauser, 1980). Tektonsko pogojeni fluvialni karpatski premogovni bazeni so nastali še drugod v Vzhodnih Alpah (npr. Pohnsdorf). Tudi za konglomerate, ki v zreškem prostoru leže na krednih apnencih oziroma na straniških plasteh, so sprva menili, da so neogenske starosti. Dvom pa je zbudila visoka, za neogenski premog anomalna zrelost premogove snovi, ki je spodbudila tudi pričujočo raziskavo. Magmatizem Pri tolmačenju geoloških razmer nekega ozemlja je pomembna tudi njegova termična zgodovina tako z vidika termometamorfizma anorganskih kamenin kot tudi evolucije organske snovi v sedimentih. Zato po obstoječih podatkih kratko povze- mimo sedanje vedenje o alpidskem magmatizmu severne Slovenije. Tu dominirajo karavanške in pohorske tonalitne globočnine in njihovi diferenciali, katere je v no- vejšem času obdeloval zlasti Faninger (1970, 1973, 1976, 1982, 1986). Karavanški tonalit je rupelijski, datiran 28±4 in 29±9 mil. let (Scharbert, 1975), sosednji porfirski granit (s 244±9 oz. 252±9 mil. let) pa je poznovariscičen (Oberhauser, 1980). Iste starosti kot karavanški tonalit je tudi granodiorit-tonalit Vedrette di Ries v Italiji (Faninger, 1986). 366 Milan Hamrla Ozko povezan s karavanškim tonalitom je andezitni vulkanizem severne Slovenije ter sta magmi smrekovškega andezita in karavanškega tonalita identični (Drove- nik et al., 1980). Andezitne erupcije so bile vezane na globoke prelomnice periadriat- skega prelomnega sistema in verjetno niso bile sinhrone s tonalitno intruzijo. Buser (1979) meni, da je bil andezitni vulkanizem najbolj intenziven v rupelijski stopnji, enako tudi Hinterlechner in Pleničar (1967). Drovenik in sodelavca (1980) menijo, da se je nadaljeval iz oligocena v miocen, Premru (1983) pa dopušča celo zgornjeeocensko starost. Kje je bilo težišče tega vulkanizma, je vprašljivo. Andezita in primarnih piroklastitov ne najdemo severno od smrekovškega preloma pa tudi ne severno od črte Kraberg-Slemene in donačke prelomnice. Istemu vulkanizmu pripa- dajo piroklastiti in z vrtinami dokazani andeziti pri Rogaški Slatini. Detajlna magnetometri j a je tu razkrila dobrih 10 km dolgo anomalijo s štirimi izrazitimi centri vzdolž podaljška šoštanjske prelomnice. Podoben vulkanski center je mogoče domnevati tudi vzhodno od Laškega, kjer je vrtina Td-1/84 v Trobnem dolu pokazala 125 m debelo plast andezitnega tufa na spodnjeegerijski (rupelijski) oligocenski sivici. Vulkanske andezitne erupcije ver- jetno niso bile istočasne. Tudi pohorski tonalit je periadriatska globočnina, vendar drugačnega izvora kot karavanški; prebija ga po kemizmu identičen srednjemiocenski dacit, ki je s pohor- skim tonalitom palingenega izvora (Faninger, 1973, 1982). Edina radiometrična določitev njegove starosti 19±5 mil. let (Deleon, 1969) utegne biti netočna. Dro- venik in sodelavca (1980) menijo, da bi mogel biti tudi pohorski tonalit oligocen- ski. Sicer govori Drovenik (1984) tudi o miocenskem tonalitu. Subdukcijsko pogojen magmatizem se je končal na Pohorju z ekstruzijo dacita v helvetu. O starosti pohorske intruzije še nimamo zanesljivega točnega podatka. Ker jo prebijajo daciti štajerskega vulkanizma (Tollmann, 1985), je njena starost pred- karpatska, potemtakem najverjetneje oligocenska. Skleniti torej moremo, da so alpske globočnine in predomine severne Slovenije genetsko identične ter pogojene s procesi palingeneze in anatekse v srednjealpidski subdukciji. Magmatizem v glavnem sovpada s paroksizmi orogenetskih premikanj. V vzhodnoalpski regiji sta bili dve večji magmatski epizodi vzročno povezani s pote- kom subdukcije in tektonizmom; starejša eocensko-oligocenska v severni Italiji, Sloveniji in na Madžarskem ter mlajša neogenska na zahodnem panonskem obrobju in znotraj karpatskega loka (T o 11 m a n n, 1985). Tudi ta miocenski vulkanizem ni bil povsod istočasen (Horvath & Stegena, 1977). Premogi Kemizem zreških in primerjalnih premogov Za kemično karakterizacijo zreških premogov so služile predvsem elementarne kemične analize Kemijskega inštituta SAZU Boris Kidrič v Ljubljani iz leta 1957, k temu še analiza Instituta za ugalj v Beogradu (1957), dve novejši analizi iz laboratorija Zasavskih premogovnikov (1983, 1987) in dve starejši analizi iz leta 1924; skupaj torej 17 elementarnih kemičnih analiz. Vzorci premogov iz leta 1957 so bili tedaj zbrani v razkopih, vrtinah ali še dostopnih rudniških rovih. Dve novi analizi se nanašata na vzorec krednega premoga iz vrtine V-7/83 in vzorec Osredko- vega premoga z izdanka (1987). Sveži vzorci premoga so danes dosegljivi kvečjemu še v vrtinah. Prispevek h geologiji premogišč zreškega okoliša 367 V 1. tabeli so podane povprečne vrednosti kemičnih zrelostnih parametrov za posamezne premogove sloje. Vrednosti se nanašajo na čisto premogovo snov. Podatke v preglednici dopolnjujejo zrelostni kazalci nekaterih prostorsko bližnjih, časovno analognih ali drugače zanimivih primerjalnih premogov. Podatki za premoge zunaj Slovenije so pretežno iz starejše literature in so bili ustrezno preračunani. Viri so navedeni na koncu tabele. Podatki različnih avtorjev iz raznih časov so tu in tam pomanjkljivi ali drugače nezanesljivi pa tudi kakovost in reprezentančnost vzorcev nista bili enaki. Zato predstavljajo parametri 1. tabele le približne vrednosti in služijo za približno medsebojno primerjavo premogov. Navedeni kemični parametri karakterizirajo zreške premoge kot dokaj enotno skupino kljub odstopanjem npr. Osredkovega sloja, ki kaže najvišje zrelostne para- metre (pogojene morda s sestavo vzorca premoga ali pa celo z napako v analizi iz leta 1924). Vsebnosti ogljika in hlapnih snovi pa tudi atomsko razmerje H/C kažejo precej enoten rang. Vsi imajo tudi dokaj visoko sposobnost koksanja, ki s stratigrafsko višino pada. Zgornjekredni premog se kemično ne razlikuje od premogov terciarnih radanskih plasti. Zrelostno podobni so primerjalni gosavski premogi pa tudi lutecij- ski premog Majevice. Edvardov in zgornji radanski sloj nista bila analizirana, ker premog ni več dostopen. Eocenski premogi Krappfelda in Tatabanye pa tudi premog Sečovelj so znatno nižjega ranga in po kemizmu odgovarjajo karpatskim premogom Avstrije pa tudi Starega trga. Oboji so kemično podobni oligocenskim premogom Haringa in Laškega. Premog Šege pa je termično oplemeniten (Hamrla, 1985/86). Položaj premogov ponazorimo v poenostavljenem Seylerjevem diagramu (Fran- cis, 1954), v katerem zreški in analogni premogi obsežejo spodnji del območja črnih premogov (6. slika). Vrisan položaj teh premogov je le približen, saj parametri v diagramu niso povsem skladni. Rangiranje in vzporejanje premogov po kemizmu celotnega premoga je nezane- sljivo ali celo neprimerno tudi pri neoporečnih analiznih podatkih, kajti razlike v petrografski sestavi lahko močno vplivajo na vrednosti parametrov. Presoja in primerjava po kemizmu je zato uporabna le, če analiziramo samo vitrinitno macera- lijo. Tako zrelostno rangiranje omogoča optična metoda merjenja odsevnosti vitri- nita, ki jo obravnavamo v naslednjem poglavju. Razmerje med srednjo povprečno optično odsevnostjo R^ (iz 2. tabele) in atomskim razmerjem H/C, ki kot zrelostni parameter odraža stopnjo »aromatizacije« premogov, kaže 7. slika. Iz nje je razvidna dokaj ozka lokaliziranost zreških premogov. Optična odsevnost zreških in primerjalnih premogov Zrelostno stopnjo premoga, tudi stopnjo oglenitve ali kratko rang imenovano, določamo tudi s fizikalnimi parametri, med katerimi v zadnjem času izstopa optična odsevnost premoga. Ta je odvisna od notranje zgradbe premoga oziroma njegovih sestavin ali maceralij. Odločilna je odsevnost vitrinita oziroma huminita pri premo- gih nižjega ranga, to je maceralije, ki izhaja iz lignina in celuloze višjih rastlin in se kaže v obliki gelov in gelificiranega tkiva. Določamo jo na polirani površini premoga z mikroskopskim fotometrom. Oglenitev je nepovraten proces v smeri postopnega poenotenja premogove snovi. Pri tem se spreminja kemizem v smeri naraščanja vsebnosti ogljika in zmanjševanja kisika, vode in hlapnih snovi; paralelno s tem pa se ureja notranja struktura premoga. 368 Milan Hamrla Tabela 1. Povprečni kemični indikatorji ranga zreških in sorodnih primerjalnih premogov Table 1. Average chemical rank indicators of Zreče coals and of some related comparative coals Prispevek h geologiji premogišč zreškega okoliša 369 Na potek oglenitve vpliva predvsem temperatura, kateri je bila izpostavljena organska snov, v manjši meri pa tudi čas temperaturnega vpliva. Iz tega sledi, da je rang nekega premoga - ali v sedimentnih dispergiranih fitogenih klastov - odvisen od največje globine pogreznjenja premogovne skladovnice, od geotermičnega gradienta, ki je časovno in krajevno spremenljiva količina, in od geološkega časa. Pomembnost tektonike in stratigrafije v tej zvezi je evidentna. Vse te dejavnike večinoma lahko le bolj ali manj uspešno ocenimo glede na stopnjo poznavanja geološkega in geotermič- nega dogajanja v nekem prostoru ali regiji. Neko zrelostno stopnjo organske snovi pa je mogoče doseči z različno kombinacijo temperatur, gradientov in časa, kar pomeni, da enako zreli premogi lahko nastanejo pri različnem geološkem dogajanju. Premog zato ni neposreden paleogeotermometer. Le če so bili premogi v nekem ozko omejenem geološkem prostoru izpostavljeni enakim geotermičnim vplivom, je mogoče razlike v rangu (zrelosti) med njimi tolma- čiti kot funkcijo časa. Ali obratno: premogi bolj ali manj enake zrelosti v nekem sklenjenem prostoru tudi po starosti ne morejo biti daleč vsaksebi. Na tej domnevi je zasnovana relativna ocena stratigrafskega položaja premogonosnih plasti v zreškem prostoru. Optična odsevnost in anizotropija vitrinita premogov je povezana z nastajanjem in urejanjem aromatskih huminskih kompleksov v premogu ob istočasnem odceplja- nju hlapnih sestavin. Parametra sta obratno sorazmerna. Relacija je zvezna, ni pa Viri analiznih podatkov za tabelo 1 Source of analytical data for Table 1 Število Ad analiz 1 2 Kem. inšt. SAZU Boris Kidrič, Ljubljana, 1957 1 Kem. laboratorij Zasavskih premogovnikov, Trbovlje, 1983 (KTS 1469/83) 2 3 Kem. inšt. SAZU Boris Kidrič, Ljubljana, 1957 1 Institut za ugalj, Beograd, 1957 3 4 Kem. inšt. SAZU Boris Kidrič, Ljubljana, 1957 4 1 Samec & Majdel. 1924 1 Kem. laboratorij Zasavskih premogovnikov, Trbovlje, 1987, (MP 1449/87) 6 3 Kem. inšt. SAZU Boris Kidrič, Ljubljana, 1957 1 Mineralkohlen Österreichs, 1903; Petrascheck, 1926/29,11 8 več Jovanović, 1925, 1931, (glej Hamrla, 1953) 9 6 Arhiv GZL, Ljubljana (glej Hamrla, 1959) 10 3 Petrascheck, 1925/29, II 11 2 Jovanović, 1931; Nikolić & Dimitrijević, 1981 12 1 Petrascheck, 1922/25, I 1 Mineralkohlen Österreichs, 1903 13 več Arhiv GZL, Ljubljana (glej Hamrla, 1959) 14 6 Arhiv GZL, Ljubljana (glej Hamrla, 1959, 1985/86) 15 2 John & Eichleiter, 1901 16 1 Petrascheck 1922/25, I 1 Mineralkohlen Österreichs, 1903 17 več Arhiv GZL, Ljubljana 18 2 Petrascheck, 1922/25, I 1 Grosspietsch, 1914 1 Mineralkohlen Österreichs, 1903 19 1 Mineralkohlen Österreichs, 1903; Petrascheck, 1922/25, I 20 1 Petrascheck, 1922/25, I; Mineralkohlen Österreichs, 1903 1 John & Eichleiter, 1901 1 Kem. laboratorij Zasavskih premogovnikov, Trbovlje, 1984 (KTS 33/84) 21 3 Kem. inšt. SAZU Boris Kidrič, Ljubljana, 1957 3 Institut za ugalj, Beograd, 1957 24 - Geologija 30 370 Milan Hamrla Sl. 6. Položaj zreških in nekaterih primerjalnih premogov v poenostavljenem Seylerjevem diagramu Fig. 6. Plots of Zreče coals and of some comparative coals on simplified Seyler's chart čisto premočrtna (M. Teichmüller, 1971). Gradient oglenitve ali ranga (grad r = je najmanjši pri zrelih premogih (do nekako 45 % hI oz. 0,5 % Rm), nato premo raste (do približno 5 % hI oz. 2,5 % R^), največji pa je pri antracitih (nad 2,5 % Rm). Metodo ugotavljanja zrelostne stopnje organske snovi s pomočjo optične odsevno- sti so v zadnjih letih razvili predvsem nemški in francoski geologi. Uporabna je pri preučevanju termalne zgodovine geoloških okolij, pri naftnem raziskovanju, v struk- turni geologiji in geotermiji. Najpogostnejše je ugotavljanje zrelostne stopnje organ- ske snovi v globokih vrtinah, kjer odsevnost (R) z globino (H) narašča v odvisnosti od sedanjega ali nekdanjega geotermičnega gradienta; sprememba gradienta (f§= tga) se odraža v različnem nagibu spojnice merjenih vrednosti. Prednost metode je v prepro- stosti, hitrosti in uporabnosti tudi pri zmerno oksidiranih vzorcih. Vzorci premogov in meritve Vzorci zreških premogov za mikroskopske preparate izhajajo pretežno iz razisko- valnih del, izvedenih v letih 1956 do 1960. Manjkata nedostopna vzorca Edvardovega sloja in lignitnega sloja iz Malahome. Primerjalni premogi so večinoma iz zbirk, Prispevek h geologiji premogišč zreškega okoliša 371 Sl. 7. Diagram atomskega razmerja vodika in ogljika ter optične odsevnosti (Rm) za zreške in primerjalne premoge Fig 7. Relation of atomic hydrogen/carbon ratio versus reflectance (Rm) of Zreče coals and of comparative coals nekaj vzorcev pa je bilo dodatno zbranih z izdankov ali iz novejših vrtin. Žal nismo razpolagali z vzorci premogov iz avstrijskih nahajališč. Polirane kosovne ali zrnaste preparate je izdelal Ciril Gantar na Odseku za geologijo FNT Univerze v Ljubljani. Skupaj je bilo za 6 premogovih horizontov zreškega prostora pripravljenih 16 preparatov, za 13 primerjalnih premogov pa 19 preparatov. Orientirani so večji del poljubno. Petrografska sestava premogov radanskih plasti je dokaj podobna. Vsi so nor- malni humusni premogi, kar velja tudi za kredni premog (sloj »pucka«). Prevladujoče okolje nastanka večine premogišč je bilo lakustralno ali fluvialno, pri krednem premogu tudi lagunalno. V petrografskem pogledu med premogi ni pomembnih razlik. Prevladujoča litotipa sta vitrit in klarit, slednji količinsko zelo podrejen. Liptinitne maceralije zastopajo spore, smolna zrna in kutikule. Prevladuje telokolinit z vmesnimi pasovi kolinita. Lesna struktura je lepo razpoznavna in je rezinit ponekod pogost. Inertinit je zastopan z redkimi sklerociji, fragmenti fuzinita in različki semifuzinita, ki so tu in tam količinsko obilnejši. Anorganska snov je večinoma v pasovih zelo drobno porazdeljena glina, povsod prisoten pa je pirit v obliki okruglastih skupkov. Anizotropije pri zreških premogih ni opaziti. Mikro- skopska slika zgornjega radanskega sloja pa je nekoliko drugačna. V njem prevladuje poenoteno, vendar še porozno tkivo humotelinita z rjavkasto-rdečimi refleksi in obilnimi zrni rezinita. Tekstoulminit oziroma telogelinit v tankih pasovih pa tudi okroglasta zrna porigelinita so služili za merjenje odsevnosti. Podobna, vendar svetlejša zrna verjetno izhajajo od flobafenov (celične ekskrecije tanina) in smo jih našli tudi v premogu Starega trga. Odsevnost sem meril v glavnem z Berekovim mikrofotometrom na mikroskopu Leitz KPM, z objektivom 25x/0,65 v oljni imerziji in z uporabo Leitzovega zelenega 372 Milan Hamrla Tabela 2. Merjene vrednosti srednje povprečne odsevnosti vitrinita (Rm) zreških in primerjalnih premogov Table 2. Measured mean random vitrinite reflectance (R^) of Zreče coals and of some comparative coals Prispevek h geologiji premogišč zreškega okoliša 373 Primerjalni premogi: Comparative coals 374 Milan Hamrla SI. 8. Vrednosti merjenj povprečne optične odsevnosti vitrinita zreških in primerjalnih premo- gov Fig. 8. Random vitrinite reflectance measurements of Zreče coals and of comparatative coals filtra 53 (X = 527 nm), pri čemer so vrednosti preračunane na standardno valovno dolžino 546 nm. Nekaj meritev je bilo opravljenih tudi na fotometrični aparaturi Odseka za geologijo FNT Univerze v Ljubljani (Hamrla, 1985/86). Skupaj je bilo izvedenih 45 meritev na zreških premogih in okrog 35 meritev na primerjalnih premogih. Povprečno število odčitkov za meritev na Berekovem mikrofotometru je bilo 15, na instrumentu Odseka FNT pa 27. Vrednost povprečne odsevnosti je bila izračunana kot aritmetična sredina odčitkov in meritev. Prispevek h geologiji premogišč zreškega okoliša 375 Sl. 9. Razmerje optične odsevnosti (Rm) in geološke starosti zreških in primerjalnih premogov Fig. 9. Relationship between reflectance values (Rm) and geologic age of the Zreče coals and of comparative coals Natančnost merjenja z Berekovim fotometrom je sicer visoka in znaša po S t a c h u (1955) 1 %,ро Hunt j ens in Van Krevelenu (1953) pa 3% merjene odsevnosti. Vendar je pri določevanju odsevnosti nekega premoga treba računati z možno disperzijo merjenih vrednosti zaradi razlik med vitriniti istega premoga. Te so lahko pogojene z neenakim rastlinskim izvorom, različnim potekom in stopnjo lokalnega razkroja pa tudi z neenakomerno kakovostjo politure, z oksidacijo vzorcev in podob- nim, kar vse lahko vpliva na merjeno vrednost odsevnosti. Razlike v odsevnosti so največje pri huminitih malo zrelih premogov (<0,4 % R^,), kjer lahko dosežejo celo do ± 0,15% (Künstner et al., 1980). Za zadovoljiv povpreček je torej potrebno primerno število odčitkov (ICCP, 1957). 376 Milan Hamrla V 2. tabeli so zbrani rezultati meritev srednje povprečne odsevnosti Rm za zreške premoge. Preciznost meritev odsevnosti je znotraj 0,07%, ponovljivost podatka (reprezentančnost) pa je izračunana v povprečku z ± 0,08 %. V tabeli so podane tudi merjene odsevnosti primerjalnih premogov. Podatke meritev prikazujemo tudi gra- fično na 8. sliki. V 2. tabeli in 8. sliki navedene odsevnosti kažejo enak in relativno visok rang straniškega, Rugljevega, Osredkovega in radanskega premoga, ki je dokaj blizu rangu krednega »pucka« sloja in identičnega premoga (G) gosavskih plasti Grdeličke klisure v Srbiji (Hamrla, 1953). Tu velja omeniti, da znaša srednja odsevnost vitrinita premogovih vključkov v santon-campanskih bazalnih plasteh Kainacha 0,82% Rm, kot jo je določila M. Teichmüller (1980). Odsevnost najvišjega zgornje- radanskega premoga v zreškem zaporedju pa je skoraj za polovico nižja, kar je v skladu z njegovo pripadnostjo geološko mlajšim plastem. Predhodne raziskave odsevnosti nekaterih slovenskih premogov (Hamrla, 1985/86) so ob določeni disperziji vrednosti pokazale premo razmerje med odsev- nostjo in absolutno starostjo. Podatki 2. tabele v geološkem kronogramu (9. slika) jasno kažejo časovno odvisnost ranga ter pripadnost premogov straniških in radan- skih plasti območju spodnje polovice paleogena. Zgornji radanski premog pa skupaj s premogi iz bližine Slovenj Gradca pripada območju srednjega neogena. Paleogeotermičnost Globinski položaj odsevnosti premogov kaže 10. slika, pri čemer smo globine določili iz znanih oziroma privzetih debelin plasti, ki so podane v 3. tabeli. Krivulja odsevnosti, ki ponazarja geotermično progresijo, nima vertikalne kontinuitete, am- pak je grobo prekinjena, kar dokazuje dvojnost skladovnice. Potek krivulje v zgor- njem delu z vrednostima odsevnosti za zgornji radanski premog in lignit Malahome (odsevnost ocenjena med 0,2 in 0,25 % Rm) je zvezen sublinearen z »normalnim« recentnim vertikalnim gradientom ranga okrog 0,04 % Rm/100 m. Spodnji del zapore- dja, vključno s kredo, je termalno zrelejši. Vertikalna geotermična progresija je enako zvezna sublinearna, gradient oglenitve v tej okrog 450 m debeli skladovnici pa znaša v povprečku 0,018% Rm/100 m. Skladovnico sestavljata torej dve paleogeotermično različni skupini plasti. Značilen je majhen pozitiven zvezen gradient oglenitve v spodnjem delu, kar govori za skromen temperaturni gradient in enakomerno paleo termi j o v obdobju zgornjekredne in naslednje paleogenske (paleocenske-eocen- ske?) sedimentacije oziroma dobe, kateri bi potemtakem straniške in radanske plasti tudi pripadale. Današnji temperaturni gradient v zreškem prostoru je skromen. Doslej je bil merjen dvakrat: v vrtini B-1/82 je znašal 28°C/km, v vrtini B-2/85 pa le 15°C/km (Ravnik et al., 1982; ustni podatek, 1985). Je torej pod regionalnim povprečkom ter v skladu z geotermičnimi gradienti v Alpah, Apeninih in tudi Karpatih, ki znašajo danes zaradi debele subduktivno nastale skorje le med 19 in 23°C/km (R. Teich- müller & M. Teichmüller, 1986; Čermak & Rybach, 1979). Poskusimo oceniti nekdanje temperaturne gradiente še iz ranga, starosti in globin premogov. Neka splošna razmerja med globino pogreznitve, temperaturo, časom in zrelostjo organske snovi, katero definiramo s povprečno odsevnostjo vitrinita, so danes znana. S tolmačenjem razmerja med oglenitvijo in geotermičnostjo so se ukvarjali Francis (1954), Karv^^eil (1956), Buntebarth (1978/79,1979), M. in R. Teichmüller (1979), Bostik (1973) in Bos tik s sodelavci (1979) in drugi. Prispevek h geologiji premogišč zreškega okoliša 377 Sl. 10. Progresija odsevnosti vitrinita (Rm) z globino Fig. 10. Increasing vitrinite reflectance (Rm) with depth Zaradi skromnih debelin plasti in zaporednih erozijskih redukcij krovninskih plasti zreških premogov le-ti nikoli niso bili posebno globoko. Cenimo, da največja globina krednega »pucka« sloja ni znašala več kot 1100 m (3. tabela). Iz poteka terciarnega odlaganja v zreškem prostoru, kot smo ga interpretirali v okviru podat- kov o regionalni evoluciji, slede časi zorenja premoga in temperature. Ta poskus interpretacije ponazarja 11. slika. V naslednjem se poslužimo razmerij med odsevnostjo, časom in temperaturo, kot so jih objavili Bostik in sodelavci (1979) in katere kaže 12. slika. Odločilen je »efektivni« čas segrevanja, to je čas trajanja izpostavljenosti premoga v intervalu ± 15°C okrog najvišje temperature, bodisi zaradi pogreznitve ali drugih vzrokov. Iz zamišljenega poteka sedimentacije (11. slika) bi sledilo, da je obdobje največjega prekritja od helveta dalje trajalo okrog 18 milijonov let. Iz največje globine prekritja za kredni sloj 1100 m in za radanski sloj 700 m, odgovarjajoče odsevnosti 0,795 % in 0,74% ter »efektivnega« časa 18x 104et dobimo iz diagrama (Bostik et al., 1979) 378 Milan Hamrla Tabela 3. Ocenjene debeline plasti ter hitrosti grezanja (odlaganja) za zreški prostor Table 3. Estimated sediment thickness data and velocities of subsidence (deposition) at the Zreče site Prispevek h geologiji premogišč zreškega okoliša 379 Sl. 11. Rekonstrukcija verjetne terciarne sedimentacije za zreški prostor s tektonskim in magmatskim dogajanjem ter globinami prekritja Fig. U. Reconstruction of the probable course of Tertiary sedimentation at the Zreče site, with tectonic and magmatic events and burial depths of coal-bearing beds temperature 125°C za sloj »pucka« in 117°C za radanski sloj. Po Bostiku (1973) bi te temperature znašale 118 in 112°C, po Karweilu (1956) celo 130 do 140°C, kar nakazuje večje globine in višje temperaturne gradiente. Iz temperature in globine izračunan temperaturni gradient znaša za kredni premog 114°C/km, za radanski premog pa celo 167 °C/km. Tako visokih vrednosti temperaturnega gradienta oziroma regionalnega toplotnega toka v neogenu zagotovo ni bilo. Pa tudi po postopku Buntebartha (1979) izračunane vrednosti paleogradientov so skoraj dvakrat nižje. Zato upravičeno sklepamo, da je morala biti neka oglenitev premoga dosežena tudi že prej. Ker globine pogreznjenja premogovnih plasti v paleogenu niso bile posebno velike, tedanje zemeljsko toplotno polje pa skromno (10. slika), pride kot dodatni dejavnik oglenitve v poštev oligocenski magmatizem, predvsem pohorska ali pa tudi karavanška tonalitna globočnina. Vpliv intruzije je bil enakomeren za vse predne- ogenske premoge. Relativne razlike v zrelostni stopnji odraža dejavnik časa, manj pa temperaturne razlike zaradi neenakih globin premogovih slojev. Raziskave tempera- turnega vpliva intrudirane magme kažejo, da ta traja - odvisno od dimenzij - kveč- 380 Milan Hamrla SI. 12. Razmerje med povprečno optično odsevnostjo vitrinita (Rm), najvišjo temperaturo in efektivnim časom segrevanja premoga. Po Bostick et al., 1979 Fig. 12. Relationship between average vitrinite reflectance (Rm), maximum temperature and effective heating time of coal. After Bostick et al., 1979 jemu nekaj milijonov let, nakar se z ohladitvijo magmata regionalni toplotni tok zopet normalizira (Mundry, 1968; Buntebarth, 1980). Za zgornji radanski premog z odsevnostjo 0,41 % Rm privzamemo največje pre- kritje 600m, trajanje prekritja pa enako 18 milijonov let. Po Bostiku s sodelavci (1979) dobimo najvišjo temperaturo pri oglenitvi 50 °C in iz tega izračunani tempera- turni gradient 80°C/km, kar je znatno več od sedanjega temperaturnega gradienta v zreškem prostoru. Ob podmeni, da temperaturni gradient v neogenu ni bil bistveno višji od recentnega, sklepamo na morebitni dodatni termični vpliv tudi še pri zorenju zgornjega radanskega premoga. V poštev pride le pohorski neogenski dacitni vulka- nizem, manj verjetno (še ne ohlajen) pohorski tonalit. Tak dodatni termični vir bi mogel zmerno vplivati tudi na starejše premoge. Neka druga možnost povečanja gostote toplotnega pretoka, kot npr. stanjšana skorja, ki je značilnost Panonskega bazena (Horvath & Stegena, 1977), za zreški okoliš na robu Alp ne pride v poštev. Zaradi tanke skorje ali razlik v prevodnosti kamenin utegne biti toplotni pretok visok le v skrajnem severovzhodnem nižinskem predelu Slovenije in sosednjem Štajerskem bazenu, kjer znašajo recentni tempera- turni gradienti do 67 °C/km (Inst. Franc, du Petrol, 1960; Horváth & Ste- gena, 1977; Tollmann, 1985). Povzetek in sklep Prehod krede v terciar je bil kočljiv časovni interval hitrih menjav geološkega okolja in sedimentacijskih razmer v razgibanem obdobju alpidske orogeneze. Plasti, ki so nastale v tem času, so pri nas razširjene predvsem v jugozahodni Sloveniji. Prispevek h geologi] i premogišč zreškega okoliša 381 Geološke razmere v zreškem prostoru in okolici, podprte z raziskavo in interpretacijo ranga tamkajšnjih premogov v okviru tektonskega in magmatskega dogajanja na prostoru sedanjih Jugovzhodnih Alp, dodatno kažejo na prisotnost staropaleogen- skih plasti tudi v severni Sloveniji. 11. slika kaže možni časovni potek odlaganja in erozije plasti zreške skladovnice, ki vključuje tudi nekaj slojev in vključkov premoga. Debeline odloženih plasti so ocenjene, hitrosti grezanja v posameznih obdobjih pa so privzete po podatkih za Panonski bazen (Horvath & Stegena, 1977) in za Renski bazen (M. Teich- müUer & R. Teichmüller, 1979). Navedene so v 3. tabeli. Ene in druge so prostorsko in časovno variabilne in so zato za zreški prostor na obrobju Panonskega bazena seveda možne tudi drugačne vrednosti. V nemirnem obdobju paleogena je na nestabilnih tleh prihajalo le do krajših sedimentacij v lokalnih plitvih sladkovodnih bazenih ob sicer intenzivnem fluvial- nem zasipavanju. Šotišča v teh okoljih so bila zato prostorsko in časovno bolj ali manj omejena, na evolucijo premogov pa so vplivali dejavniki v skladu s tektonsko, sedimentacijsko in erozijsko dinamiko in magmatizmom. Spodnji del plasti zreške terciarne skladovnice s premogi je podoben ypresijskim plastem (Höhenv^irt-Sittenberg serije), ki pri Krappfeldu v Avstriji transgredirajo prek zgornjekrednih usedlin (Van Hinte, 1963; Tollmann, 1977). Najnižje v zreškem zaporedju so sladkovodne straniške plasti, ki bi utegnile biti zgornjepale- ocenske starosti. Kakšne plasti so bile odložene v višjem, že davno erodiranom delu straniške serije, ne vemo. Ni izključeno, da je tedaj sladkovodna sedimentacija postopno prehajala v morsko in da so se nad to serijo odlagali tudi eocenski foraminif orni apnenci. To domnevo podpirajo prodniki numulitnega in alveolinskega apnenca v klastitih, ki straniške plasti diskordantno prekrivajo. Starost apnenca je spodnje- do srednjeeocenska (Drobne et al., 1977, 1979, 1985), enaka kot za podobne kamenine v Krappfeldu. Možno je tudi, da ti apnenci s sedimentacijo straniških plasti nimajo zveze. Vendar so izdanki cuisijskih in lutecijskih numulitnih apnencev na sicer redkih mestih vzdolž Severnih Kravank zanesljiv dokaz za eocen- sko morsko sedimentacijo v istem prostoru. Diskordantne radanske plasti nad straniškimi imajo povsem drugačen facies in kažejo molasni karakter. Zrelost premogov, ki jih vsebujejo, se od straniškega skoro ne razlikuje. Grobi polimiktni, povsem nesortirani fluvialno-hudourniški konglome- rati izpričujejo hitro in burno erozijo in zapolnejvanje intermontanih depresij. Takšna sedimentacijska dinamika je bila zelo verjetno pogojena z ilirsko tektonsko fazo v srednjem luteciju, kamor postavljajo v Jugovzhodnih Alpah pričetek molasne sedimentacije (Premru, 1981). Radanske plasti so mogle biti potemtakem verjetno odložene v drugi polovici eocena. Veliki, slabo zaobljeni prodniki niso potovali daleč, med njimi pa so cuisijski in spodnjelutecijski numulitni apnenci prisotni povsod. Kakšne so bile radanske plasti v svojem že erodiranom zgornjem delu in koliko jih je bilo, tudi ne vemo. To sedimentacijsko obdobje je verjetno prekinila šele pirenejska faza. Obdobje med zgornjim eocenom in srednjim oligocenom je pripadalo nemimi fazi emerzije z dviganjem, narivanjem in magmatizmom. Tedaj se je pričela tudi izolacija sedimentacijskega območja Paratetido. V zreškem prostoru slede radanskim plastem šele neogenske usedline, ki so dokazane mikrofavnistično in z nižjim rangom premo- gove snovi. Dvojnost klastičnih skladov nad straniškimi plastmi je lepo razvidna v prekinjeni progresiji odsevnosti premogov (10. slika). Skupno debelino plasti miocenskega cikla s fluvio-limničnimi sedimenti spodaj in morskimi zgoraj cenimo 382 Milan Hamrla na blizu 500 m, medtem ko je povprečna debelina miocena v Panonskem bazenu le 230m (Horváth & Stegena, 1977). Neogenske usedline pri Zrečah ne vključujejo plasti piroklastitov (z izjemo 20 cm debelega vložka verjetno presedimentiranega tufskega materiala); med prodniki pa tudi ni magmatskih kamenin. Zato so morale biti te plasti odložene pred razgaljenjem tonalitne globočnine in pred nastankom pohorskega (štajerskega) dacitnega vulkanizma. Ker je v neogenskih klastitih erodi- ran material starejših sedimentov, najdemo med prodniki tudi numulitne apnence. Pliocenska in kvartarna sedimentacija sta dali v zreškem prostoru skupaj kakšnih 250 m usedlin. Debelina pliocena na skrajnem robu Panonskega bazena je skromna v primerjavi s 1000 do 5000 m debelimi pliocenskimi sedimenti znotraj bazena (Horváth & Stegena, 1977). Gradient oglenitve ali ranga premogov krednih in starejših terciarnih plasti zreškega prostora je - kot vidimo na 10. sliki - zelo majhen, kar istočasno govori za skromen in enakomeren paleogeotermični gradient tedanjega časa. Primerjava s tem- peraturnimi paleogradienti, izračunanimi iz merjenih vrednosti odsevnosti, ocenje- nih globin pogreznjenja in temperatur, kaže, da je poleg tedanjega normalnega zemeljskega toplotnega toka vplivala na doseženi rang premogov tudi termalna anomalija zaradi bližnjega rupelijskega magmatizma. Bilo je tudi mogoče pričako- vati, da intruzije dimenzij pohorskega in karavanškega tonalita ne morejo ostati brez vpliva na organsko snov v bližnjih predrupelijskih plasteh. Pri neogenskem premogu je termični vpliv poznejšega dacitnega vulkanizma zaznaven, je pa skromnejši. Termični vplivi intruzivnega in eruptivnega magmatizma so bili sorazmerno kratko- trajni in so učinkovali na vse tedaj obstoječe premoge v enaki meri. Dejstvo, da so na območju južno od današnjih Jugovzhodnih Alp ob zahodnem obrobju Panonskega bazena prisotni ostanki apnencev z eocensko mikrofavno, bodisi kot prodniki v mlajših plasteh ali in situ v sicer redkih izdankih, vzbuja domnevo o tedanjem sorazmerno večjem, medsebojno povezanem sedimentacijskem prostoru. O lutecijski morski transgresiji, ko je moglo priti do zveze sedimentacijskih prostorov severne Italije, Istre, Dalmacije in Madžarske, so razmišljali že mnogi geologi: Trunko (1969), Gidai (1978), Drobne (1979), Mikuž (1979), Pleničar in Pavlovec (1974) in drugi. Ti sedimenti so bili v osrednji in vzhodni Sloveniji odstranjeni že v pirenejski in naslednjih orogenih fazah. Zaradi tangencialnih in vzdolžnih premikanj, ki so potekala ob periadriatskem lineamentu med spodnjim eocenom in koncem miocena, je ob še nepojasnjenem mehanizmu premikov del skorje ob njem izginil (Tollmann, 1977). Tako npr. severno od periadriatske suture ne opazujemo oligocenskih usedlin. Vprašanje je tudi, ali ležijo gosavski in spodnjeterci- arni ostanki na območju Jugovzhodnih Alp le slučajno samo na kameninah krške narivne strukture, kateri sicer pripisujejo predgosavsko starost (Tollmann, 1977; Oberhauser, 1980). Če je do kolizije in srednjealpidskih narivanj prišlo šele po eocenu (Channell & Horváth, 1976), bi mogel biti nariv krškega pokrova, vključno s krednimi in paleogenskimi plastmi, posteocenski. Zreška premogišča so danes z vidika surovinske baze nepomembna. Prevladujoča fluvialna sedimentacija v ožjem zreškem prostoru ni bila ugodna za nastajanje večjih premogišč. Poleg tega je zreška skladovnica tektonsko razkosana in zlasti v spodnjem delu zelo porušena. Ugodnejše facialne in tektonske razmere bi mogli pričakovati v neogenski skladovnici severovzhdono od Konjic, kjer udeležba relativno večjih premogovih slojev ni čisto izključena. Na limnično-paludalna neogenska okolja na obrobju Štajerskega bazena je bilo (v Avstriji) vezanih nekaj industrijsko pomemb- nih premogišč. Contribution to the geology coal deposits in the Zreče area 383 Prispevek je bil prvotno zamišljen le kot raziskava odsevnosti zreških premogov. Vprašanje geološke starosti premogovnih plasti pa obseže tako raznovrstno proble- matiko, da jo posameznik v podrobnostih ne more tehtno obravnavati. Predstavljena interpretacija razmer na osnovi relativnega ranga premogov je hipoteza, ki jo bo potrebno preveriti s paleontološkimi, sedimentno-petrografskimi, petrološkimi, tek- tonskimi in drugimi raziskavami. Contribution to the geology of coal deposits in the Zreče area and reflectance-based ranking of its coals The Gurktal nappe, as part of the Austro-alpine overthrust structures in the region of Eastern Alps, rests on the crystalline basement of the Central Alps close north of the Periadriatic lineament. Its southeastern portion, fragmented and detac- hed along the dextral Lavanttal fault for some 15 to 18 km, reaches on the northwe- stern and southern slopes of the Pohorje montain up to the Zreče area. Though a fragment only, the Zreče outlier comprises the whole stack of beds, its upper two thirds consisting of Upper Cretaceous Gösau beds overlain by a thick series of Tertiary sediments. The age of the prevailingly clastic Tertiary suite of sediments - their faunal and floral evidence meagre - has long been a matter of controversy. Recently it has been considered entirely as Neogene. Coal seams of modest dimensions occur within this sequence. Those in the Maestrichtian Gösau beds and within the lower part of the following Tertiary succession are high-volatile bituminous coals, whereas the younger coals higher up are lignites. Small-scale commercial exploation of coals at several localities began in the first half of the previous century and lasted for about hundred years, the last mine to close down in 1954. The coals, noted by high quality, were marketed in that time to Vienna, Graz and Budapest. The coalfields of Zreče are presently of no economic importance. The coalification ranks of the Zreče coals have been examined and assumed as time-diagnostic. The Gösau sediments of the Eastern Alps are commonly coal- bearing. The Paleogene beds directly overlying the Gösau sediments have been hitherto proved in the Krappfeld area in Austria only. However, the indications based on the coal ranks suggest the presence of the Paleogene beds also in the Zreče area. Elsewhere, the Early Tertiary sediments - contingently deposited over the eroded Gösau beds - had been eroded away long ago, featuring the Gösau remnants covered directly by the Neogene elastics. The geologic set-up of the Zreče area is presented in a geologic map and in three cross sections (Figs. 1 and 2). The Gurktal nappe area in the SE Alps region is outlined in a sketch, showing principal locations and sites discussed in text (Fig. 3). The general geologic section from the Zreče site shows lithologies, unconformities and position of the coal seams (Fig. 4). Its comparison with other Gösau localities within the Gurktal nappe area is presented in Figure 5. The lowermost part of the unconformable Tertiary strata at Zreče are several ten meters thick Stranice beds, consisting of freshwater platy sparitic limestone and greenish mud-shale. Fresh-water molluscs and fossil flora are contained in these sediments, the latter considered by Engelhardt in 1902 as of Middle/Upper Oligocene age. There is no microfauna in the rocks. These beds - the erosional remnants of an originally thicker Early Tertiary accumulation - could have gradually passed over 384 Milan Hamrla from the initial freshwater to a later marine facies, possibly of foraminiferal limesto- nes. Such supposition would be supported by the presence of pebbles of Eocene limestones with nummulites and alveolinas, scattered in younger elastics throughout Carynthia and corresponding in appearance and age to the Krappfeld beds. Whether or not the Cuisian and Lower Lutetian limestones, which do occur also in several outcrops along the Northern Karavake Mountains, have any connection with the Stranice beds, they present the unquestionable evidence of the Early Eocene marine sedimentation in this region. A coal seam occurs at the base of the Stranice beds within the platy bituminous limestone, averaging about 0.8 m in thickness and reaching up to 2 m in places. It was mined in the local Stranice trough measuring about 1.2 x 0.8 km. The Stranice colliery was the most important of a number of small coal mines in the area, and the last to close down. Unconformably overlying the Stranice beds are fluvial-limnic molasses, named the Radana beds. They commence with an about 150 m thick accumulation of well- cemented, coarse, polymict conglomerates of fluvial and torrential origin, apparently brought about by rapid erosion and infilling of local rifts or depressions. Higher up the conglomerates are interbedded with sandstones and sandy-silty or clayey marls in which several unsteady lenticular coal seams occur, their rank corresponding to that of the Stranice coal. The lowest coal seam (the Rugelj coal) is found at the very base of the elastics, and the highest seam (the Radana coal) some 250 m above the Cretaceous basis. The Radana coal was extensively exploited in the past, its mineable thickness reaching 2 m but averaging about 0.8 m. The mined-out area covered an expanse of at least 850 x 450 m at the time of mine's closure in 1914. The rest of other haphazard coals occurring within the Radana clastic series was of no or of very minor industrial importance. The age of the Radana series, holding pebbles of the Lower and Middle Eocene limestones, is apparently post-Middle Eocene. Its deposition under high-energy condition was eventually brought about by the onset of the Illyrian orogeny in the Mid Eocene times. The Radana beds, their upper part reduced by erosion as well, are overlain by a younger sequence of fluvial conglomerates and sandstones, intercalated with silty- clayey sediments of more quiet sedimentation episodes. There is a gradual facial transition of fluvial elastics to marine clayey marls on top of the sequence. Though the onset of this accumulation is lithologically blurred, its stratigraphie position is proved by the Helvetian microfauna as well as by the adequately lower rank of the upper Radana coal some 60 m above the Radana coal. In addition, the Neogene elastics are not so well cemented as the Radana beds are, they do exhibit a higher degree of weathering and possess a much lower electric resistivity. They do contain Eocene limestone pebbles too, but no magmatics. There are no intercalations of pyroclastics within the suite. The tkickness of the Neogene beds wouldn't surpass 400 m or so. The period between the Upper Eocene and the Middle Oligocene was a period of emersion and of tectonic turmoil. The separation of Paratethys was initiated in that time. The mesoalpine subduction gave rise to igneous intrusions and extrusions: the Rupelian Karavanke tonalité, the Smrekovec andésite and the Pohorje tonalité, the latter intrusion apparently more or less contemporaneous, yet Pre-Karpatian in age. Quantitatively more modest was the latest extrusion of the Pohorje dacite, which was conditioned by the Styrian volcanic activity during the Karpatian times. Whatever Contribution to the geology coal deposits in the Zreče area 385 25 - Geologija 30 the precise date of magmatism, it did postdate the deposition of the coal-bearing Stranice and Radana beds. The absence of volcaniclastics within the Neogene beds speaks for a Pre-Karpatian deposition. The thickness of the Pliocene and the Quaternary gravels and yellow clays in the Zreče area might be in the order of 200 m at maximum. Quartz is the prevailing pebble, the rest the Pohorje magmatics and other crystalline rocks. A thin earthy lignite seam occurs east of Zreče at Malahorna. The sediment thickness data for the Zreče site, measured and assumed, are summarized in Table 3. The examination of the coalification ranks of the Zreče coals revealed that those from the lower levels of the Tertiary succession had been coalified to nearly the same maturation level as that of the Maestrichtian Gösau beds. Consequently, the hypot- hesis has been made that Early Tertiary beds might be present within the Tertiary succession at the Zreče site. Vitrinite reflectance, as measured with microscope pohotometer on polished coal sections, has been used as the principal coal ranking parameter. Basic chemical rank indicators of coals, summarized in Table 1 and plotted in simplified Seyler's chart (Fig. 6), have been considered, too. For the sake of comparison, the parameter data for some related coals of known age are given in tables and graphs. Since the chemical parameters available refer to analytical data of occasional whole coal samples of various provenance, origin, analytical quality and representativeness, the comparability might be impaired. However, the Zreče coals plot closely with the Cretaceous and comparative Eocene coals in the reflectance versus H/C atomic ratio diagram (Fig. 7). Following the normal procedure of sample preparation, 16 polished sections were prepared for 6 different Zreče coals and 19 preparations for 13 comparative coals of various ages. The sections are randomly oriented. Reflectivity measurements were made with a Berek photometer on a Leitz KPM microscope, partly also with a Leitz MPE microscope pohotometer on Ortholux, applying 25/0.65 oil immersion objective and an 8-power ocular. 546 nm monochromatic light was used on the MPF, and Leitz filter No. 53 on the Berek photometer, its measured values subsequently computed to the standard wavelength. A synthetic sapphire standard having 0.588% reflectance in oil was employed. Altogether 45 reflectance measurements were made on the Zreče coals and 33 measurements on the comparative coals. Telocollinite and corresponding humotelini- tes were the main measured maceráis. The number of individual readings on each suitable measured point averaged 15 for the Berek and 27 for the MPF photometer respectively, their mean values the basis for a single reflectance determination. The mean reflectance percentage R^ for each individual coal seam was calculated from the measurements. The mean random vitrinite reflectance data in immersion oil and related statistics for the measured coals are given in Table 2. The precision of the reflectance measurements is within 0.07%, and an average repeatability 0.08%, the latter considered as an average measure of accuracy in R^ determinations for the investiga- ted coals. The scatter and frequency of random reflectance measurements are presented graphically in Figure 8. The reflectance of coals within the Stranice and the Radana beds plot quite closely together, very near to the ranks of the Gösau coals as well as of the other Eocene coals. On the other hand, the reflectance rank of the upper Radana coal reveals much lower maturation level, corroborating so its lower age. 386 Milan Hamrla The positively correlative relationship between the reflectance rank and the geologic age, apparently relevant with a certain degree of dispersion for Slovenian coals (Hamrla, 1985/86), is shown in Figure 9. An increase of reflectance values with the age of coals is considered basically related to the depth of burial and to the time factor, the dispersion of values brought about by differences in regional geothermal heating and occasional effects of igneous heat sources. The plots of coals in the graph strongly suggest that the coal-bearing Stranice and the Radana beds might be ranged into the Lower Paleogene, and the beds holding the upper Radana coal into the Neogene. This notion is supported by the vertical downward increase of vitrinite reflec- tance at the Zreče site, shown in Figure 10. The discontinuous reflection curve reveals a substantial break in the lithologically similar beds, belonging thus to two different geothermal periods: an older one encompassing the Cretaceous and apparently the Early Tertiary beds, and a younger one of the Neogene age, their coalification gradients measuring 0.018 % R^/lOOm and 0.04 % R^/lOO m respectively. While the rank gradient of the younger series seems rather "normal" is the gradient of the older series especially low. It does indicate a low and steady paleogeothermal gradient during the Maestrichtian and the Lower Paleogene times. A low geothermal heating of that time couldn't bring the coalification of coals to the level as we observe today. The present geothermal gradient at the Zreče site was determined recently in boreholes and is in the order of 28°C/km (Ravnik et al., 1982). Taking into consideration the alpine tectonic and magmatic events in the SE Alps region, an attempt has been made to reconstruct the probable depositional and burial history of the presumed Paleogene coal-bearing and higher Tertiary beds at the Zreče site. It is shown in Figure 11. From the estimated thicknesses of beds, which are listed together with the assumed velocities of subsidence (deposition) in Table 3, the order of burial depths of coals can be deduced. The paleogradients can be estimated also from the empirical relationship between rank (vitrinite reflectance), time and rock temperature. These relations have been studied and investigated by a number of authors recently. The diagram presented by Bostick et al. (1979) has been used here and is reproduced in Figure 12. It refers to the "effective heating time", this being the time of exposure to maximal temperature. According to the tentative model assumed in Figure 11, the deepest level of subsidence, and thus the highest coalification temperature, should have been reached during the Miocene/Pliocene times. Hence, the burial time of about 18 My may be taken as the "effective heating time". Maximum temperatures are read in the graph, and with them paleogeothermal gradients 114°C/km and 167°C/km for the Cretace- ous coal and for the Radana coal respectively have been computed. Such excessive values for the Neogene times are highly improbable; they have been disproved also by computation verification according to Buntebarth (1979). Consequently a partial coalification must have been completed already prior to the Neogene burial. Since shallow depths and apparently modest regional geothermal heating of the early Paleogene times could not contribute much to the coalification, a synorogenic thermal influence of the Oligocene magmatism must be assumed as an additional heat source in coalification of coals to the present rank. Regarding the Neogene upper Radana coal with a computed paleogeothermal gradient of 80 °C/km, similar considerations would suggest a very modest influence of the Karpatian dacitic volcanism on its coalification, affecting other coals in the area as well. Prispevek h geologiji premogišč zreškega okoliša 387 The remnants of the older Paleogene beds overlying the Gösau sediments and occurring also in some outcrops along the Karavanke mountains, together with pebbles of the Eocene foraminiferal limestones scattered in Tertiary elastics of Carynthia and part of northern Slovenia, would conjecture a Paleogene deposition in a rather wide area. Subsequent tectonism and erosion nearly obliterated the once accumulated beds, leaving remnants only. The eventual link between this Paleogene deposition and the sedimentation basins in the present-day Dinaric region of SW Slovenia, together with timing of tectonic events, remains to be studied. The tentative assumption of the presence of the Eocene and possibly Paleocene beds in the Zreče area will have to be verified by direct geological methods. Literatura Balazo, E., Baldi, T., Dudich, E., Gidai, L., Radozc, Gy., Szentgyorgyi, K. & Zelenka, T. 1981, A magyarszági eocén-oligocen határ képzodményeinek szerkezeti- faciális vázlata. Földtani Közlöny, 111, 145-156, Budapest. Baldi, T. 1984, The terminal Eocene and Early Oligocene events in Hungary and the separation of an anoxic, cold Paratethys. Eclogae geol. Helv. 77, 1, 1-27, Basle. Bauer, F. K. 1970, Zur Facies und Tektonik des Nordstammes der Ostkarawanken von der Petzen bis zum Obir. Jb. Geol. B. A. 113, 189-246, Wien. Bos tick, N. H. 1973, Time as factor in thermal metamorphism of phytoclasts (coaly particles). Congr. Int. Strat. et Geol. Carbonifère, Krefeld 23-28. 8. 1981; 7, 2, 183-193, Krefeld. Bostick, N.H., Cashman, S.M., McCulloh, T.H. & Waddell, CT. 1979, Gradients of vitrinite reflectance and present temperature in the Los Angeles and Ventura basins, California. Symp. in Geochem: low temp, metamorphism of kerogene & clay minerals; Ed. Oltz, D. F., S. E. P. M., Pacific Sect. 65-96, Los Angeles. Buntebarth, G. 1978/79, The degree of metamorphism of organic matter in sedimentary rocks as a paleo-geothermometer, applied to the upper Rhine graben. Geothermics and Geot- hermal Energy; Eds. Rybach, L. & Stegena, L. Repr. from PAGEOPH, JJ7, 1/2, Basel. Buntebarth, G. 1979, Eine empirische Methode zur Berechnung von paläogeothermisc- hen Gradienten aus dem Inkohlungsgrad organischer Einlagerungen in Sedimentgesteinen mit Anwendung auf den mitleren Oberrhein-Graben. Fortschr. Geol. Rheinld. u. Westf. 27, 97-108, Krefeld. Buntebarth, G. 1980, Géothermie. 156 p., Springer Verlag. Buser, S. 1979, Osnovna geološka karta SFRJ 1:100.000. Tolmač lista Celje, 72 p.. Zvezni geološki zavod, Beograd. Channell, J. E.T. & Horvath, F. 1976, The African/Adriatic promontory asa paleogeo- graphical premise for alpine orogeny and plate movements in the Carpatho-Balkan region. Tectonophysics, 35, 71-101, Amsterdam. Čermak, V. & Rybach, L. 1979, Terrestrial heat-flow in Europe. In ter-Union Comm. of Geodynamics, Sc. Rep. No. 58., Springer Verlag. Deleon, G. 1969, Pregled rezultata određivanja apsolutne geološke starosti granitoidnih stena u Jugoslaviji. Radovi Inst. za geol.-rud. ispitivanja nuklearnih i drugih min. sirovina, 6, 165-182, Beograd. Dietrich, V. J. 1976, Plattentektonik in den Ostalpen. Eine Arbeitshypothese. Geotekt. Forsch. 50, 1-84, Stuttgart. Drobne, K. 1979, Paleogene and Eocene beds in Slovenia and Istria. 16'*^ Eur. micropale- ont. colloquium, Zagreb-Bled, 8-16. 9. 1979; Ed. Drobne, K. 49-65, Ljubljana. Drobne, K., Pavlovec, R. & Drobne, F., 1977, Paleogene larger foraminifera from the area between Mežica and Slovenj Gradec. Razprave SAZU, 4, razr. 20, 1-88, Ljubljana. Drobne, K., Pavlovec, R. & Drobne, F. 1979, Mikrofosilne karakteristike starejšega paleogena na zahodnem obrobju Panonskega bazena. Zbornik JAZU, 4. god. Skup. sekc. primj. geol. geofiz. geokem. 155-172, Zagreb. Drobne, K., Pavlovec, R., Drobne, F., Cimerman, F. & Šikič, L. 1985, Nekatere foraminifere iz zgomjeeocenskih in bazalnih oligocenskih skladov v severni Sloveniji. Geološki glasnik, 28, 174, 77-89, Sarajevo. 388 Milan Hamrla Drovenik, M. 1984, Nekaj misli k razpravam o triadnih magmatskih kameninah na Slovenskem. Rud.-met. zbornik 31, 3-4, 335-348, Ljubljana. Drovenik M., Pleničar, M. & Drovenik, F. 1980, Nastanek rudišč v SR Sloveniji. Geologija 23/1, 1-157, Ljubljana. Engelhardt, H. 1902, Tertiärpflanzen von Stranitzen, Schega und Radeldorf in Steier- mark. Beiträge z. Paläont. und Geol. Österr.-Ung. und des Orients, 14, 163-180, Wien und Leipzig. Exner, C. 1976, Die geologische Position der Magmatite des Periadriatischen Lineaments. Verh. Geol. B. A. 2, 3-64, Wien. Faninger, E. 1970, Pohorski tonalit in njegovi diferenciati. Geologija 13, 35-90, Ljub- ljana. Faninger, E. 1973, Pohorske magmatske kamenine. Geologija 16, 271-315, Ljubljana. Faninger, E. 1976, Karavanški tonalit. Geologija 19, 153-210, Ljubljana. Faninger, E. 1982, Ali je predkambrij na Pohorju? Geologija 25/1, 191-200, Ljubljana. Faninger, E. 1986, Die Karawanken-Aufbruchszone. Der Karinthin 94, 339-351, Klagen- furt. Francis, W. 1954, Coal - its formation and composition. 567 p., Edward Arnold Publis- hers Ltd., London. Gidai, L. 1978, Relations paléogéographiques des formations eocenes du Nord-Est de la Transdanubie. Földtani Közlöny 108, 4, 549-563, Budapest. Granigg, B. 1910, Mitteilungen über die Steiermärkischen Kohlenvorkommen am Ostfuss der Alpen. Osterr. Zeitschr. f. Berg- u. Hüttenwesen 58, 41, 457-510, Wien. Grosspietsch, D. 1914, Verkokungserscheinungen an der Fohnsdorfer Braunkohle. Mitt. d. Geol. Ges. 7, 223-234, Wien. Hamrla, M. 1953, Prispevek h geologiji produktivnega senona na področju Grdeličke klisure v južni Srbiji. Geologija 1, 243-261, Ljubljana. Hamrla, M. 1959, O pogojih nastanka premogišč na krasu. Geologija 5, 180-264, Ljub- ljana. Hamrla, M. 1985/86, Optična odsevnost nekaterih slovenskih premogov. Geologija 28/29, 293-317, Ljubljana. Hinterlechner-Ravnik, A. & Pleničar, M. 1967, Smrekovški andezit in njegov tuf. Geologija 10, 219-237, Ljubljana. Hoernes, R. 1893, Die Kohlenablagerungen von Radeldorf, Stranitzen und Lubnitzengra- ben bei Rötschach und von St. Britz bei Wöllan in Untersteiermark. Mitt. d. naturw. Vereins f. Steiermark 29, 275-295, Wien. Horváth, F. & Stegena, L. 1977, The Pannonian basin: a mediterranean interarc basin. Internat. Symp. on struct, hyst. of Mediterr. basins, Split 25-29. 10.1976; Eds. Biju-Duval, B.& Montadert, L. Editions Technip, 333-340, Paris. Huntjens, F. J. & Van Krevelen, D. W. 1953, Chemical structure and properties of coal, Il-reflectance. Fuel 33, 1, 88-103, London. Institut Français du Pétrole - Savezni Geol. zavod - Nafta Lendava, 1960, Bassin de Maribor-Lendava. Raport de fin de mission, Ref. 5817. Arhiv GZL Ljubljana. ICCP, 1957, International Handbook of Coal Petrography, 1. izd. (z dodatkom iz 1971 in 1975). C. N. R. S., Paris. Janoschek, R. 1963, Das Tertiär in Österreich. Mitt. d. Geol. Ges. 56, 2, 319-360, Wien. John, C. & Eichleiter, CF. 1901, Arbeiten aus dem chemischen Laboratorium der K. K. geol. Reichsanstalt ausgeführt in den Jahren 1898-1900. Jb. d. K. K. Geol. R. A., 50, 663-673, Wien. Jovanović, P. 1925, Zbirka analiza uglja u Kraljevini S.H.S. Beograd. Jovanović, P. 1931, Privreda uglja u Kraljevini Jugoslaviji. 44 p., Beograd. Kahler, F. 1928, Über die faziellen Verhältnisse der Kämter Kreide. Jb. d. Geol. B. A. 78, 145-160, Wien. Kahler, F. & Papp, A. 1968, Über die bisher in Kärnten gefundene Eozängerölle. Carinthia II 158, 79-90, Klagenfurt. Karweil, J. 1956, Die Metamorphose der Kohlen von Standpunkt der physikalischen Chemie. Zeitschr. d. Deutsch. Geol. Ges. 107, 132-139, Stuttgart. Kieslinger, A 1928, Die Lavanttaler Störungszone. Jb. Geol. B. A. 78, 499-527, Wien. Kieslinger, A. 1931, Bachem und Karawanken. Verh. Geol. B. A. 3/4, 11-125, Wien. Kieslinger, A. 1935, Geololgie und Pétrographie des Bachern. Verh. Geol. B. A. 7, 101-110, Wien. Prispevek h geologiji premogišč zreškega okoliša 389 Künstner, E., Sontag, E. & Süss, M. 1980, Zur petrographischen Bew^ertung von Braunkohlen für die Praxis-Möglichkeiten, Fortschritte und Probleme. Zeitscher, f. ang. Geol. 26, 5, 237-243, Berlin. Kuščer, D. 1967, Zagorski terciar. Geologija 10, 5-85, Ljubljana. Mikuž, V. 1979, Srednjeeocenski moluski iz Lepene. Geologija 22/2, 188-224, Ljubljana. Mineralkohlen Österreichs, 1903, Der Drau-Save Zug. Komitee d. Allgm. Berg- mannstages, 113-122, Wien. Mioč, P. & Žnidarčič, M. 1978, Osnovna geološka karta SFRJl: 100.000. Tolmač za list Slovenj Gradec. 74 p.. Zvezni geološki zavod, Beograd. Mioč, P. & Žnidarčič, M. 1980, Osnovna geološka karta SFRJl : 100.000. Tolmač za list Ravne na Koroškem. 69 p.. Zvezni geološki zavod, Beograd. Mundry, E. 1968, Über die Abkühlung magmatischer Körper. Geol. Jb. 85, 755-766, Hannover. Nikolić, P. & Dimitrijevič, D. 1981, Ugalj Jugoslavije. 417p., Beograd. Oberhauser, R. 1963, Die Kreide im Ostalpenraum Österreichs in mikropaleontologisc- her Sicht. Jb. Geol. B. A. 106, 1-88, Wien. Oberhauser, R. 1980, Der geologische Aufbau Österreichs. 702p., Springer Verlag. Pavšič, J. & Pleničar, M. 1981, Danijske plasti v Sloveniji. Zbornik referatov odd. za geol. FNT Univerze v Ljubljani 2, 13-20, Ljubljana. Petrascheck, W. 1922/25, Kohlengeologie der Österreichischen Teilstaaten, 1 (VI, VII). Sonderabdr. Zeitschr. Oberschi. Berg.-u. Hütt. Ver. 145-260. Katowice. Petrascheck, W. 1926/29, Kohlengeologie der Österreichischen Teilstaaten II. Sonde- rabdr. Zeitschr. Oberschi. Berg.-u. Hütt. Ver. 273-484. Katowice. Pistorius, N. 1914, Gutachten über den Bergbau der K. K. priv. Südbahngesellschaft bei Gonobitz. Manuskriptno poročilo v arhivu GZL Ljubljana. Pleničar, M. 1971, Hipuritna favna iz Stranic pri Konjicah. Razprave SAZU 14/8, 241-264, Ljubljana. Pleničar, M. 1974, Gosavski skladi Slovenije. Geologija 17, 550-551, Ljubljana. Pleničar, M. 1979, Cretaceous beds in Slovenija. 16"^ Eur. micropaleont. colloquium, Zagreb-Bled 8-16. 9. 1979, 37-47, Ljubljana. Pleničar, M. & Pavlovec, R. 1984, Facialni razvoj nekaterih mezozojskih in kenozoj- skih karbonatnih kamenin Slovenije. Nafta 35 (1), 5-10, Zagreb. Prey, S. 1976, Rekonstruktionsversuch der alpidischen Entwicklung der Ostalpen. Mitt. Österr. Geol. Ges. 69, 1-25, Wien. Premru, U. 1980, Geološka zgradba osrednje Slovenije. Geologija 25/2, 227-271, Ljub- ljana. Premru, U. 1981, Tektonska dogajanja na prehodu krede v terciar v Sloveniji. Zbornik referatov odd. za geol. FTN Univerze v Ljubljani 2, 147-154, Ljubljana. Premru, U. 1983, Osnovna geološka karta SFRJ 1:100 000. Tolmač za list Ljubljana. 75p.. Zvezni geološki zavod, Beograd. Ravnik, D., Verbovšek, R. & Premru, U. 1982, Gostota Zemljinega toplotnega toka v konjiški udorini. Geologija 25/2, 327-334, Ljubljana. Redlich, K. A. 1900, Über das Alter der Kohlenablagerungen östlich und westlich von Rötschach in Südsteiermark. Jb. Geol. R. A. 50, 3, 409-418, Wien. Redlich, K. A. 1904, Über das Alter und Flötzidentifizierung der Kohle von Radeldorf und Stranitzen (Untersteiermark). Österr. Zeitschr. f. Berg-u. Hüttenwesen 31, 402-404, Wien. Riedl, E. 1879, Die Sotzka Schichten. Österr. Zeitschr. f. Berg- u. Hüttenwesen 27, 7, 89-91, Wien. Rolle, F. 1857, Geologische Untersuchungen in der Gegend zwischen Weitenstein, Win- disch-Gratz, Cilli und Oberburg in Untersteiermark, Jb. Geol. R. A. 8, 3, 403-465, Wien. Rolle, F. 1858, Über die geologische Stellung der Sotzkaschichten. Sitzb. d. k. Akad. d. Wiss. 30, 24-25, Wien. Samec, M. & Majdel, J. 1924, Tiljna preiskava premogov iz Slovenije. Tehnički list 6, 18, 217-222, Beograd. Scharbert, S. 1975, Radiometrische Altersdaten von Intrusivgesteinen im Raum Eisen- kappel (Karawanken, Kärnten). Verh. Geol. B. A. 4, 301-304, Wien. Schnetzer, H. 1909, Protokol über die Freischürfe in den Steuerbezierken Gonobitz, Schönstein und Cilli. Arhiv GZL Ljubljana (manuscript). Spitz, A. 1919, Nachgosauische Störungen am Ostende der Karawanken. Verh. Geol. R. A. 9, 280-288, Wien. 390 Milan Hamrla Stach, E. 1955, Reflexionsmessungen an Kohlennanschlieffen mit Berek-mikrophotome- ter, insbesondere am Exinit der Ruhrkohlenflötze. Geol. Jb. 7i, 113-143, Hannover. Stur, D. 1871, Geologie der Steiermark. 654p., Graz. Šikić L. 1976, Gornji eocen na području Ravne gore (NW Hrvatska). Geol. vjesnik 29, 191-197, Zagreb. Štrucl, I. 1970, Stratigrafsko-tektonske razmere v vzhodnem delu Severnih Karavank. Geologija 13, 5-20, Ljubljana. Teichmüller, M. 1971, Anwendung Kohlenpetrographischer Methoden bei der Erdöl- und Erdgasprospektion. Erdöl und Kohle 24, 2, 69-76, Hamburg. Teichmüller, M. 1980, Inkohlungsgrad-bestimmung an Kohlen- und Mergelsteinproben aus der Kainacher Gösau (Obersanton-Untercampan) des Grazer Berglandes, Österreich. V: Flügel, H. W. 1980, Die frühalpine Geschichte der östalpen 1, Jahresbericht 1979, Leoben. Teichmüller, M. & Teichmüller, R. 1979, Zur geothermischen Geschichte des Oberrhein-Grabens. Zusammenfassung und Auswertung eines Symposiums. Fortschr. Geol. Rheinld. u. Westf. 27, 109-120, Krefeld. Teichmüller, R. & Teichmüller, M. 1986, Relations between coalification and Palaeogeothermics in Variscan and Alpidic Foredeeps of western Europe. Lecture Notes in Earth Sciences 5. Paleogeothermics; Eds. Buntebarth, G. & Stegena, L., 53-78. Springer Verlag. Teller, F. 1898, Erläuterungen zur Geologischen Karte Prassberg an der Sann, 1:75 000, Wien. Teller, F. 1899, Erläuterungen zur Geologischen Karte Pragerhof-Windisch Feistritz, 1:75 000, Wien. Tollmann, A. 1976, Plattentektonische Fragen in den Ostalpen und der Plattentekto- nische Mechanismus des Mediterranen Orogens. Mit. österr, geol. Ges. 69, 291-351, Wien. To 11 mann, A. 1977, Geologie von Österreich I. 766p., Wien. Tollmann, A. 1985, Geologie von Österreich II. 711p., Wien. Trunko, L. 1969, Geologie von Ungarn. Gebrüder Bomträger, 258, p., Berlin. Trümpy, R. 1973, The timing of orogenic events in the Central Alps. V: Gravity and Tectonics; Eds. de Jong, K. A. & Schölten, R., 229-249. John Wiley & Sons. Turnšek, D. 1978, Solitary Senonian corals from Stranice and Mt. Medvednica (NW Yugoslavia). Razprave SAZU, 4. razr. 21/3, 61-128, Ljubljana. Unger, F. 1850, Die fossile Flora von Sotzka. Denkschr. d. mat. natur-wiss. Kl. d. K. Akad. d. Wiss. Wien. Van Hinte, H. E. 1963, Zur Stratigraphie und Mikropaläontologie der Oberkreide und des Eozäns des Krappfeldes (Kärnten). Jb. Geol. B. A. 8, 1-147, Wien. Van Husen, D. 1976, Zuzr Schichtfolge und Tektonik des Jungtertiärs zwischen Rechberg und Homarow-Berg und seine Beziehung zur Hebung der Karawanken. Carinthia II 199/S6, 113-126, Klagenfurt. Wein, Gy. 1969, Tectonic review of the Neogene-covered areas of Hungary. Acta Geol. Acad. Scient. Hung. 13, 1-4, 399-436, Budapest. Weinek, F. 1870, Vorkommen von Schwarzkohle in ehemaligen Marburgkreise Unter- Steiermarks. Mineralkoholen Österreichs, 196-207, Wien. Winkler, A. 1914, Über jungtertiäre Sedimentation und Tektonik am Ostrande der Zentralalpen. Mitt. d. Geol. Gesell, in Wien 7, 256-312, Wien. Winkler, A. 1929, Über das Alter der D azite im Gebiet des Draudurchbruches. Verh. Geol. B. A. 8, 169-181, Wien. Winkler, A. 1931, Bemerkungen zu A. Kieslingers Mitteilung »Bachem und Karawan- ken«. Verh. Geol. B. A. 7, 165-174, Wien. Zollikofer, v. Th. 1859, Die Geologischen Verhältnisse des Drannthales in Unter- Steiermark. Jb. Geol. R. A. 10, 200-219, Wien. Žurga, J. 1926, Starost granita na Pohorju. Geogr. vestnik 1, 35-37, Ljubljana. GEOLOGIJA 30, 391-409 (1987), Ljubljana UDK 550.34.01:550.343.42(497.12) = 20 A simple macroseismic attenuation model Enostaven makroseizmičen atenuacijski model Janez Lapajne Seizmološki zavod SR Slovenije, Kersnikova 3, 61000 Ljubljana Abstract A simple macroseismic attenuation model for an observed intensity I (MSK-78 intensity scale is used) and a "macroseismic" ground acceleration a can be defined by a system of three linear equations of the type I = f (log r) and log a = f (log r), where r is the epicentral distance (which can be a distance from the epicenter to an isoseismal contour in an arbitrary direction, a radius of a circle of equivalent area, or, generally, a distance from the epicenter to any site). Four constants occurring in these equations have understandable physical meanings. Two constants deter- mine the logarithmic degree of attenuation, whereas the two others are characteri- stic epicentral distances. The model can be easily extended to asymmetrical macroseismic fields by introducing an additional parameter, which is a function of azimuth, and can also be a function of the epicentral distance. In the case of an elliptical field this parameter can be expressed analytically. One extra advantage of the presented model's equations is that they are dimensionless. An illustration of the use of the model is given for the region of Slovenia (Yugoslavia). Kratka vsebina Na podlagi izbranih kart izoseist preteklih potresov na ozemlju Slovenije dobimo za opisno potresno stopnjo I (uporabljena je potresna lestvica MSK-78) in makroseizmičen pospešek tal a enostaven atenuacijski model, ki ga določa sistem treh linearnih enačb tipa I = f (log r) oz. log a = f (log r), kjer je r epicentralna razdalja (ta je lahko razdalja od epicentra do izoseiste v katerikoli smeri, polmer kroga, ki ima enako ploščino kot območje znotraj izoseiste, v splošnem pa je to razdalja od epicentra do poljubnega mesta). Štiri konstante, ki nastopajo v teh enačbah, imajo razumljiv fizikalen pomen. Dve konstanti določata logaritemsko stopnjo atenu- ad je, dve pa sta značilni epicentralni razdalji. Model lahko enostavno razširimo na asimetrična makroseizmična polja tako, da vpeljemo dodaten parameter, ki je funkcija azimuta, lahko pa je tudi funkcija epicentralne razdalje. V primeru eliptičnega polja lahko izrazimo ta parameter analitično. Koristna značilnost predloženih modelnih enačb je tudi njihova brezdimenzijska oblika. Ilustracija uporabe modela je dana za znani ljubljanski potres iz leta 1895. 392 Janez Lapajne Introduction In recent years an ever-increasing number of strong-motion records have become available for the analysis of seismic hazard. However, in spite of the vague nature of intensity data, attenuation equations derived from seismic intensity and isoseismal maps, are still very useful, and sometimes the only practical solution to hazard estimation. Sponheuer (1960) conducted an exhaustive survey of macroseismic methods for determining focal depths, which were directly dependent on attenuation relations- hips. A more recent extensive survey of commonly used attenuation equations was given by Campbell (1985). In the latter work, the emphasis is on strong-motion attenuation relations, and a brief survey of semi-empirical methods with the predic- tion of ground motion from intensity is also given. Howell and Schultz (1975) brought together various proposed attenuation relations into two generalized equations, the more well-known of which is: (1) where Io is the epicentral intensity, and r is the hypocentral distance to the intensity I isoseismal. This equation includes the well-known formula of Kövesligethy, Jánosi and Gassman (Blake, 1941). In equation (1), outside the near-field region some authors (e. g. Gupta & Nuttli, 1976, for r>20km) use the epicentral isoseismal distance for r instead of the hypocentral distance. Here the use of a particular case of equation (1), when аг = 0, is analysed, r being the epicentral distance. Attenuation model for intensity Circular symmetric macroseismic fields In order-to define the attenuation model, the analysis is based on some marcrosei- smic data for the territory of Slovenia. In Fig. 1 the territory of Slovenia is presented, marked with the macroseismic field of the strong earthquake which hit Ljubljana on April 14''', 1895. The average attenuation of intensity with epicentral distance is shown, for this earthquake and five others, in Fig. 2. For each earthquake three straight lines have been drawn through the point values of the average distances of isoseismals from the epicentre. In this way the attenuation relation I(log r) has been defined by a group of three linear equations of the type: (2) where r is the average epicentral distance of the isoseismal I. Average epicentral distance is determined here as a radius of a circle of equivalent area. The coefficients c can be replaced by the characteristic epicentral distances Го and ri, which determine the intersections of the straight lines (Fig3). The system of three linear equations which describes the attenuation relation I(log r), is: A simple macroseismic attenuation model 393 Fig. 1. Isoseismal map relating to the Ljubljana (Slovenia, Yugoslavia) earthquake of April 14"», 1895 ; Iq = VIII-IX MSK, m = 6.1,h=16km (macroseismic determinations) SI. 1. Makroseizmično polje potresa v Ljubljani dne 14. 4. 1895; Io = VIII-IX MSK, m = 6.1, h = 16km (makroseizmične ocene) 394 Janez Lapajne A simple macroseismic attenuation model 395 Fig. 3. The parameters of an intensity - log-distance plot Sl. 3. Količine atenuacijskega grafa opisne stopnje Such an attenuation model might be suitable for several other cases, too. In Fig. 4, for example, the macroseismic fields of three severe earthquakes from three other regions have been dealt with in the same way. The Irpinia earthquake of November 23rd, 1980 has also been analysed in a similar, though not identical way (B o 11 a r i et al., 1986). If the attenuation relation is to be defined by means of equations (3), (4) and (5), it is necessary to know the values of the constants bi, b2, го and ri. If we put on one side all possible mistakes and errors in the preparation of isoseismal maps, and assume that they are based on fairly objective data, then the parameters bi and b2 represent logaritmic degree of attenuation (the combination of geometric spreading, rate of absorption and enhancement due to channeling and path effects). For this reason, these coefficients will be called "attenuation coefficients". The size of the epicentral region is determined by the parameter Го, whereas the parameter Гј is the distance at which the attenuation coefficient changes. Up to distance ri, attenuation is determi- ned by the constant bi, and beyond that by the constant ђг- Asymmetric macroseismic field In an approximation when a circular symmetric field is used, considerable errors can occur, particularly in the case of fields which vary considerably from circular symmetry. When determining seismic hazard, it would be best to take into account the actual macroseismic fields. These are not known for all possible earthquakes. For this reason it is necessary to estimate, more or less accurately, the distribution of the isoseismals. One way is the calculation of synthetic isoseismals (e. g. S uh a dole et 396 Janez Lapajne Fig. 4. Intensity - log-distance plot for the Gediz (Turkey) earthquake of March 28«h, 1970, for the Skopje (Yugoslavia) earthquake of July 26'\ 1963, and for the Peloponnesus (Greece) earthquake of April S'*', 1965, with macroseismically determined magnitudes and depths SI. 4. Atenuacijski grafi opisne potresne stopnje za potres v Gedizu (Tur- čija) dne 28. 3. 1970, za potres v Skopju dne 26. 7. 1963 in za potres na Peloponezu dne 5. 4. 1965 A simple macroseismic attenuation model 397 al., 1987). It is fairly simple to obtain an attenuation model for an asymmetric field by expanding equations (3), (4) and (5). This is most easily done by introducing a new parameter k, whose value influences the densification or rarification of isoseismals in various directions. The influence of this "coefficient of asymmetry" can be seen in Fig. 5. If k is introduced in the independent variable, then the simplified graph shown in Fig. 6 is obtained. The attenuation equation (3), (4) and (5) of the corresponding asymmetric macroseismic field obtain the form: The coefficient of asymmetry k is a function of azimuth. This dépendance can be analytically fairly simply expressed in the case of an elliptic field, which is a good approximation for many practical cases. In Fig. 7 the basic quantities of an elliptical field are shown, assuming that the epicentre is on the major axis of the ellipse, between the centre and the focus. For such a field, the coefficient of asymmetry is given by the equation: where 0 is the angle between the major axis and the direction in which we are interested in the attenuation, e = cja^ is the eccentricity of the elipse, and б = d/a^ determines the distance of the epicentre from the centre of the ellipse. If the epicentre is either at the centre of the ellipse (ó = O) or at the focus (б = e), then equation (9) becomes very much simplified. The model of an asymmetric macroseismic field, as defined in Figs. 5 and 6 and by equations (6), (7) and (8), can if necessary be expanded, e. g. by allowing the attenuation coefficients bi and b2 to be functions of azimuth. This is easily done by introducing two new parameters kj and k2, whose meaning can be seen in Fig. 8. In the case of such an expanded model, the attenuation equations obtain the form: 398 Janez Lapajne Fig. 5. Intensity - log-distance plot for an asymmetrical macroseismic field; the influence of values of the parameter k on the attenuation curves Sl. 5. Atenuacijski grafi za nesimetrično makroseizmično polje; vpliv para- metra k na mesto grafa Fig. 6. A simplified intensity - log-distance plot for an asymmetric field Sl. 6. Skupen atenuacijski graf za nesimetrično makrose- izmično polje A simple macroseismic attenuation model 399 Fig. 7. The parameters of an elliptic macroseismic field. E is the epicenter, F is the focus, and r is the radius of a circle having the same surface area as the ellipse SI. 7. Količine eliptičnega makroseizmičnega polja. E je epi- center, F je gorišče, r pa polmer kroga, ki ima enako ploščino kot elipsa Fig. 8. Intensity - log-distance plot for an asymmetric macro- seismic field, showing the influence of parameters kj and кг on the attenuation curves SI. 8. Atenuacijski grafi za nesimetrično makroseizmično po- lje; vpliv parametrov ki in ks na obliko grafa 400 Janez Lapajne In this model the attenuation coefficients are the products kibi and k2b2. The parameters ki and k2 are functions of azimuth, whereas bi and b2 are the attenuation coefficients of the corresponding circular symmetric field, and thus independent of azimuth. Macroseismic attenuation model for ground acceleration In 1906, Kövesligethy first expressed the dépendance betwen ground acceleration and the intensity of an earthquake by means of the formula (Sponheuer, 1960): (13) where p and q are constants. j This form of relation between acceleration and intensity is still in use today (e. g. \ Trifunac & Brady, 1975). On the basis of equation (13), it is possible to write i down the attenuation model for ground acceleration, which is expressed for intensity i in equations (6), (7) and (8), as follows: Ground acceleration in the epicentral region is equal to: (17) In the same way that equations (14), (15) and (16) have been written, it would be possible to write the equations for ground acceleration for the model which is expressed for intensity by means of equations (10), (11) and (12). For tabulated values of the ground acceleration corresponding to the MSK-78 intensity betwen VI and IX (Medvedov, 1978) equation (13) has the following form: (18) (a in metres per second squared). The values of the coefficients p and q are obtained from equations (13) and (18): (19) (20) A simple macroseismic attenuation model 401 The attenuation model deñned by equations (14), (15) and (16) should, with the use of equations (18), (19) and (20), give "peak ground accelerations". In order to be precise, these macroseismically obtained values will be instead called "MSK-78 ground accelerations", since we do not know what these values really are. In this connection there is an interesting comparison between equation (18) and the correla- tion of seismic intensities with the peaks of recorded strong ground motion, as was carried out by Trifunac and Brady (1975). For peak ground acceleration the following relations were obtanined by these two authors for a Modified Mercalli intensity Imm between IV and X: (21) (22) where subscripts "V" and "H" designate vertical and horizontal components, respec- tively. Equations (21) and (22) have been written here in units of metre per second squared. Let us write equation (18) in the same form: (23) The values of амзк-тв are somewhere between the values of ay and ан, which are determined by equations (21) and (22) for MM intensity. The values of ан are approximately 30 % greater than the values of амзк-78, whereas these are about 20 % greater than ay. Illustration of use of the model Let us take a look at the use of the attenuation model defined by equations (6), (7) and (8), on a practical example. For this purpose it is first necessary to estimate values of the constants bi, b2, Го and ri. This will be done for the seismological conditions in Slovenia. The starting-point will be the data shown in Figs. 1 and 2. Due to the small amount of data, it will not be possible to carry out a statistical evaluation, this not being the aim of this paper, but just a rough estimate for illustrating the method. With respect to similarity between individual attenuation curves, the macrosei- smic fields of the six earthquakes from Slovenia, shown in Fig. 2, can be separated into two groups: earthquakes with a focal depth of h < 13 km (Fig. 9), and those with a focal depth of h > 13 km (Fig. 10). For the first group bi = 1.1 and b2 ~ 4.6, and for the second group bi ~ 2.0 and b2 ~ 3.5. From the data about the (macroseismically determined) depths h and magnitudes m, as well as about the values of Го and ri for the earthquakes concerned, the following two equations for the least square lines have been obtained: (24) (25) The relations are shown graphically in Figs. 11 and 12. From equations (24) and (25) we obtain: (26) 26 - Geologija 30 402 Janez Lapajne Fig. 9. Intensity - log-distance plot for earthquakes occurring in Slovenia (Yugoslavia), with a focal depth of h < 13 km Sl. 9. Atenuacijski grafi opisne potresne stopnje za 4 slovenske potrese z žariščno globino manjšo od 13 km On the basis of the above derivations, using equations (6), (7) and (8) the model macroseismic field for the earthquake whose macroseismic field is shown in Fig. 1 will be calculated. Since the depth of this earthquake is 16 km, the attenuation coefficients are bi = 2.0 and b2 = 3.5. From equations (24) and (26) we then obtain: Го = 8.8 km and ri = 58.1 km. In order to determine the coefficients of asymmetry, an approximation using an elliptical field has been assumed, estimating the values of parameters e and б from Fig. 1. Due to the changes in the direction of the ellipse, the analysis has been limited to the mean epicentral distances, at which the longer axis is almost in the direction East-West. The eccentricity of the ellipse e is approximately 0.80, and б is approximately 0.24. The result of the calculation is shown in Fig. 13. The middle line, marked I, defines the average model attenuation curve for the earthquake of 14. 4. 1985, whereas the right-hand line, marked Imax, defines the model attenuation curve in the directin of slowest attenuation (0 = 0, i. e. in the direction East-West), and the left-hand line, marked Imm, defines the model attenuation curve in the direction of most rapid attenuation (0 = 104° and 0 = 256°). The model curves for all other directions lie A simple macroseismic attenuation model 403 Fig. 10. Intensity - log-distance plot for earthquakes occurring in Slovenia (Yugoslavia), with a focal depth h > 13 km Sl. 10. Atenuacijska grafa opisne potresne stopnje za 2 slovenska potresa z žariščno globino večjo od 13 km between the last two mentioned lines. The corresponding attenuation curves for MSK-78 ground acceleration (ä, a^in and amax) are shown in Fig. 14. The same relations are shown in a different form in Fig. 15, where the attenuation curve proposed by Drakopoulos and Makropoulos (1987), marked D&M, has been drawn in. The latter authors have, for the Balkan area, proposed the following attenuation equation for peak ground acceleration (written here in units of metre per second squared): (27) where r is the focal distance in kilometres. In Figs. 13, 14 and 15 the actual values determined from Fig. 1 are given in addition to the model attenuation curves. Espinosa (1980) has also defined the depedence of log a on log r for a circular symmetric field by means of a system of three linear equations. If we use his attenuation equations for the case being studied here (they are actually valid for the western United States), then it turns out that in the case of small epicentral distances they provide larger values, and in the case of large epicentral distances significantly smaller values then those given by our model in the case of a circular symmetric field. Fig. 11. Plot of the dependence of the average diameter of the epicentral region upon the depth of seismic foci, for 6 earth- quakes occurring in Slovenia (Yugoslavia) 81.11. Graf odvisnosti povprečnega premera epicentralnega območja od žariščne globine za 6 slovenskih potresov Fig. 12. Plot of the dépendance of macroseismic magni- tude upon the logarithem of the ratio ri/го, for 6 earth- quakes occurring in Slovenia (Yugoslavia) SI. 12. Graf odvisnosti makroseizmične magnitude od logaritma razmerja Гх/го za 6 slovenskih potresov A simple macroseismic attenuation model 405 Fig. 13. Model intensity - attenuation curves for the Ljubljana (Slovenia, Yugoslavia) earthquake of April 14'*", 1895; the small empty circules repre- sent the intensities, which are taken from the isoseismal map of Fig. 1 SI. 13. Modelni atenuacijski grafi opisne potresne stopnje za potres v Ljub- ljani dne 14. 4. 1895; prazni krogci ponazarjajo vrednosti, ki ustrezajo makroseizmičnemu polju na si. 1 406 Janez Lapajne Fig. 14. Model acceleration - attenuation curves for the Ljubljana (Slove- nia, Yugoslavia) earthquake of April 14'*", 1895; g is the acceleration of gravity at the earth's surface. The small empty circules represent the accelerations, which corespond to the intensities in Fig. 1 Sl. 14. Modelni atenuacijski grafi makroseizmičnega pospeška za potres v Ljubljani dne 14. 4. 1895; g je težni pospešek na površju Zemlje. Prazni krogci ponazarjajo vrednosti makroseizmičnega pospeška, ki ustrezajo makroseizmičnemu polju na sl. 1 A macroseismic field can be very simply presented in the way shown in Fig. 16. Just one plot is sufficient to define intensity and acceleration values for the asymme- tric macroseismic field of the chosen earthquake. In order to provide full informa- tion, values are given for Io and ao, for Го and for the coefficient of asymmetry k (defined, e. g. in the case of an elliptic field, by means of the values for e and Ô). Discussion Although the proposed attenuation rnodel has been verified on only a small number of macroseismic fields, its applicability appears to be fairly widespread. This is indicated by the examples in Fig. 4, and several other similar examples from the literature (e. g. Bottari et al., 1986, and Espinosa, 1980). For practical purposes we can limit ourselves to the model defined by equations (6), (7) and (8) for intensity, and by equations (14), (15) and (16) for "macroseismic" accelaration. If it is assumed that the coefficient of asymmetry changes with epicen- tral distance (e. g. in sections), then it is possible to deal with macroseismic fields of various kinds. A simple macroseismic attenuation model 407 Fig. 15. Model acceleration - attenuation curves for the Ljubljana (Slove- nia, Yugoslavia) earthquake of April 14"', 1895; g is the acceleration of gravity at the earth's surface. For comparison, the attenuation curve according to Drakopoulos and Macropoulos (1986) is given. Empty circules as in Fig. 14 SI. 15. Modelni atenuacijski grafi makroseizmičnega pospeška za potres v Ljubljani dne 14. 4. 1895; g je težni pospešek na površju Zemlje. Za primerjavo je dana atenuacijska krivulja, dobljena z enačbo Drakopoulosa in Makropoulosa (1986). Prazni krogci kot na si. 14 The strength of the model is in its simplicity (to which the dimensionless form of the equations contributes, though not essentially) and possibly in the simple relations between the parameters bi, b2, Го, ri and k, on the one hand, and the geological structure and focal parameters, on the other. The extent to which the model can be used depends on how-defined these parameters are. Together with the coefficient of asymmetry k, the average attenuation coefficients bi and b2 define attenuation at lesser and greater epicentral distances. In the model, for the epicentral region, i. e. up to a distance of Го, a constant value of intensity or acceleration, respectively, is assumed, since usually only one value is available for this area. If a range of values is given, then it is usually assumed that the spread of values is due to changing local geological and geotechnical properties of the ground. 408 Janez Lapajne Fig. 16. Joint model intensity - log-distance and log-acceleration - log- distance plot for the Ljubljana (Slovenia, Yugoslavia) earthquake of April 14'h, 1895 Sl. 16. Skupen poenostavljen atenuacijski graf opisne potresne stopnje in makroseizmičnega pospeška za potres v Ljubljani dne 14. 4. 1895 For the described earthquakes, occurring in the territory of Slovenia, bi = 1.1 and b2 = 4.6 (Fig. 9), or bi ~ 2.0 and b2 ~ 3.5 (Fig. 10), respectively. Values of between 1.4 and 2.3 for bi can be read from Fig. 4, and in all three cases b2 is equal to approximately 4.5. For the case cited from the literature (Bottari et al., 1986), the value of bi lies between 1.7 and 2.0, whereas b2 is approximately equal to 4.0. It can be seen that there is a greater scatter of values for bi (in the case of the given data, these values lie between 1.1 and 2.3), whereas the values for b2 vary less (for the given data, a fairly good estimate is b2 = 4.0 -f 0.5). It appears that the parameter bi, and thus attenuation to a distance ri, is considerably dependent on local seismo-geological conditions, whereas the average attenuation from a distance ri onwards is fairly similar in the case of earthquakes from different regions, as the studied macroseismic fields have indicated. It should also be remembered that errors in determining bi are considerably greater than those in determining b2. How well the parameter Го is defined depends upon the determination of the epicentral region, whose size, as a rule, increases with increasing focal depth and magnitude. In the cases dealt with here, the parameter ri shows even greater dependence on these two seismic parameters. Equations (24), (25) and (26) must be considered as just a temporary aid for determining values of Го and ri, since they have been derived from a relatively small amount of data. A simple macroseismic attenuation model 409 A comparsion of the proposed model with the attenuation equation of Drako- poulos and Makropoulos (1987), as well as others, not presented in this paper, has indicated that the proposed macroseismic attenuation model provides, generally, greater values of acceleration than other attenuation models (which also often add one standard deviation to the mean values). This is conditioned by the method of constructing isoseismal maps (the isoseismals are usually drawn on the outer margin of each isointensity field). Besides that the values of intensities are usually determi- ned fairly conservatively, and are often over-estimated. A similar situation holds true for the accelerations derived from these intensities. References B1 a k e, A. 1941, On the estimation of focal depth from macroseismic data. Bull. Seism. Soc. Am., 31, 225-231. Bottari, A., Corsanego, A., Lo Giudice, E. & Mauger, M. 1986, Some problems in the MSK scale applications: Use of the quantitative definitions in detailed damage assessment. Ann. Geophysicae, 4, 191-199. Campbell, K. W. 1985, Strong motion attenuation relations: A ten - year perspective. Earthquake Spectra, 1, 759-804. Drakopoulos, J. & Makropoulos, C. 1987, Uncertainties in hazard assessment due to attenuation laws. Preprint. Espinosa, E.F. 1980, Attenuation of strong horizontal ground acceleration in the western United States and their relation to M. Bull. Seism. Soc. Am., 70, 583-616. Gupta, I. N. & Nu 11 li, O. W. 1976, Spatial attenuation of intensities for central U. S. earthquakes. Bull. Seism. Soc. Am., 66, 743-751. Howell, B. F. & Schultz, T. R. 1975, Attenuation of Modified Mercalli intensity with distance from the epicenter. Bull. Seism. Soc. Am., 65, 651-665. Med vede V, S. V., 1978, Opredelenie intensivnosti zemletrjasenij. V: Epicentralnaja zona zemletrjasenij. Vopr. Inžen. Sejsmol., 19, 108-116, Moskva. Sponheuer, W. 1960, Methoden zur Herdtiefenbestimmung in der Makroseismik. Fre- iberger Forschungshefte, C 88, Geophysik, Akademie Verlag, Berlin, 120 pp. Suhadolc, P., Cernobori, L., Pazzi, G. & Panza, G. F. 1987, Synthetic isoseismals: Applications to Italian earthquakes. Preprint. Trifunac, M. D. & Brady, A. G. 1975, On the correlation of seismic intensity scale with the peaks of recorded strong ground motion. Bull. Seism. Soc. Am., 65, 139-162. GEOLOGOJA 30, 411-422 (1987), Ljubljana UDK 550.34.05(497.12)=963 Geofizikalne raziskave med Gameljnami in Dolskim za ugotavljanje debeline procbiega zasipa Bojan Uran in Milan Živanović Geološki zavod Ljubljana, Parmova 37, 61000 Ljubljana Kratka vsebina Z refrakcijsko seizmiko in geoelektričnim sondiranjem smo raziskali ozemlje ob Savi med Gameljnami in Dolskim, da bi za potrebe projektiranja hidrocentral na Savi ugotovili debelino prodnega zasipa. Ugotovili smo, da je njegova debelina na večjem delu med 50 in 80 metri. Le med Brinjem in Dolskim je globina manjša in znaša okrog 10 metrov. Dobljeni podatki so dopolnili geološko sliko področja. Uvod V letu 1987 smo izvedli geofizikalne raziskave za potrebe projektiranja hidrocen- tral na Savi med Gameljnami in Dolskim. Namen geofizikalnih raziskav je bil določiti debelino prodnega zasipa. Pri razi- skavah smo uporabili metodo geoelektričnega sondiranja navidezne specifične upor- nosti in metodo refrakcijsko seizmiko. Žlebnik (1979)je obdelal inženirskogeološke in hidrogeološke probleme v zvezi s projektiranjem in gradnjo hidroenergetskih stopenj na Savi. Njegova študija je bila osnova za naše raziskave. Med Gameljnami in Dolskim naj bi bil prodni zasip v zgornjem delu iz rahlo odloženega proda, v spodnjem delu pa iz zbitega proda z vložki konglomerata. Kameninska podlaga prodnega zasipa naj bi bili karbonski glinasti skrilavci z vmes- nimi plastmi kremenovega peščenjaka. Zaradi konglomerata v prodnem zasipu imamo pri refrakcijski seizmiki klasični primer hitrostnega obrata, pri geoelektriki pa problem ekvivalence. Blizu raziskovanega področja so bile geofizikalne raziskave v preteklosti že opravljene. Izvrtanih je bilo tudi nekaj vrtin, v glavnem za preskrbo s pitno vodo, a jih večina ni segla v podlago. Dokumentacija o raziskavah je shranjena v arhivu Geološkega zavoda Ljubljana. Prejšnje raziskave so bile v glavnem neuspešne. Na Jarškem Produ so z refrakcij- sko seizmiko določili le globino konglomerata, ki so ga zaradi visokih hitrosti interpretirali kot kameninsko podlago. Vrtina na Jarškem Produ je pokazala, da so bile z geoelektričnimi sondami določene globine za okrog 30 % prevelike. 412 Bojan Uran & Milan Živanović Terenska dela Na področju med Gameljnami in Dolskim smo naredili 12 kilometrov refrakcij- skih razvrstitev geofonov, in sicer po poteh v neposredni bližini Save. Situacija raziskav je prikazana na si. 1. Pogoj za uspešnost meritev je njihova priprava, zato smo na podlagi predhodnih raziskav izbrali za posamezne plasti tipične hitrosti ter izračunali optimalne raz- make med geofoni in s tem dolžine njihovih razvrstitev. Med strelnimi točkami in geofoni smo določili potrebne razdalje, pri katerih zaznamo signale iz podlage pred signali iz prodnega zasipa. To je pogoj, da lahko določimo hitrosti v podlagi in izračunamo globine. Rezultate meritev smo sproti preverjali s tako dobljeno pred- stavo o širjenju valov med strelno točko in geofoni. Pri nejasnostih smo povečali oddaljenost strelnih točk in število zunanjih strelov, dokler nismo bili prepričani, da so prvi prihodi seizmičnih valov na seizmogramu res prihodi iz podlage. Razvrstitve od Dola pri Ljubljani proti sotočju Kamniške Bistrice in Save (zapo- redne številke od 1 do 18) so bile narejene z medgeofonsko razdaljo 5 m. Seizmične Geofizikalne raziskave med Gameljnami in Dolskim 413 Sl. 1. Situacija geofizikalnih raziskav valove smo vzbujali z udarci kladiva po kovinski ploščici. Običajno smo imeli sedem vzbujevalnih mest na razvrstitev 24 geof ono v (na sredini in na obeh koncih razvrsti- tve ter zunanje strele, oddaljene za polovico in za celotno dolžino razvrstitve od koncev razvrstitve). Tako smo dobili dovolj natančne podatke o hitrostih v zgornjih plasteh, ki jih potrebujemo za izračun globine do podlage. Hkrati smo dobili podatke o hitrosti v podlagi, ki z njimi lahko ločimo posamezne tektonske bloke. Razvrstitve z zaporednimi številkami od 20 do 40 so z medgeofonsko razdaljo 15 m, od 41 do 45 pa na 20 m. Seizmične valove smo vzbujali z razstrelivom. Strelne točke so bile razvrščene podobno kot pri krajših razvrstitvah, pri čemer smo včasih povečali število in oddaljenost zunanjih strelov tudi na 500 do 600 m, tako da je bila razdalja do najbolj oddaljenega geofona okrog 1000 m. Tako smo na področjih, kjer so vložki konglomerata blizu podlage, dobili prave podatke za hitrosti v podlagi. Meritve smo izvedli s štiriindvajsetkanalnim digitalnim mikroprocesorsko nadzo- rovanim seizmografom ABEM-Terraloc. Pri geoelektričnih meritvah smo uporabljali geoelektrično sondiranje po metodi navidezne specifične upornosti (po Schlumbergerjevi metodi). Izmerili smo 32 sond 414 Bo j an Uran & Milan Živanović s polovičnimi medelektrodnimi razmaki AB/2 od 140 do 970 m. Dodatno je bilo reinterpretiranih še 10 sond iz let 1977,1983 in 1986. Pri manjših medelektrodnih razdaljah smo kot izvor energije uporabljali anodne baterije, pri večjih pa generator Honda z močjo 2kW in usmernik. Merili smo s kompenzacijskim voltmetrom domače izdelave in z avtomatskim merilnikom upor- nosti Syscal-R z vgrajenim mikroprocesorjem. Interpretacija Refrakcij ska seizmika temelji na domnevi, da so plasti homogene in izotropne ter da hitrosti z globino naraščajo. Menjavanje plasti z višjo in nižjo hitrostjo v prodnem zasipu predstavlja klasični primer hitrostnega obrata, ki je ena največjih težav pri interpretaciji podatkov refrakcijske seizmike. Poleg tega se lahko zgodi, da so plasti pretanke, da bi jih glede na razlike v hitrostih lahko zaznali, kar v literaturi označujejo z imenom skrita plast. Za interpretacijo smo uporabljali generalizirano recipročno metodo (Palmer, 1980). Pri njej je poudarek na razdalji med geofoni, imenovani XY. Žarki pri streljanju na enem in na drugem koncu razvrstitve izhajajo pri pravilno izbrani razdalji XY iz iste točke na refraktorju. Optimalno razdaljo XY določimo z analizo hitrosti. Ko jo poznamo, lahko sledimo obliki refraktorja in izračunamo povprečne hitrosti plasti nad njim. Povprečne hitrosti omogočajo izračun globin tudi v skritih plasteh in ob hitrostnem obratu. Razdaljo XY lahko izračunamo tudi iz debelin in hitrosti plasti. Ujemanje izraču- nane in izmerjene razdalje pomeni, da je interpretacija točna. Geoelektrične sonde smo interpretirali tako, da smo primerjali terenske krivulje s teoretično izračunanimi modelnimi krivuljami (Orellana & Mooney; 1966, van Dam & Meulenkamp, 1975) pa tudi z metodo pomožnih točk. Tako dobljene podatke za debeline in upornosti plasti smo z računalniškim modeliranjem uskladili z merjeno krivuljo; tako so se kar najboljše ujemale merske in izračunane krivulje. Preizkusili smo tudi vse možne kombinacije upornosti in debelin, ki bi zaradi načela ekvivalence lahko dale enako krivuljo, ter izbrali optimalno rešitev. Naredili smo tudi avtomatsko interpretacijo z računalniškim programom po Zohdyju (1975). Program sprva določi toliko plasti z različnimi upornostmi, koli- kor je merskih točk. Plasti, ki imajo podobne upornosti, združi v eno plast. Na si. 2 so prikazane geoelektrične sonde z vrisanimi debelinami in upornostmi plasti, doblje- nimi z avtomatskim in ročnim modeliranjem. Pri preprosti geološki sestavi, kot je recimo v Gameljnah, so debeline prodnega zasipa, izračunane z avtomatskim modeli- ranjem, dovolj natančne (si. 2b). Če so v prodnem zasipu vložki konglomerata, je ujemanje slabše ali pa so dobljene globine povsem napačne. Na sondi iz Obrij (si. 2a) se ujemajo le globine površinske plasti do konglomerata, medtem ko je globina do podlage, dobljena z avtomatskim modeliranjem, prevelika. Podobno velja za sondo iz Jarškega Proda (si. 2d). Tudi pri manjših globinah avtomatsko modeliranje ni dovolj natančno, ker združi računalnik preveč plasti v eno samo (si. 2c). Računalniški program ne upošteva dodatnih omejitev, ki jih lahko vključi izkušen interpretator. Geoelektrično sondiranje temelji na podmeni, da imamo homogen in izotropen polprostor, kjer se upornosti spreminjajo le z globino. Plasti morajo biti dovolj debele, da jih lahko ločimo. Če je plast tanka, ima pa recimo visoko upornost, je njen vpliv na mersko krivuljo enak vplivu debelejše plasti z nižjo upornostjo, kar Geofizikalne raziskave med Gameljnami in Dolskim 415 Sl. 2. Primeri geoelektričnih sond z interpretacijo 416 Bojan Uran & Milan Živanović označujemo z načelom ekvivalence. Pri vložkih konglomerata imamo opravka s tem načelom. Konglomerat se nahaja v večjih globinah, zato ga na merski krivulji ne moremo zaznati, ker se z večanjem medelektrodnih razdalj in s tem globinskega dosega manjša globinska ločljivost. S kombinirano uporabo geoelektričnih in seizmičnih metod lahko v veliki meri odpravimo mnogoličnost interpretacije geoelektričnih sond in seizmičnih razvrstitev. S seizmiko dobljeni podatek, da je na profilu plast konglomerata, predstavlja dodatni pogoj, ki ga mora upoštevati interpretator. Po drugi strani pa razlika v določitvi globin opozarja, da imamo pri seizmiki opravka s skritimi plastmi in s hitrostnim obratom. Če tega ne upoštevamo, so izračunane globine premajhne. Ujemanje rezul- tatov, dobljenih z različnima metodama, pomeni, da je interpretacija točna, saj je zadoščala vsem dodatnim pogojem obeh metod. Rezultati Geoelektrične in seizmične raziskave temeljijo na različnih fizikalnih lastnostih kamnin. Ujemanje rezultatov je tem boljše, čim ostrejše so spremembe v električnih in elastičnih lastnostih med prodnim zasipom in podlago. Rezultati refrakcijskih seizmičnih raziskav in geoelektričnega sondiranja z me- todo navidezne specifične upornosti se na celotnem raziskovanem področju ujemajo v okviru natančnosti metod. Na sl.3 so prikazani zvezni relief podlage, dobljen z refrakcijsko seizmiko, in točkovni podatki geoelektričnega sondiranja. Iz primer- jave teh podatkov si lahko ustvarimo sliko o natančnosti geofizikalnih raziskav. Geoelektrične sonde, ki so bile manj kot 50 m oddaljene od seizmičnega profila, so označene s polno črto, bolj oddaljene pa s prekinjeno. Na celotni dolžini profila je opaziti v glavnem tri plasti, ki se po hitrostih longitudinalnih valov med seboj razlikujejo. Prva je površinska plast nad gladino podtalnice. Hitrosti longitudinalnih valov so od 400 do 1200 m/s. Nižje hitrosti so značilne za melj in suhi prod, višje pa za glino in zaglinjeni prod. Debelina prve plasti je 4 do 5 m. Drugo plast predstavlja prodni zasip pod gladino podtalnice. Hitrosti v njem so med 1600 m/s do 3300 m/s. Hitrosti med 1600 in 2000 m/s so značilne za zaglinjeni prod in za menjavanje proda, peska in melja. Hitrosti v vložkih konglomerata so med 2300 in 3300 m/s. Različne hitrosti so posledice različnih debelin in stopnje vezanosti konglomerata. Debelina druge plasti je zelo različna in se giblje od nekaj metrov pri Dolu do čez 70 m v Sneberjah in Jarškem Produ. Glede na to, da imajo tektonsko zgneteni in prepereli glinasti skrilavci in peščenjaki hitrosti okrog 3500 m/s, je potrebna velika pazljivost, da vložkov konglomerata v prodnem zasipu ne interpreti- ramo kot podlago. Karbonska podlaga predstavlja tretjo plast s hitrostmi od 3500 do 4700 m/s. Različne hitrosti so posledice različne sestave, preperelosti in tektonske zgnetenosti. Nepreperel in tektonsko neprizadet kremenov peščenjak ima verjetno najvišje hitro- sti. V skrilavcu, kjer so zaradi preperevanja nastali debelejši vložki gline, so hitrosti nižje. Globina do podlage je nekaj manj kot 10 m pri Dolu do 80 m v Sneberjah. Vrednosti električnih upornosti v prodnem zasipu so odvisne od kameninske sestave. Naravno vlažen in suh prod imata upornosti od 1000 do 5000 Qm. Glina s prodom in peskom ima upornosti med 20 in 100 Qm. Skrilavci in peščenjaki imajo upornosti od 140 do 280 Qm. Geofizikalne raziskave med Gameljnami in Dolskim 417 27 - Geologija 30 i 418 Bo j an Uran & Milan Živanović Pri interpretaciji geoelektričnih sond smo imeli težave zaradi heterogenosti prod- nega zasipa, v bližini Kamniške Bistrice pa tudi zaradi majhnih razlik v upornostih prodnega zasipa in podlage. Profil med Kamniško Bistrico in Dolom Debelina prodnega zasipa se na profilu P-1 med Kamniško Bistrico in Dolom (si. 3) najbolj spreminja. Na razvrstitvi S-18 pri Kamniški Bistrici znaša globina 45 m. Do razvrstitve S-13 se na razdalji okrog 500 m globina postopoma zmanjša na komaj 10 m. Nizvodno od S-9 so hitrosti v podlagi le med 3500 in 3600 m/s. Razlika v hitrostih je verjetno povezana z različno sestavo podlage in različno stopnjo preperelosti. Tektonski vplivi na hitrost so verjetnejši na razvrstitvah S-17, S-15 in S-13. Na teh mestih so hitrosti le okrog 2800 m/s. V bližini Kamniške Bistrice že nastopajo vložki konglomerata, zaradi česar so hitrosti v prodnem zasipu čez 2000 m/s. Na preostalem delu profila konglomerata verjetno ni. Na to kažejo hitrosti med 1800 in 1900 m/s. Geoelektrična slika tega dela profila je podobna. Prodni zasip ima zvišane upornosti, iz česar sklepamo, da je sestavljen v glavnem iz prodnih in prodno peščenih sedimentov. Podlaga ima razmeroma izenačene upornosti, kar kaže na enakomerno kameninsko sestavo. Med Kamniško Bistrico in Dolom je ujemanje seizmičnih in geoelektričnih rezul- tatov na plitvem delu pri Dolu in na globljem delu pri Kamniški Bistrici na približno meter natančno. Razlika v določitvi globine se pojavi pri sondi F-4, kjer je po seizmiki postopen prehod z globine 10 m na 40 m. Po geoelektriki je ta skok na krajši razdalji še večji. Glede na to, da je geoelektrična sonda precej oddaljena od seizmič- nega profila, je možno, da je to posledica tektonike. Zdrobljene cone v skrilavcu so zaglinjene, tako da se upornost podlage bistveno ne razlikuje od upornosti prodnega zasipa, sestavljenega iz zaglinjenega proda. Globina na sondi F-4 je najverjetneje povezana s spremembo upornosti v podlagi. Z gostejšo mrežo sond in seizmičnih razvrstitev bi bilo možno to nejasnost odpraviti. Profil med Brinjem in Kamniško Bistrico Največje odstopanje od geoloških predvidevanj je na profilu P-2 od Brinja proti Kamniški Bistrici (si. 3). Na tem delu so bile pričakovane globine do podlage okrog 10 m. Izkazalo se je, da so precej večje, in sicer med 40 in 60 m. Značilnosti površinskih plasti so podobne kot pri prejšnjem profilu. Površinska plast nad podtalnico je bolj peščena, na kar kažejo hitrosti okrog 500 m/s in upornosti okrog 1000 Qm. Globina do podtalnice je med 4 in 5 m. Prodni zasip pod gladino podtalnice predstavlja drugo plast. Hitrosti čez 2200 m/s so posledica vložkov konglomerata v njej. Tudi električne upornosti so zaradi tega povišane in znašajo okrog 800 Qm. Karbonska podlaga je v globinah med 40 in 60 m. Opazna je grudasta zgradba s hitrostmi čez 4000 m/s in pod 4000 m/s. Nižje hitrosti so verjetno posledica tekto- nike in različne stopnje preperelosti ali pa tudi različne geološke sestave plasti, za kar pa zazdaj nimamo dokazov. Na tem profilu je najlepše vidno ujemanje med Geofizikalne raziskave med Gameljnami in Dolskim 419 hitrostmi seizmičnih valov in upornostjo vzdolž profila. Razlike v fizikalnih lastno- stih podlage so povezane z različno sestavo in tektonskimi vplivi. Nižje vrednosti so povezane z nižjimi hitrostmi in obratno. Globine se ujemajo na 3 do 4 m. Dvig pri razvrstitvi S-25 zaradi preredkih geoelektričnih sond ni toliko opazen. Profil med Šentjakobskim mostom in Brinjem Na področju med Brinjem in Šentjakobskim mostom je bilo v preteklosti izvrtanih nekaj vrtin, ki so navrtale podlago že na globini okrog 10 m. Zato pri Brinju na zahtevo investitorjev nismo delali geofizikalnih raziskav, razen etalonske geoelek- trične sonde na vrtini V-4/8i) za preizkus točnosti geoelektričnih meritev in interpre- tacije. S sondo in z vrtino določeni globini se ujemata na okrog 3 % (sl. 3). Profil med Obrijem in Šentjakobskim mostom Z raziskavami smo pričeli pri Šentjakobskem mostu na desnem bregu Save. Globine do podlage so na profilu P-3 med 65 in 80 m (sl. 4). Hitrosti v njej so me< 4200 in 4600m/s, kar kaže na nepreperelo in tektonsko nepoškodovano hribino. N¡ nekaterih mestih, predvsem ob grudah različnih globin, je opaziti hitrosti okro^; 2800 m/s. Z geoelektričnimi sondami smo dobili podobno sliko. IVia področju med Obrijem in Šentjakobskim mostom se s seizmiko in geoelektriko ugotovljene globine do podlage ujemajo na okrog 5 m. Opazno je, da geoelektrika kot potencialna metoda ni tako občutljiva na hitre spremembe v podlagi, zato je slika bolj zglajena. Z gostejšo, mrežo geoelektričnih sond v različnih smereh bi lahko to pomanjkljivost odpravili; V bližini Šentjakobskega mosta potekata daljnovod in plinovod, ki vplivata na geoelektrične meritve, kar je lahko vzrok za nekaj večje odstopanje globin. Profil med Črnučami in Jarškim Prodom Seizmični profil P-4 od Črnuč proti Jarškemu Produ leži na levem bregu Save (sl. 4). Globine do nepri?pustne podlage so med 70 in 80m. Na tem področju je največ vložkov konglomerata. Hitrosti v prodnem zasipu so med 2200 in 2400 m/s. Upornosti so zaradi konglomerata'na tem delu okrog 1100 Qm. Hitrosti v podlagi so med 3500 in 4500 m/s, kar kaže na razliko v sestavi in stanju, v kakršnem je podlaga. Razlike so opazne tudi v upornostih, vendar so manjše. Kjer nastopajo vložki konglomerata, kot na primer na Jarškem Produ, se seiz- mični in geoelektrični rezultati ujemajo nekoliko slabše. Začetni del profila proti Črnučam, razvrstitvi S-44 in S-28, se ujema na meter natančno. Pri sondah F-20, F- 19, F-29 in F-44 so odstopanja med 10 in 15 m, kar je posledica vložkov konglome- rata, ki se pojavlja v različnih globinah in različno debelih plasteh. Poleg tega kaže, da je tu konglomerat močneje vezan kot na preostalem področju. Pri seizmiki predstavljajo vložki konglomerata hitrostni obrat, pri geo' lektriki pa jih je zaradi načela ekvivalence tankih plasti z visokimi upornostmi pra tako težko določiti. Na tem področju so že pri prejšnjih raziskavah ugotavljali, la so globine, dobljene z geoelektričnim sondiranjem, prevelike. To v nekaj manj i mer velja tudi danes. 420 Bojan Uran & Milan Živanović S1.4. Geofizikalna profila P-3 in P-4 Geofizikalne raziskave med Gameljnami in Dolskim 421 SI. 5. Geofizikalni profil P-5 Čeprav je bilo pri interpretaciji veliko pozornosti posvečeno prav temu problemu. Z računalniškim modeliranjem smo poskušali preveriti možne različice interpretacije in izbrati najboljšo. Suhi prod, ki se v tem profilu pojavlja ponekod kar na površini, močno vpliva na tokovnice pri geoelektričnih meritvah. Vplive zaradi nehomogene površinske plasti je včasih težko ločiti od globljih vplivov. Odstopanje pri sondi F-44 je tudi posledica dejstva, da je ta sonda zadnja na profilu, kar onemogoča primerjavo z drugimi in je zato manj natančna. Profili v Gameljnah Profili P-5 v Gameljnah (si. 5) so bili za interpretacijo najlažji, saj v prodnem zasipu ni bilo opaznih vložkov konglomerata. Pod površinsko plastjo s hitrostjo okrog 600 m/s je najverjetneje plast zaglinjenega proda s hitrostmi okrog 1550 m/s. Tudi električne upornosti so zelo nizke, le od 20 do 100 Qm. Na vzdolžnem profilu je podlaga zelo kompaktna, s hitrostmi longitudinalnih valov kar 4700 m/s. Na prečnem profilu sta poleg visoke hitrosti opazna še dva bloka s hitrostmi okrog 3700 m/s. Globina do podlage je med 65 in 75 m. Primerjavo rezultatov na vzdolžnem profilu v Gameljnah nekoliko ovira dejstvo, da seizmični in geoelektrični profil nista povsod na istem mestu. Kjer potekata v bližini, je ujemanje na okrog meter natančno. 422 Bojan Uran & Milan Živanović Sklep Geofizikalne raziskave za potrebe projektiranja hidrocentral na Savi med Ga- meljnami in Dolskim so dopolnile dosedanje geološko poznavanje raziskovanega področja. Ugotovili smo, da so globine na večjem delu profila med 50 in 80 m, kar je več, kot smo pričakovali na podlagi prejšnjih raziskav in redkih vrtin. Plitvejši deli z globino okrog 10 m so le pri Brinju in v bližini Dolskega. Pri meritvah smo imeli nekaj težav zaradi vložkov konglomerata v prodnem zasipu. Z uporabo računalniško podprtih metod za interpretacijo smo poskušali te težave v čimvečji meri odpraviti. Z dodatnimi podatki za hitrosti seizmičnih valov in električnih upornosti tako v prodnem zasipu kot v podlagi bo mogoče še natančneje določiti globine. Te podatke lahko dobimo z merjenji v vrtinah ali na vzorcih iz vrtin. Z vrtinami na raziskovanem področju bo možna kontrola rezultatov in reinterpreta- cija z dodatnimi parametri. Ponovno pa se je pokazala vrednost kombinirane uporabe seizmičnih in geoelek- tričnih metod za predhodne raziskave možnih pregradnih mest hidroelektrarn kot tudi pri drugih inženirskogeoloških in hidrogeoloških problemih. Literatura Dam, J. C. van & Meulenkamp, I. 1975, Standard graphs for resistivity prospecting. EAEG, Hague. Orellana, E. & Mooney, H. M. 1966, Master tables and curves for vertical electrical sounding over layered structures. Interciencia, Madrid. Palmer, D. 1980, The generalized reciprocal method of seismic refraction interpretation. SEG, Tulsa. Zohdy, A. A. R. 1975, Automatic interpretation of Schlumberger sounding curves using modified Dar Zarrouk function. Geological Survey Bulletin 1313-F, Washington. Žlebnik, L. 1979, Osnovna geološka slika k načrtovanju in h gradnji verige hidroelektrarn na Savi v Sloveniji. Geologija 22, 341-362, Ljubljana. GEOLOGIJA .30, 423-434 (1987), Ljubljana j UDK 550.34.05=862 Kosa bušotina i mjerenje brzina Inclined borehole and velocity measurement Krešimir Stojanović Geološki zavod Ljubljana, Parmova 37, 61000 Ljubljana Sažetak U članku se razmatra kosa bušotina i njen utjecaj na točnost mjerenja brzina i vertikalno seizmičko profiliranje (V. S. P.). Data su rješenja koja eliminiraju netočnosti proizašle iz nevertikalnosti bušotine a ujedno se daje i lista programa za kompjutorsko izračunavanje mjerenja brzina koje uzima u obzir i kosu bušo- tinu, te različite izvore signala. Dati su primjeri za tri slučaja mjerenja brzina u ovisnosti o azimutu pravca izvora i pravca dubinskog stajališta gdje je os vertikalne bušotine izhodište, te nagibu duboke bušotine. Abstract In the paper the inclination of borehole and its influence on accuracy of velocity measurement and vertical seismic profiling are considered. Solutions are given for elimination of inaccuracies owing to deviations from verticality, as well as listing of computer programs for calculation of velocity measurements which take into account also inclination of borehole and various sources of signal. Shown are examples for three cases of velocity measurements in dépendance of azimuth of source, of direction of depth standpoint with axis of vertical borehole as a reference, and of inclination of deep borehole. Uvod Za adekvatno prikazivanje seizmičkih mjerenja u vremenskoj domeni te pretvara- nje istih u dubinske odnose, potrebno je izvesti niz pomoćnih seizmičkih radova. Jedna od vrlo važnih pomoćnih seizmičkih metoda je i mjerenje brzina u dubokoj bušotini, te kao suvremeniji pristup tom problemu, upotreba računala, metoda V. S. P. - vertikalno seizmičko profiliranje. Prilikom takovih mjerenja dolazi do raznih anomalija koje se moraju eliminirati ili tehničkim postupkom ili matematičkim metodama koji korigiraju nepravilnost. U tehničke postupke spada upotreba geofona koji prijanja o stijenku bušotine i eliminira nailaske po prenosnom sistemu (kablu), bušenja pomoćnih bušotina do ispod rastrošne zone, registracija nailazaka prilikom spuštanja i dizanja geofona radi eliminacije eventualnog nasjedanja (zaglave) geofona, simetrično postavljanje izvora energije oko duboke bušotine radi eliminacije efekta anomalije zbog devijacije 424 Krešimir Stojanović bušotine. Matematičkim metodama rješavamo nepravilnosti proizašle iz horizon- talne udaljenosti izvora energije od duboke bušotine, debljinu rastrošne zone, pretva- ranje duljine bušotine u vertikalnu dubinu, svođenje na referentni nivo i kose bušo- tine. Vrlo često zbog praktičnosti ili tehničkih nemogućnosti, nedostatka specijalne opreme ili nepristupačnosti oko same bušotine, tehničke postupke rješavamo mate- matičkim formulama. U ovom prikazivanju obradit će se utjecaj devijacije duboke bušotine na mjerenje brzina s osvrtom na V. S. P., zatim geometrijski model za eliminiranje utjecaja devijacije, te tehničko rješenje za eliminaciju jednog dijela nepravilnosti, čiji je uzrok devijacija bušotine. Kosa bušotina Duboka bušotina koja nije vertikalna, a u pravilu ne postoji idealno vertikalna bušotina, naziva se kriva, kosa, dirigirana, usmjerena ili devijantna. Daljnja podjela naziva bušotina ide za tim da razlikujemo istražne i eksploatacione bušotine. Najve- ćim dijelom svjesno se usmjeravaju eksploatacione bušotine a manje istražne. Dok je kod prvih glavni uzrok eksploatacija i istraživanje okolnog područja stuba bušotine, istražne bušotine se usmjeravaju najčešće zbog nemogućnosti lociranja bušotine na površini (naselja, putovi, močvare i sl.), pa se to ispravlja usmjeravanjem na zadane dubinske kote. Kose eksploatacione bušotine dobivaju uz naziv bušotine i dodatna grčka slova a, ß, Y, itd. pa se kose eksploatacione bušotine po tome i razlikuju od istražnih. Istražne bušotine su bez dodatnih oznaka, ali to nipošto ne znači da i one nisu kose ili usmjerene, a uzrok za nekontrolirano udaljavanje od vertikale je nagnutost podzem- nih slojeva, izvijanje teških sipki uslijed nepravilnog pritiska na dlijeto i različitost tvrdoće nabušenog materijala. Mjerenje brzina vrši se uglavnom u istražnim a samo iznimno i u eksploatacionim bušotinama. Sa nekoliko podataka ilustrirat će se vrijednosti nagiba i udaljenosti od vertikale kako bi se stekao uvid u neophodnost primjene korekcija zbog devijacije bušotine. Kod eksploatacionih bušotina udalje- nost dna bušotine od vertikale u ekstremnim slučajevima iznosi i 1200 m, dok je ta vrijednost kod istražnih do 400 m. Ekstremne vrijednosti nagiba kod eksploatacionih bušotina iznose od 50° do 60°, kod istražnih do 35°. Na slici 1 prikazan je tlocrt jedne bušotine obzirom na azimut pravca nekih stajališta u samom kanalu bušotine. Sa slike 1 je vidljivo da obzirom na azimut, smjer pojedinih stajališta može biti od 0° do 360°, te u kombinaciji sa dubinom zahtjeva prostorni (trodimenzionalni) pristup rješenju. Nadalje, vidljivo je da osim variranje horizontalne udaljenosti između stajališta mjerenja (geofona) i izvora signala (energije), a koje treba korigirati, postoji i druga anomalija koja proizlazi iz činjenice da duljina kanala bušotine do pojedinog stajali- šta je uvijek veća i ne može se poistovjetiti sa dubinom. Ukoliko je kanal bušotine spiralnog oblika kao na slici 1, tada je dubina još i manja. U praksi, smanjenje dubine je i do 150 m kod ekstremnih vrijednosti odklona. Udaljavanje kanala bušotine od vertikale istovjetno je kao da smo povećali horizontalnu udaljenost izvora signala na površini, te zajedno sa pogreškom dubine bušotine može se superponirati bilo sa negativnim ili pozitivnim predznakom. Kosa bušotina i mjerenje brzina 425 Sl. 1. Horizontalna projekcija du- boke bušotine Fig. 1. Horizontal projection of deep borehole Korekcija devijacije bušotine Zbog devijacije bušotine dolazi do povećanja ili smanjenja horizontalne udaljeno- sti H između izvora signala i horizontalne projekcije D'gn, a koja inače služi za pretvaranje kosih vremena u vertikalna. Takova korekcija je proporcionalna horizon- talnoj udaljenosti a obrnuto proporcionalna dubini (Waters, 1981). Tehničko rješenje se sastoji u simetričnom izvoru signala, te se iz dva očitanja vremena t dobije srednje korigirano vrijeme obzirom na devijaciju bušotine (1) gdje je n = oznaka stajališta. Ovakova brza i jednostavna korekcija povečava točnost mjerenja i može se primjeniti za otklone do 100 m od osi. Međutim, u praksi je često nemoguće postaviti simetrično izvore signala, te se služimo prostornim modelom kao na slici 2. U tom modelu je azimut 0° identičan osi Y. Pojednostavljen prikaz slike 2 za izračunavanje horizontalne udaljenosti Hn je slika 3, iz koje proizlazi da je korigirana (stvarna) horizontalna udaljenost (2) (3) 426 Krešimir Stojanović SI. 2. Trodimenzionalni model kose bušotine Fig. 2. 3 D model of a deviated borehole Kosa bušotina i mjerenje brzina 427 SI. 3. Dvodimenzionalni model na X-Y ravninu Fig. 3. 2 D model on X-Y plane - ušće duboke bušotine mouth of deep borehole - stajalište izvora signala (bušotina, vibratori i si.) signal source position (borehole, vibrator etc.) - azimut stajališta izvora signala u stupnjevima azimuth of the signal source location (degrees) - azimut stajališta dubinskog geofona u stupnjevima azimuth of the deep geophon position (degrees) - udaljenost dubinskog geofona od vertikale (m) length between deep geophon and vertical axes (m) - nagib u mjernom stajalištu u stupnjevima angle in measured position (degrees) - duljina kanala bušotine do stajališta (m) length of borehole channel to position (m) - stvarna dubina stajališta (m) real depth of the position (m) - projekcija udaljenosti dn u ravnini xy length dn projecton on x-y plane - oznaka stajališta ili reda izvođenja number of position - horizontalna udaljenost izvora signala do ušća D. B. (m) horizontal length from deep borehole location to signal source position (m) - horizontalna udaljenost projekcije dubinskog stajališta i izvora signala (m) horizontal length projection of deep position and of signal source (m) - kut između d^ i Hn (označen na slici 4) angle between dn and Hn (shown on Fig. 4) - projekcija dubinskog stajališta u ravnini ху projection of deep position on x-y plane 428 Krešimir Stojanović Korekcija dubine Prilikom spuštanja geofona na dubinsko stajalište u karotažnoj aparaturi se zapravo mjeri duljina kabla. Ukoliko je bušotina kosa ili spiralna kao na slici 1, znači da duljina kabla ne odgovara i dubini i da je ona uvijek veća ili je jednaka dubini ako je kanal bušotine idealno vertikalan Da bi se odredila projekcija kosog kanala bušotine na okomicu, potrebno je poznavati nagib kanala i na kojoj duljini je taj nagib. Mjerenje nagiba kanala vrši se sa korakom od 25 m između mjernih stajališta, što je vrlo točan podatak za potrebe mjerenja brzina gdje su ti koraci veći u prosjeku cea 10 puta i više. Točnost mjerenja nagiba povećava se mjerenjem kroz bušaće šipke jer se izbjegavaju neravnine kanala bušotine. Prema slici 4 proizlazi da je (4) (5) (6) (7) Korekciju dubine možemo izračunati i iz podataka otklona »d« bušotine od vertikale. U slučaju velikih intervalnih razlika to će ponekad biti i jedini mogući način. Iz slike 4 proizlazi da je srednji nagib (8) V. S. P. i kosa bušotina Vertikalno seizmičko profiliranje (V. S. P.) je vrlo slična metoda mjerenju brzina. Štoviše, istovremeno se dobivaju podaci i o refleksima i prvim nailascima tako da zapravo zajedno čine jedno mjerenje. U slučaju vertikalne bušotine, udaljenost izvora energije od bušotine određena je zahtjevom za dobivanjem refleksa te se udaljenost (offset) podešava obično prema dubini dna bušotine. Često su interes V. P. S.-a slojevi ispod dna bušotine te to određuje povećani offset. Obzirom da se V. P. S.-om mjere vremena refleksa koja su nešto veča od jednostrukih a znatno manja od dvostrukih vremena dobivenih seizmičkim mjerenjima, potrebna udaljenost (offset) u potpunosti zadovoljava kriterij za mjerenje brzina a taj je da offset bude što manji kako bi se dobila vertikalna (kosa) vremena (Galperin, 1974, Kenneth et al., 1980). U slučaju kose bušotine i mjerenja brzina izvor energije je potrebno locirati na polovini udaljenosti između bušotine i največjeg otklona dn te u smjeru devijacije. Ukoliko bi izvor energije ostao na mjestu, spuštanjem ili dizanjem dubinskog geofona smanjio bi se offset i ne bi se dobili reflektirani nailasci. Kosa bušotina i mjerenje brzina 429 SI. 4. Metoda srednjeg nagiba Fig. 4. An average angle method - srednji nagib između dva mjerna stajališta average angle between two measured positions - intervalna duljina između dva mjerna stajališta interval length between two measured position - korigirana intervalna duljina (dubinska razlika) corrected interval length U takvim slučajevima, ali i tada kada želimo proširiti snimljeno podzemlje, upotrebljavamo mjerenje V. S. P. sa više stajališta i to nazivamo V. S. P. s promjenji- vim off setom (izvorom). U takvim uslovima minimalni offset je određen kriterijem za mjerenje brzina a maksimalni s kriterijem optimalnih off seta za reflektirane nailaske. Napomenimo i to da programi za V. S. P. sadrže u sebi korekcije za kose bušotine pa se podaci za otklon i smjer koriste kao ulazni podaci. 430 Krešimir Stojanović Program za mjerenje brzina Program je tako koncipiran da je primenljiv na vertikalne bušotine, ali i na takove gdje se uzima deviacija. Nadalje, program uzima u obzir i vrste izvora dubinske (plitke bušotine) i površinske (vibratori, zračni i vodeni topovi itd.) a izra- čunava korekcije dubine i korekcije horizontalne udaljenosti. Koristi se srednji nagib bušotine ksr između stajališta. Listu programa, tabele 4, možemo podjeliti u 3 dijela. Od naredbe 10-260 ulazni podaci, 270-450 računanje i od 460 do 910 ispis rezultata. U tabelama 1, 2 i 3 data su tri primjera mjerenja brzina na jednoj lokaciji. U1. i 3. primjeru uzeti su u obzir podaci o nagibu bušotine »k«, udaljenosti od vertikale »d« i azimuti stajališta y i ß. Maksimalna udaljenost stajališta geofona je 270 m od vertikale a y = ß i y = 180° + ß. Iz tabela 1 i 3 je vidljivo da je zbog kose duljine kanala od 2155 m do 3047 m došlo do smanjenja dubine stajališta u odnosu na tabelu 2, ADgc = 3055-3011 = 44 m. Tabela 1. Rezultat sa у = 0°, d=t=0 Table 1. Result with y = 0°, аФО Kosa bušotina i mjerenje brzina 431 Tabela 2. Rezultat sa y = 0°, d = 0 Table 2. Result with y = 0°, d = O Ulazni podaci Rezultat mjerenja Legenda za tab. 1, 2 i 3 Legend to Tabs. 1, 2 and 3 432 Krešimir Stojanović Najveća relativna pogreška dobije se za azimut y = ß, a ona u ovom slučaju iz- nosi Д Vo = 2943 - 2896 = 47 m po sekundi dubinskog presjeka. U slučaju gdje je kanal bušotine skrenut u suprotnom smjeru Y = 180 + ß relativna pogreška iznosi AVo = 2943- -2929 = 14mpo sekundi dubinskog presjeka. Tabela 4. Ispis programa Table 4. Listing program Kosa bušotina i mjerenje brzina 433 Zaključci Utjecaj devijacije duboke bušotine nije konstantan parametar i varira od bušotine do bušotine. Nadalje, utjecaj netočnosti na determiniranje seizmičkih podataka i interpretaciju podzemlja veći je kod većih udaljavanja od vertikale, manjih brzina i manjih dubina, te kod spiralnih bušotina. Utjecaj azimuta je najveći ako su oba azimuta u istom smjeru te zbog toga i udaljenost izvora mora biti što manja odnosno kod V. S. P. metode poželjno je da izvor bude na polovici udaljenosti maksimalnog 434 Krešimir Stojanović Tabela 3. Rezultat sa y = 180°, d + 0 Table 3. Result with y = 180°, d + 0 Ulazni podaci Rezultat mjerenja otklona d i u smjerju otklona. Korekcija mjerenja brzina i V. S. P. obzirom na devijaciju bušotine je potreban postupak koji može povećati točnost prognoznih dubina a ujedno i omogućiti kvalitetniju interpretaciju podzemlja. Geofizičari seizmolozi moraju biti upoznati sa karakterom bušotine i obzirom da je svaka bušotina determinirana nagibom, azimutom i intervalom mjerenja, moguće je primjenom korekcija ispraviti utjecaj devijacije bušotine za mjerenje brzina i V. S. P. Literatura Galperin, E. J. 1974, Vertikal Seismic Profiling; SEG, Special Publication No. 12, Tulsa. Kenneth, P., Ireson, R. L. & Conn, P. J. 1980, Vertical Seismic Profiles: Their Application in Exploration Geophysics: Geophys. Prosp., Vol. 28, 676-699. Waters, H. K. 1981, Reflection Seizmology, 238-250, Toronto.