GEOLOGIIA 1982 YU ISSN 0016-7789 GEOLOGIJA RAZPRAVE IN POROČILA 25. KNJIGA 1. del GEOLOGIJA LETO 1982 25. KNJIGA 1. del Str. 1 do 208 LJUBLJANA GEOLOGIJA RAZPRAVE IN POROCiLA 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 Izdajatelja: Geološki zavod in Slovensko geološko društvo, Ljubljana Glavni in odgovorni urednik: Stefan Kolenko, Yu 61000 Ljubljana, Parmova 33 Uredniška odbor: M. Drovenik, M. Iskra, S. Kolenko, D. Kuščer, A. Nosan, M. Pleničar in L. Žlebnik Naklada: 1000 izvodov Letna naročnina: 400 din Tisk in vezava: LJUDSKA PRAVICA, Ljubljana, Kopitarjeva 2 V letu 1982 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 Published in Ljubljana by the Geological Survey and the Slovene Geological Society Editor-in-Chief: Stefan Kolenko, Yu 61000 Ljubljana, Parmova 33 Editorial Board: M. Drovenik, M. Iskra, S. Kolenko, D. Kuščer, A. Nosan, M. Pleničar, and L. Zlehnik Subscription price: $ 14 per year Printed by LJUDSKA PRAVICA, Ljubljana, Kopitarjeva 2 GEOLOGIJA 25/1, 1—208 (1982), Ljubljana VSEBINA — CONTENTS Tektonika Tectonics Placer, L. Tektonski razvoj idrijskega rudišča................ 7 Structural history oí the Idrija mercury deposit........... 7 Premru, U. Geološka zgradba južne Slovenije.................95 Geologic structure of southern Slovenia...............95 Hidrogeologija Hydrogeology Krivic, P. Variations naturelles de niveau piézométrique d'un aquifère karstique . . . 129 Naravna nihanja gladine podtalnice kraškega vodonosnika.......129 Žlehnik, L. Hidrogeološke razmere na Dravskem polju..............151 Hydrogeology of the Drava field..................151 Paleontologija in stratigrafija Paleontology and stratigraphy Kolar-Jurkovšek, T. Konodonti iz amfiklinskih skladov in baškega dolomita........167 Conodonts from Amphiclina beds and Baca dolomite..........167 Petrologija Petrology Faninger, E. Ali je predkambrij na Pohorju?..................191 Does Precambrian occur at Pohorje?................ 191 Izmenjava mnenj Discussion Premru, U. & Dimkovski, T. Odgovor na Placerjeve pripombe k članku: Škofjeloška obročasta struktura..................201 Replay to the comments of L. Placer on the publication: Ring structure of Škofja Loka in Central Slovenia...........201 Nove knjige Book reviews Stratotypes of Paleogene Stages...................205 Hans Schaub: Nummulites et Assilines de la Téthis paléogène........206 John W. Huddle & John E. Repetski: Conodonts from the Genesee Formation in Western New York......................207 Tektonika Tectonics GEOLOGIJA GEOLOGICAL TRANSACTIONS AND REPORTS RAZPRAVE IN POROČILA Ljubljana • 1982 • 25. knjiga. 1. del »Volume 25, Part 1 GEOLOGIJA 25/1, 7—94 (1982), Ljubljana UDK 551.24(497.12) = 863 Tektonski razvoj idrijskega rudišča Structural history of the Idrija mercury deposit Ladislav Placer Geološki zavod, 61000 Ljubljana, Parmova 37 Kratka vsebina Geološka zgodovina nastanka idrijskega rudišča živega srebra obsega tri tektonske faze. Ruda je nastala v prvi fazi v srednjetriadnem tekton- skem jarku, ki so ga omejevali triadni prelomi dovodniki živosrebrovih hidrotermalnih raztopin. V starejšem terciar j u se je ozemlje nagubalo in narinilo poševno na srednjetriadni tektonski jarek. Rudišče se je tedaj preoblikovalo v tri narivne enote. Orudeni del vrhnje enote, imenovane tičenska notranja narivna gruda, je bil pozneje denudiran. Srednja enota, imenovana idrijska notranja narivna gruda, predstavlja današnje idrijsko rudišče. O spodnji enoti pa se domneva, da leži pod trnovskim pokrovom nekje severovzhodno od Idrije. Končno je v neotektonski fazi srednja narivna enota razpadla na tri dele; danes sta ohranjena dva, idrijski in ljubevški del rudišča, tretji del je bil denudiran. Abstract Three phases can be distinguished in the development of the geologic structure and structural history of the Idrija mercury deposit. At the Middle Triassic period there was a structure favourable for the control of ore-forming fluids along Triassic faults bounding the Idrija fault trough. A phase of stronger tectonic movements followed in the early Tertiary period. At that time an extensive rock sheet has been thrust forward from northeast to southwest obliquely over the Idrija fault trough. The ore deposit has been broken and displaced along fold-faults. Three over- thrust units have been driven one over another in this way. The over- lying unit of inner thrust sheet of Tičnica has, apparently, been brought forward and its mineralized portion was denuded. The middle unit, designated as the Idrija inner thrust sheet, represents the present day Idrija ore deposit. The underlying unit is supposed to be covered by the Trnovo nappe somewhere northeast of Idrija. It was within neotectonic time that the middle unit was divided into three fault blocks. Two of them are the ore deposits of Idrija and Ljubevč, and the third has been removed. 8 Ladislav Placer Vsebina — Contents Uvod.............................. 8 Pregled hipotez o zgradbi rudišča................... 8 Triadna tektonika......................... 9 Staroterciarna tektonika....................... 16 Deformacije prvega reda..................... 16 Deformacije drugega reda..................... 18 Strukturna obdelava deformacij narivanja in guban j a.......... 35 Neotektonika........................... 37 Zgradba prelomov........................ 38 Opis prelomov......................... 42 Premiki ob prelomih....................... 47 Kinematika neotektonskih blokov.................. 55 Deformacije nižjega reda..................... 65 Interpretacija zgradbe idrijskega rudišča................ 65 Ekonomska ocena idrijskega orudenega območja............. 85 Nerešena vprašanja......................... 89 Sklep.............................. 91 Literatura............................ 93 Uvod V razpravi je podan pregled deformacij idrijskega rudišča od nastanka v srednji triadi do današnjih dni. Triadna zgradba idrijskega ozemlja in rudišča je povzeta po objavljenih delih L. Placerja in J. Carja, medtem ko sta staroterciarna in neotektonska faza obdelani na novo. Kljub velikim časovnim presledkom med posameznimi fazami tektonskega razvoja idrijskega ozemlja je iz razprave videti njihovo medsebojno zvezo in odvisnost. Poleg starejših prelomnih diskontinuitet so vplivale na mlajše de- formacije tudi litološke meje, kar je skupaj s prostorsko razporeditvijo kom- petentnih in nekompetentnih kamenin pogojevalo tektonske deformacije. Tak način raziskovanja je dal poleg rešitve strukturnih problemov tudi podlago za oceno gospodarskega pomena rudišča in možnosti nadaljnjega razvoja rud- nika. Prvotno enotno orudeno območje je zaradi prelamljanja in premikanja razpadlo na pet blokov, od katerih sta danes zagotovo ohranjena še dva: idrijski in ljubevški del rudišča, medtem ko leži talninski del rudišča verjetno pod trnovskim pokrovom. Idrijsko rudišče je ob svojem nastanku vsebovalo okoli 250 000 do 300 000 ton živega srebra, kar ga uvršča po količini kovine na drugo mesto na svetu, takoj za Almadenom. Na tem mestu se avtor iskreno zahvaljuje prof. dr. Dušanu Kuščerju, ki je pregledal rokopis in ga kritično ocenil. Pregled hipotez o zgradbi rudišča Pregled hipotez o zgradbi idrijskega rudišča je podan v časovnem zaporedju kot so nastajale. Obsega prečne preseke, ki so jih sestavili posamezni razisko- valci za območje med jaškoma Inzaghi in Delo, ali pa skozi jaška sama. Preseke veže os, ki poteka skozi jašek Inzaghi, ali pa tvori pravokotno projekcijo tega jaška na presečne ravnine. Preseki so izdelani v enotnem merilu, iste litostra- tigrafske enote pa so povsod tako označene, da jih je mogoče primerjati med seboj. Podane so interpretacije M. V. L i p o 1 d a (si. 1), F. K o s s m a t a Tektonski razvoj idrijskega rudišča 9 (si. 2), J. Kropača (si. 3), B. Bercela (si. 4) in I. Mlakarja (si. 5). Ce primerjamo vse profile med seboj, vidimo, da so različne razlage o zgradbi rudišča nastale zaradi različne stratigrafske uvrstitve kamenin, različno uvršče- nih istih stratigrafskih horizontov v raznih delih rudišča, različne interpretacije geoloških mej in zaradi različnih meril pri interpolaciji in ekstrapolaciji po- datkov. Podobne napake niso izvzete niti v interpretaciji, podani v tej razpravi, vendar jih je verjetno manj kot v prejšnjih, že zaradi narave raziskovalnega dela, kjer se le postopoma približujemo resnici. SI. 1. Presek skozi idrijsko rudišče po M. V. Li p old u (1874) Fig. 1. Transversal section through the Idria mercury deposit after M. V. Lipoid (1874) Triadna tektonika O idrijskem rudišču je bilo objavljenih že veliko del, v zadnjem času po- sebno o njegovi prvotni triadni zgradbi. Bolj malo pa sta bili pri tem omenjeni kinematika in dinamika tektonskih premikov. Ta razprava deloma zapolnjuje to vrzel in podaja pregled nastanka ter gibanja blokov na Idrijskem skozi zemeljsko zgodovino od spodnjetriadne periode do današnjih dni. Triadna zgradba idrijskega rudišča predstavlja zarodek terciarne in sedanje zgradbe, zato je njeno poznavanje zelo pomembno za študij kinematike. Prvi je poskusil razložiti prvotne razmere B. Berce (1960, 1962, 1963). Sedanjo predstavo o triadni zgradbi idrijskega rudišča je zasnoval I. Mlakar (1967, 1971 skupaj z M. Drovenikom). Njegovo interpretacijo sta dopolnila L. Placer in J. Car (1975, 1977). V zadnjem delu sta podala triadno zgradbo celotnega idrijskega orudenega območja od Vojskarske planote do Kurje vasi in Rovt, zato je v tem poglavju triadna tektonika nekoliko osvetljena le z vidika dinamike. Idrijsko rudišče je nastalo v langobardski dobi približno v en kilometer širokem tektonskem jarku, ki se je raztezal od zahoda proti vzhodu (si. 6). 10 Ladislav Placer SI. 2. Presek skozi idrijsko rudišče po F. K o s s m a t u (1899) Fig. 2. Transversal section through the Idrija mercury deposit after F. Kossmat (1899) Tektonski razvoj idrijskega rudišča 11 Tektonski jarek je bil del idrijske srednjetriadne zgradbe, ki je obsegala severni in južni prag iz karbonskih skladov ter severni in južni sedimentacijski prostor. Idrijski srednjetriadni tektonski jarek se je razvil na temenu antiklinale omejenega obsega. Antiklinala bi bila mogla nastati zaradi suborogenetskih procesov, ki so spremljali raztezanje zemeljske skorje, ali pa samo zaradi sploš- nega raztezanja, kot običajno razlagajo drugi raziskovalci triadne tektonike. Bolj verjetna je prva inačica, saj manjša debelina plasti od spodnjeskitske serije do langobardske podstopnje v antiklinalnem jedru govori za nepre- kinjeno dviganje. Pojav je verjetno posledica vtiskanja magme v obliki lakolita od mlajšega dela spodnjeskitske dobe do konca langobardske in morda še v cordevolski dobi. SI. 3. Presek skozi idrijsko rudišče po J. Kropaču (1912) Fig. 3. Transversal section through the Idrija mercury deposit after J. K r o p a č (1912) Kako dolg je bil celotni tektonski jarek, ni znano. Rekonstruiran je le na dolžini 19 km v trnovskem pokrovu; verjetno pa se bistveno dlje niti ni raztezal, saj predstavlja območje, kjer se nahaja rudišče živega srebra, njegov tektonsko najdejavnejši del. Proti zahodu in vzhodu se jarek in antiklinala polagoma izgubljata. Tako je domnevni lakolit neznanega sestava najverjetneje zapolnil območje, dolgo do 35 km in široko nekaj kilometrov do 20 km (si. 7 a). Lakolit verjetno ni bil simetričen, njegov vrh pa je ležal v srednjetriadni pe- riodi nekje pod rudiščem. Podobni pojavi so bili možni tudi drugod prečno na tektonski jarek in v njegovem podaljšku. Ritmi tektonske dejavnosti na Idrij- skem natančneje še niso obdelani; manjka celovita sedimentološka obdelava usedlin pod srednjetriadno erozijsko-tektonsko diskordanco, ki sega od kar- bonskih plasti do anizičnih. Nad njo so bile odložene langobardske plasti in po ugotovitvi F. C a d e ž a (1980) tudi cordevolske. 12 Ladislav Placer SI. 4. Presek skozi idrijsko rudišče po B. Bercetu (1962) Fig. 4. Transversal section through the Idrija mercury deposit after B. Berce (1962) SI. 5. Presek skozi idrijsko rudišče po I. Mlakarju (1967) in po I. Mlakarju & M. Droveniku (1971) Fig. 5. Transversal section through the Idrija mercury deposit after I. Mlakar (1967) and I. Mlakar & M. Drovenik (1971) 14 Ladislav Placer Dviganje antiklinale ni bilo po vsej dolžini enakomerno, zato je verjeten pojav undacije, ki naj bi bila dala vzdolžnemu preseku hipotetičnega lakolita naguban videz (si. 7 b). Nad izbočenimi deli so se verjetno razvili prečni nor- malni prelomi posamezno in v snopih, ki ponekod prečkajo vzdolžne normalne prelome, drugod pa ne. Razporeditev prečnih prelomov v skupinah na približno enakih razdaljah kaže na simetrijo, ki jo je mogoče začasno razložiti z undacijo. Tektonski jarek sta omejevala normalna vzdolžna preloma, in sicer na severni strani urbanovec-zovčanov (po kmetu Zovčanu pri Rovtah), na južni strani pa veharški prelom. Zadnjega je na razdalji 50 m do 100 m spremljal zagodov prelom, med katerima se je bil dvignil južni prag, medtem ko je bil severni prag bistveno širši. Orudeno območje sta delila prečna preloma, filipičev in »0«-jev, na tri cone: na zahodno cono zahodno od filipičevega preloma, srednjo cono med filipičevim in »O^^-jevim prelomom ter vzhodno cono vzhodno od »0«-jevega preloma. Vzdolžni in prečni prelomi idrijske srednjetriadne zgradbe so nastali pri- bližno istočasno; pri tem je treba upoštevati možnost, da vsi snopi prečnih prelomov vendarle niso nastali hkrati, temveč skladno z razmerami v zgornjem delu lakolita. Zato odnos med njimi ni povsod enak, temveč le na območjih posameznih snopov. SI. 6. Idrijska srednjetriadna geološka zgradba Fig. 6. Middle Triassic structure of the Idria region Tektonski razvoj idrijskega rudišča 15 Neenotno razmerje med obema sistemoma prelomov je možno razložiti tudi tako, da so nastali hkrati toda pri različni jakosti dviganja skladov. Pri taki razlagi je mogoče nastanek prečnih prelomov enačiti z vzdolžnimi in jih ob- ravnavati skupaj kot normalne prelome. Oboji vpadajo pod približno enakim kotom okoli 70" do бО", spremljajo jih pa strme odprte orudene razpoke. Glavni pomislek glede nastanka prečnih prelomov je obstajal zaradi njihove vodoravne komponente premika, ki jo je mogoče opazovati pri ^>0<<-jevem in filipičevem prelomu. Vendar vodoravni premik ob teh dveh prelomih v triadni dobi še ni bil tako velik kot danes; nastal je verjetno v poznejših tektonskih fazah, ki so močno prizadele rudišče. Globina hipotetičnega intruzivnega telesa ni znana. Nanj je mogoče vezati le nastanek srednjetriadne zgradbe, medtem ko neposredne zveze med intruzijo in orudenjem ni do sedaj še nihče preučeval. Odprto ostaja tudi vprašanje izvora diabaza v langobardskih plasteh ob zgornji Idrijci, saj na ožjem območju rudišča in jarka ne poznamo predornin. Nahaja se blizu triadnega preloma v podaljšku idrijskega tektonskega jarka na Vojskarski planoti. SI. 7. Obseg (a) in vzdolžni presek (b) hipotetičnega srednjetriadnega lakolita Fig. 7. Extent (a) and longitudinal section (b) of an hypothetical Middle Triassic laccolith in the Idrija region 16 Ladislav Placer P. L. Romagnoli (1966) in M. Z ell er (1970) sta opisala geotektonske razmere rabeljskega rudnika, ki kaže določeno strukturno-geološko sorodnost z idrijskim. Rabeljska ruda je nekoliko mlajša kot idrijska. Orudeni so prelomi smeri N-S, ki segajo od sredine ladinske stopnje v spodnji del julijskih plasti. V prelomih in ob njih se je izločila epigenetska ruda, v julijskih plasteh pa singenetska. Orudeni prelomi dokaj nejasno kažejo na plitek jarek v smeri N-S. Staroterciarna tektonika Po teoriji o polegli gubi prvega reda, kot izhodni strukturi krovne zgradbe idrijsko-žirovskega ozemlja, leži idrijsko rudišče v prevrnjeni gubi drugega reda v trnovskem pokrovu. Tako je mogoče ločiti v terciarni narivni tektonski fazi deformacije prvega in drugega reda. Oboje imajo pomembno vlogo v zgrad- bi rudišča. Deformacije prvega reda K deformacijam prvega reda štejemo nastanek polegle gube, njen razpad na narivne enote in njihov premik v sedanjo lego. Do konca eocenske epohe so prekrile idrijsko srednjetriadno ozemlje corde- volske karbonatne kamenine, debele približno 150 m do 200 m, julijsko-tuvalski klastiti, debeli 400 m do 500 m, noriško-retske, jurske in kredne karbonatne kamenine, debele 3900 m ter eocenski klastiti neznane debeline. Tako je konec eocena skupna debelina sedimentnega pokrova nad langobardskimi kameni- nami znašala okoli 5000 m, če upoštevamo tudi nekaj sto metrov eocenskih plasti. Konec eocenske ali v oligocenski epohi je alpsko-dinarski prostor zajelo obsežno narivanje, ki je bilo na Idrijskem orientirano v smeri NNE-SSW. Krov- no zgradbo idrijsko-žirovskega ozemlja moramo izvajati iz položne labilne cone, ki se je izoblikovala poševno na mezozojske plasti pod kotom 12" do 15", nakar se je v karbonskih klastitih polagoma izravnala do lege, vzporedne plastem (si. 8). V tej coni so se plasti najprej nagubale, nato pa pretrgale. Na območju obrnjenih plasti gube sta bila hrušiški in trnovski pokrov ločena s prelomom že na začetku. Od vmesnih narivnih enot se je izoblikovala najprej čekovniška SI. 8. Začetna lega prvotne in drugotne narivne ploskve Fig. 8. The initial position of primary and secondary thrust plane Tektonski razvoj idrijskega rudišča 17 vmesna luska iz obrnjenih krednih, jurskih, noriško-retskih in delno tuvalskih plasti. Zgornja in spodnja meja te enote sta nastali v bližini antiklinalnega in sinklinalnega prevoja polegle gube. Trnovski pokrov se je premaknil proti SSW na flišne plasti hrušiškega po- krova, v katerih se je narivna ploskev iz poševne lege prevesila v vodoravno, verjetno erozijsko narivno ploskev. Kontinuiran prehod med poševno in vodo- ravno narivno ploskvijo je preprečevala strukturna grbina iz krednih plasti, ki se je kmalu odtrgala kot koševniška vmesna luska, v kateri imajo plasti normalno lego. Zadnja se je odtrgala kanomeljska vmesna luska, ki je bila v tesni zvezi z nastankom tičenske notranje narivne grude. Prvotno je L. Placer (1973) razlagal razvoj tičenske notranje narivne grude z nari van jem kompetentnih skitskih in anizičnih kamenin med nekompetentnimi karbonskimi in julijsko- tuvalskimi klastiti na enake sklade v spodnjem delu trnovskega pokrova. Nari- vanje naj bi bile omogočile deformabilne julijsko-tuvalske plasti, usmeril pa naj bi ga bil proti SSW trnovski pokrov. Obdelava kinematike pa je poka- zala, da je bil mehanizem nastanka tičenske notranje narivne grude drugačen. Najprej so počile karbonatne noriško-retske, jurske, kredne in mlajše plasti v trnovskem pokrovu, medtem ko so se triadne in starejše kamenine pod julijsko-tuvalskimi klastiti na območju idrijskega rudišča najprej nagubale in šele nato pretrgale. Vzporedno z gubanjem triadnih in starejših kamenin se je tedaj razvila tudi kanomeljska vmesna luska. Tičenska notranja narivna gruda se je premaknila za okoli tri kilometre, torej precej manj kot trnovski pokrov; zato je upravičena domneva, da je nastala konec narivne dejavnosti tega pokrova. Tičenska notranja narivna gruda se je narinila na idrijsko notranjo narivno grudo, v kateri se nahaja idrijsko rudišče živega srebra. Slednja predstavlja najnižjo narivno podenoto trnovskega pokrova. Narivna zgradba idrijskega in širšega ozemlja je podobna strukturi décol- lement, ki se je iztrgala iz zaporedja plasti zaradi različne narave deformacij v njeni talnini in krovnini (M. Limanowski, 1910). Nadrobneje je kine- matski vidik narivanja v jugozahodni Sloveniji obdelal L. Placer (1981), kjer se je dotaknil tudi vprašanja dinamike. Po interpretaciji v tem članku kažeta geometrija in kinematika narivanja na to, da je mogoče nastanek na- rivne zgradbe obravnavanega ozemlja zaenkrat povezati z narivno tangencialno dinamiko, kakor tudi z drsno gravitacijsko dinamiko. Katera od obeh možnosti je prava, bodo pokazale nadaljnje raziskave. Geometrija narivnih deformacij je dokaj preprosta. Glavna narivna ploskev je zelo položna in rahlo konkavno usločena, v karbonskih kameninah pa se polagoma izravna in postane vzporedna plastem. Od glavne narivne ploskve se odcepi drugotna narivna ploskev tičenske notranje narivne grude, ki je nekoliko bolj strma, in podobna narivna ploskev v bližini čela trnovskega pokrova. Drugotne narivne ploskve v trnovskem pokrovu imajo enako raz- merje do glavne narivne ploskve kot glavna narivna ploskev do podlage iz nekompetentnih karbonskih kamenin. Zato je mogoče sklepati da je v obrav- navanem primeru prvotna narivna ploskev prevzela dinamsko vlogo nekom- petentnih karbonskih ali julijsko-tuvalskih kamenin, tako da je bil mehanizem nastanka enih in drugih verjetno podoben (si. 8). 2 — Geologija 25/1 18 Ladislav Placer Zgornji meji čekovniške in kanomeljske luske sta na Idrijskem vidni na površju v mnogih tektonskih oknih in poloknih ter tektonskih krpah in pol- krpah. Poleg tega imamo s tega prostora podatke številnih globinskih vrtin. Površje narivne ploskve je na prvi pogled kaotično razgibano, kar velja zlasti za območja z blagimi reliefnimi oblikami. V bolj izrazitem reliefu opazimo v smeri narivanja grebene in doline. Zato je razgibanost narivne ploskve v smeri premikanja grud manjša kot pravokotno nanjo. V oblikovitosti narivne ploskve razlikujemo elemente višjega in nižjega reda. Med prve štejemo hrbte in doline, dolge tudi več kilometrov in usmerjene približno pravokotno na smer narivanja. Taka zgradba se odraža v poljansko- vrhniških nizih (I. Mlakar, 1969, si. 8; K. Grad in L. Ferjančič, 1974, profil C—D), vipavski flišni kadunji ter v izraziti flišni kadunji v podlagi Trnovskega gozda in Križne gore (S. Buser, K. Grad in M. Pleničar, 1967, profil A—B; S. Buser, 1968, profila A—B in C—D; I. Mlakar, 1969, si. 2, profila B—B' in C—C; L. Placer in J. Car, 1974, si. 2 in si. 3). Elementi višjega reda, ki so orientirani v smeri narivanja, so veliki sto do nekaj sto metrov. Podobno so tudi elementi nižjega reda usmerjeni približno pravokotno na smer narivanja in v smeri narivanja. Prvi so dolgi deset do nekaj deset metrov, drugi pa imajo amplitudo nekaj centimetrov do nekaj metrov in valovno dolžino nekaj deset centimetrov do deset in več metrov. Grebeni in žlebovi so najpomembnejši linearni elementi za določanje smeri tektonskega premikanja. Drse so linearni element najnižjega reda in odražajo ali generalno smer narivanja ali pa smer gibanja posameznih grud, ki je lahko le vektorska komponenta rezultančne smeri narivanja. Linearne oblike so lahko povsem razvite v reliefu narivne ploskve, ali pa nepopolno. Prisotnost te ali one oblike je odvisna od kameninske sestave na- rivnih grud, enakomerne ali neenakomerne trdnosti kamenin in od načina premikanja, ki je lahko zvezno ali sunkovito, v eni smeri ali pa se smer narivanja spreminja. Gotovo je, da sprememba smeri narivanja izravnava pred- vsem elemente nižjega reda, medtem ko jih narivanje v isti smeri poudarja ali pa vsaj ohranja. Deformacije drugega reda Deformacije drugega reda so nastale med rastjo pre vrnjene sinklinale v id- rijskem rudišču v času od prvotnega srednjetriadnega stanja pred začetkom narivanja do predneotektonske dobe. O razvoju prevrnjene sinklinale v idrij- skem rudišču je pisal že I. Mlakar (1967, 1969). Po njegovi razlagi naj bi ta sinklinala tvorila jedro velike polegle gube. Toda guba v rudišču leži prav- zaprav v spodnjem delu trnovskega pokrova (L. Placer, 1973). S tem v zvezi je bilo nekaj problemov že nakazanih (L. Placer, 1976), sedaj pa je podana celovita razlaga. Idrijski srednjetriadni tektonski jarek je ohranil svojo prvotno obliko do konca eocenske epohe ali celo v oligocensko, torej do začetka narivne dejav- nosti (I. Mlakar, 1969; L. Placer, 1973, 1981; U. Premru, 1980). Verjetno se območje rudišča ni deformiralo že na začetku razvoja velike polegle gube in narivne zgradbe, temveč v končnem obdobju narivne aktivnosti. Na Tektonski razvoj idrijslíega rudišča 19 tako možnost je treba pomisliti zato, ker je nastanek sinklinalne gube v rudišču v tesni zvezi z razvojem narivne ploskve tičenske notranje narivne grude. V poševnem preseku srednjetriadne zgradbe rudišča tik pred začetkom gu- banja (si. 9) nastopajo kompetentne in nekompetentne kamenine. Kompe- tentne so plastovite in masivne. Večidel nekompetentni so karbonski in grö- denski klastiti, langobardski piroklastiti in julijsko-tuvalske klastične kame- nine ter delno spodnjeskitski meljevec. Plastovite kompetentne kamenine so permski in skitski dolomit ter cordevolski apnenec, medtem ko so masivne SI. 9. Poševni presek srednjetriadnega jarka pred začetkom gubanja Fig. 9. Oblique section of the Middle Triassic Idrija fault trough before folding 20 Ladislav Placer Nonški plastoviti dolomit Norian bedded dolomite Julijski in tuvalski klastiti Julian and Tuvalian clastic rocks Cordevolski plastoviti apnenec Cordevolian bedded limestone Cordevolski dolomit Cordevolian dolomite Langobardski klastiti Langobardian clastic rocks Langobardski konglomerat Langobardian conglomerate Anizični dolomit Anisian dolomite Zgornjeskitski dolomit Upper Scythian dolomite Spodnjeskitski plastoviti meljevec Lower Scythian bedded siltstone Spodnjeskitski plastoviti dolomit Lower Scythian bedded dolomite Zgornjepermski plastoviti dolomit Upper Permian bedded dolomite Grödenski klastiti Val Gardena clastic rocks Karbonski klastiti Carboniferous clastic rocks Zdrobljena kamenina Crushed rock Meja pokrova Boundary of a nappe Narivna ploskev tičenskega nariva Thrust plane of the ličnica overthrust Narivna ploskev znotraj pokrova Thrust plane within a nappe Normalni prelom 3. razvojne faze Normal fault of the 3''^phase in development of the fold Normalni prelom 2. razvojne faze Normal fault of the 2^^ phase in development of the fold Reverzni prelom 1. razvojne faze Reversed fault of the 1^' phase in development of the fold Ahacijev prelom Ahacium fault Petrijev prelom Petri fault Triadni vzdolžni prelom Triassic longitudinal fault Zagodov prelom Zagoda fault Veharški prelom Veharše fault Čemernikov prelom Čemernih fault Karolijev prelom Karoli fault Grüblerjev prelom Grübler fault Urbanovec-zovčanov prelom Urbanovec-Zovčan fault Auerspergov prelom Auersperg fault Triadni prelom, regeneriran v 3. razvojni fazi Triassic fault renewed in the J'"'^ phase in development of the fold Prelom I faze, regeneriran v 3. razvojni fazi Fault of the 1^^ phase renewed in the J™ phase in development of the fold Prelom 3. faze, regeneriran ob narivni ploskvi znotraj pokrova Fault of the 3'''^ phase renewed along the thrust plane within the nappe Prelom 3 faze, regeneriran ob meji pokrova Fault of the J^"^ phase renewed along the boundary of the nappe Os gube Fold axis Trasa preloma v naslednji fazi razvoja Fault line of the subsequent phase in development of the fold SI. 9 a. Legenda k si. 9, 10, 12, 13, 15 in 18 Fig. 9 a. Explanation of figs. 9, 10, 12, 13, 15, and 16 Tektonski razvoj idrijskega rudišča 21 kompetentne kamenine zgornjeskitski, anizični in cordevolski dolomit ter lan- gobardski konglomerat. Spodnji del profila je heterogen, ker sestojita severni in južni prag iz nekompetentnih karbonskih kamenin, med katerimi je vsajen idrijski srednjetriadni tektonski jarek, kjer prevladujejo plastovite kompe- tentne kamenine. Posebno mesto v tem delu profila zavzemajo masivni zgornje- skitski in anizični dolomit ter langobardski konglomerat. Nad srednjetriadno erozijsko-tektonsko diskordanco je profil dokaj pravilen. Posebno pomembna je lega cordevolskih karbonatnih kamenin med nekompetentnimi langobard- skimi piroklastiti v talnini in julijsko-tuvalskimi klastičnimi kameninami v krovnini. Celotno območje prečkajo triadni prelomi, ki segajo v julijske plasti. Na to kažejo geološke razmere na Tičnici, kjer se pri Poljancu stikata cordevolski in zgornjeskitski dolomit ob triadnem prečnem normalnem prelomu, in na Vojskarski planoti, kjer se med Kočevšami in Boštetom ob triadnem vzdolž- Sl. 10. Začetek nastajanja sinklinalne gube v idrijskem rudišču. Legenda na si. 9 a Fig. 10. Initial stage of the synclinal fold in the Idrija ore deposit See fig. 9 a for explanation 22 Ladislav Placer nem urbanovec-zovčanovem prelomu stika tektonska leča cordevolskega dolo- mita z okolnim anizičnim dolomitom (I. Mlakar, 1969, si. 1; L. Placer in J. Car, 1977, tabla 1). Staroterciarno narivanje in gubanje na Idrijskem je imelo smer NNE-SSW, (L. Placer, 1973, si. 2), zato je potekalo poševno na idrijski srednjetriadni tektonski jarek. Skladno z regionalno smerjo gubanja je os novonastale gube potekala poševno na jarek; zato ni v vseh profilih enako oddaljena od osi tek- tonskega jarka. Začetek gubanja na območju idrijskega rudišča so spremljale posebne de- formacije, zato uvrščamo to obdobje rasti gube v prvo razvojno fazo sinklinalne gube v rudišču (si. 10). Plasti so se v tej fazi gubale tako, da je bila osna rav- nina nastajajoče gube pravokotna na plasti; zato je imela pokončno lego. V prvi razvojni fazi gube se je prelomil južni del severnega praga. Vzpo- redno z osjo rastoče sinklinale sta nastala reverzna preloma, ahacijev in petri- jev, ob katerih so se karbonske plasti narinile na severni del tektonskega jarka. Premik ob ahacijevem prelomu je znašal okoli 90 m, ob petrijevem pa okoli 180 m. Za pravilno genetsko uvrstitev obeh prelomov je bistveno to, da prečkata oba triadne prelome v sedanji zgradbi rudišča, da sta starejša od drugih narivnih in mladoterciarnih neotektonskih prelomov, in da so tektonske drse ob petrijevem prelomu v sedanji zgradbi pokončne, torej pravokotne na vodoravno os sinklinale v rudišču. Vse naštete značilnosti kažejo na to, da je odvisnost ahacijevega in petrijevega preloma od sinklinalne gube v skladu z modificiranim Curiejevim simetrijskim pravilom, po katerem se simetrija okolja (v tem primeru gube) povsem ujema s simetrijo telesa (v tem primeru ahacijevega in petrijevega preloma ter prelomov podrejene smeri v >>talnini«, ki jih tu ne omenjamo), tako da je skupna simetrija istovetna s simetrijami posamičnih gub in prelomov (citirano po I. I. S a f r a n o v s k e m in L. M. L. Plotnikovu, 1975). Razlaga geometrije in kinematike ahacijevega in petrijevega preloma je dokaj enostavna, njuna dinamika pa je problematična. Možno jo je razložiti z odločilno vlogo cordevolskih skladov, ki pa niso tvorili povsem nepoškodo- Sl. 11. Dinamika nastanka ahacijevega in petrijevega preloma Fig. 11. Dynamics of the Achatium and Petri faults Tektonski razvoj idrijskega rudišča 23 vanega vložka kompetentnih kamenin v nekompetentnem okolju, ker so jih prečkali triadni prelomi. V prednoriškem zaporedju plasti so cordevolske karbonatne kamenine pred- stavljale edini zvezni kompetentni horizont na območju idrijske srednjetriadne zgradbe. Po nastanku narivne ploskve tičenske notranje narivne grude so se julijsko-tuvalske in še starejše plasti začele gubati. Gubanje kompetentne plošče v nekompetentnem okolju je povzročilo spremembe prvotnega nape- tostnega stanja kot kaže si. 11 (prirejena po J. G. Ramsayu, 1967, si. 7— 82). Nad antiklinalno vzboklimi deli plošče kompetentnih cordevolskih kamenin se je izoblikovalo polje povečane, pod njimi pa polje zmanjšane napetosti v navpični smeri, kjer se je nahajal severni karbonski prag. V takih razmerah so imele trajektorije največjih tangencialnih napetosti v severnem karbonskem pragu približno smer ahacijevega in petrijevega preloma. Njun nastanek je zato mogoče razložiti s posebnimi napetostnimi razmerami na območju idrij- skega rudišča. V nekompetentnem severnem karbonskem pragu sta približno sledila teoretski smeri največjih tangencialnih napetosti, zmanjšanih za polo- vični kot notranjega trenja, na območju jarka pa sta se premaknila po lezikah langobardskih piroklastitov, ki so dajali dosti manj odpora kot kompetentne skitske in cordevolske kamenine. Enaka možnost deformacij je obstajala tudi pod antiklinalo nad južnim sedimentacijskim območjem. Vendar imajo tod premiki le decimeterski do metrski obseg, kot smo jih opazovali v ^>talnini« na 7. obzorju. Nekompetentnih karbonskih kamenin je tu bistveno manj, zato so prevladali premiki v severnem pragu in polagoma zamrli v langobardskih piroklastitih nad tektonskim jarkom. Zaradi premika ob ahacijevem prelomu, in še posebej ob petrijevem, je raz- padla enotna plošča langobardskega konglomerata v severnem delu tektonskega jarka in na južnem robu severnega praga na tri samostojne bloke. Nad petrije- vim prelomom je nastal današnji Mlakarjev (1967) južni blok, med petri- jevim in ahacijevim prelomom pa severni blok. Proti SSW porinjeni jezik karbonskih klastitov nad petrijevim prelomom imenujemo srednji karbonski klin, karbonske kamenine med ahacijevim in petrijevim prelomom pa severni karbonski klin. Zaradi spremenjenih napetostnih razmer pri nadaljnjem gubanju so pre- miki ob ahacijevem in petrijevem prelomu povsem zamrli. Sinklinala, prej samo nakazana, se je sedaj izoblikovala v pokončno gubo, vzporedno z gubo pa so se deformirali tudi triadni prelomi ter ahacijev in petrijev prelom. Slika 12 kaže drugo razvojno fazo sinklinalne gube v rudišču. Tu je kot med zgornje- skitskimi plastmi v krilih gube in osno ravnino tak, kot ga poznamo v rudišou danes. Gubanje zaradi vzdolžnih pritiskov, kjer prevladujejo medplastni pre- miki, se je uveljavilo v vseh plastovitih kameninah, v masivnem zgornjeskit- skem dolomitu pa se je le neznaten del napetosti sprostil ob redkih lezikah. V jedru sinklinale sta se zato v zgornjeskitskem dolomitu izoblikovali območji povečanih in zmanjšanih napetosti; ustrezne deformacije označujejo v prvem primeru zdrobljen dolomit, v drugem pa normalni prelomi s premiki nekaj metrov do deset metrov. Ti prelomi so v spodnjeskitskem meljevcu in skrilavcu, ki sta se gubala fleksivno, kmalu zamrli. Klin anizičnega dolomita med karo- lijevim in urbanovec-zovčanovim prelomom ter konglomerat v severnem in južnem bloku se nista bistveno spremenila v tej razvojni fazi. 24 Ladislav Placer SI. 12. Največji obseg pokončne sinklinalne gube v drugi raz- vojni fazi Legenda na si. 9 a Fig. 12. The whole extent of the vertical synclinal fold in the second stage of its development See fig. 9 a for explanation Tektonski razvoj idrijskega rudišča 25 V pokončni gubi so se langobardske in mlajše plasti v jedru postavile po- konci, tako kot triadni prelomi, vendar je gubanje potekalo v smeri NNE-SSW, torej poševno na os tektonskega jarka; zato triadni prelomi niso vzporedni z osno ravnino gube, temveč potekajo nanjo poševno približno pod kotom 22". Njihova vzporedna lega na si. 12 je zato le navidezna. Triadni prelomi in plastovitost predlangobardskih plasti so imeli torej omejeno vlogo pri nastanku deformacij v naslednji razvojni fazi sinklinalne gube v osrednji coni idrijskega rudišča. V pokončni gubi so zaradi posebnih litoloških in strukturnih razmer nastale štiri potencialne kombinirane prelomne ploskve. Na si. 13 so ploskve označene s številkami v krožcih od 1 do 4. Prelomna ploskev št. 1 je nastala deloma ob urbanovec-zovčanovem in čemernikovem prelomu, nakar se je v osi sinklinale v langobardskih plasteh razcepila na >>talninski<< krak št. 1 in na krak št. 2 v langobardskih plasteh severnega krila sinklinale. Prelomna ploskev št. 3 se je izoblikovala v severnem pragu vzdolž triadnih prelomov, vzporednih z auer- spergovim prelomom in v langobardskih ter cordevolskih plasteh severnega krila sinklinale. Prelomna ploskev št. 4 je nastala ob veharškem prelomu. Tako predisponirana guba se je zaradi nadaljnjega premikanja tičenske notranje narivne grude zasukala iz pokončne lege v poševno in pre vrnjeno lego (si. 13), ki je v v>talnini« že kazala obris sedanje zgradbe rudišča. Sukanje spada v tretjo razvojno fazo sinklinalne gube v rudišču. Premiki ob novonastalih prelomnih ploskvah so bili različni; ob prelomni ploskvi št. 1 je znašal premik 310 m, pri tem se je krovninski blok v »talninskem^< delu rudišča premaknil za 90 m; ob ploskvi št. 2 in delno št. 3 pa za 220 m. Največji je bil premik ob prelomni ploskvi št. 3, kjer je znašal verjetno okoli 550 m. Dolžina premika ob ploskvi št. 4 se ne dá določiti. Velikost premikov je določena po medsebojni primerjavi blokov na si. 12 in na si. 13. Slika 12 kaže gubo v drugi fazi njenega razvoja, konstruirano po podatkih o pravi debelini in po zakonitostih deformacij, si. 13 pa sedanjo raz- poreditev blokov. To ne velja le za blok nad prelomno ploskvijo št. 3. Celotni premik ob prelomni ploskvi št. 1 vključuje tudi premik ob prelomni ploskvi št. 2 in ob tistem delu prelomne ploskve št. 3, ki poteka po cordevolskih plasteh. Določen je bil po razliki v legi srednjega karbonskega klina nad pet- rijevim prelomom na si. 12 in na si. 13, ki znaša okoli 310 m. Premik ob »tal- ninskem« delu prelomne ploskve št. 1 je bil določen po razliki v razdalji sinkli- nalnega dela meje med langobardskimi in cordevolskimi plastmi od vehar- škega preloma na si. 12 (260 m) in na si. 13 (350 m), ki znaša 350 m —260 m ^ = 90 m. Velikost premika ob prelomni ploskvi št. 2 sledi iz razlike celotnega premika ob prelomni ploskvi št. 1 in »talninskega« dela premika, ki znaša 310 m —90 m = 220 m. Premik ob prelomni ploskvi št. 3 je bil določen le približno, saj današnja lega cordevolskega dolomita v srednjem karbonskem klinu verjetno odraža le rezultančni premik zaradi zasuka gube in narivanja tičenske notranje narivne grude, ki znaša okoli 500 m. Premik cordevolskih plasti ob prelomni ploskvi št. 3 pa je znašal po zasuku verjetno okoli 550 m, ali celo nekaj več (si. 13). Razlago mehanizma in velikost premika ob prelomnih ploskvah št. 1, 2 in 3 kaže si. 14. Pokončno gubo na si. 12 si je mogoče predstavljati kot elipsoidno telo iz kompetentnih kamenin v nekompetentnem okolju. Model je idealiziran. 26 Ladislav Placer SI. 13. Pokončna sinklinalna guba je prešla v prevrnjeno lego Legenda na si. 9 a Fig. 13. The vertical synclinal fold tilted beyond the perpendicular and became overfold See fig. 9 a for explanation Tektonski razvoj idrijskega rudišča 27 vendar dobro ponazarja razmere v tej razvojni fazi nastajanja gube. Za daljšo os je izbrana približna razdalja med grödenskimi in julijskimi plastmi v osni ravnini sinklinale, ki znaša okoli 1500 m, medtem ko krajša os zajema območje deformacij rudišča v tem profilu, široko okoli 800 m. Na sliki 14 a so v modelu vrisane vse tri potencialne prelomne ploskve, ki v zmanjšanem merilu ustrezajo razmeram na si. 12. Zasuk se je razvil zaradi narivanja trnovskega pokrova oziroma tičenske notranje narivne grude, na talninske krovne enote. Napetostne razmere na območju rudišča so bile zaradi tega take, da so novonastale kombi- nirane ploskve prevzele vlogo prelomov v enem od dveh konjugiranih presekov ustreznega napetostnega elipsoida, ki po orientaciji v prostoru ustrezajo nor- malnim prelomom. Sukanje je trajalo toliko časa, dokler se prelomne ploskve niso postavile približno pravokotno na smer največje normalne napetosti. Bloki ob normalnih prelomih tretje razvojne faze sinklinalne gube v rudišču so se premikali proti NNE, tj. nasprotno regionalni smeri narivanja; zato je bil mehanizem teh deformacij toliko časa nepojasnjen. SI. 14. Kinematika razvoja prevrnjene gube Fig. 14. Kinematics of the overfold development Končna deformacija modela na si. 14 c shematske ponazarja razmere na si. 13. Premike ob prelomnih ploskvah št. 1, 2 in 3 se dá tudi na modelu spraviti v okvir obstoječih premikov v rudišču, zato je podana razlaga verjetna. Po zasuku pokončne gube so se deformacije v rudišču spremenile. Sukanje zaradi spremenjene geometrije ni bilo več mogoče, zato so se karbonske, grö- denske, zgornjepermske in spodnjeskitske plasti zapognile iz normalne lege v pokončno (si. 15) in obrnjeno lego (si. 16), značilno za ljubevški del rudišča. To obdobje predstavlja četrto razvojno fazo sinklinalne gube v rudišču. Tedanje deformacije najlepše ponazarja preoblikovani severovzhodni del prelomne plo- skve št. 1 (si. 13, 15 in 16). Plasti so se v tako velikem obsegu lahko zapognile predvsem zaradi velike razsežnosti deformabilnih karbonskih klastitov v severo- severovzhodnem in krovnem delu prevrnjene sinklinalne gube. Mehanizem se dá razložiti z medplastnimi premiki, zaradi katerih se je spremenila velikost kota med triadnimi prelomi in plastovitimi kameninami, preoblikovali pa so se tudi triadni prelomi ter prelomni ploskvi št. 3 in 4. Deformacija prelomne ploskve št. 1 na si. 15 podaja metrično vrednost zapognitve v fazi, ko so se zgornjepermske plasti in spodnji deli spodnjeskitskih postavili pokonci. Poleg tega se je v zgornji zgradbi rudišča spremenila tudi lega kompetentnih blokov 28 Ladislav Placer SI. 15. Zapognitev plasti v spodnjem krilu gube v pokončno lego Legenda na si. 9 a Fig. 15. Strata in the lover limb of overfold turned upright See fig. 9 a for explanation Tektonski razvoj idrijskega rudišča 29 SI. 16. Nastanek zgornje in spodnje narivne ploskve v rudišču Legenda na si. 9 a Fig. 16. Formation of the overlying and underlying thrust plane in the Idrija ore deposit See fig. 9 a for explanation 30 Ladislav Placer anizičnega dolomita in langobardskega konglomerata ter skrajni severoseve- rovzhodni pas cordevolskih in langobardskih plasti nad prelomno ploskvijo št. 3, porinjenih proti NNE. Pri nadaljnjem upogibanju sta guba in z njo rudišče dobila svojo dokončno, predneotektonsko podobo (si. 16). Prelomna ploskev št. 1 se je pri tem v svojem srednjem delu celo konkavno vbočila, medtem ko se je njen skrajni severo- severovzhodni del zavihal še bolj navzgor. Konkavnost je mogoče razložiti z vlečenjem najbolj izpostavljenih spodnjeskitskih in zgornjepermskih plasti ob talninski narivni ploskvi, zavihanje pa z zasukom zgornjepermskih plasti v obrnjeno lego. Pravo velikost teh deformacij je mogoče izmeriti na si. 16. Zaradi konkavnosti srednjega dela prelomne ploskve št. 1 se je deformiral anizični dolomit v zgornji zgradbi, ki tvori danes eno izmed posebnosti ^^sever- nega kontakta« (karolijeva struktura). Konec četrte razvojne faze sinklinalne gube v rudišču sta se izoblikovali talninska in krovninska narivna ploskev idrijske notranje narivne grude, ki sta dokončno ukrojili sedanji obseg rudišča. Ob talninski narivni ploskvi je bil odrezan del orudenih triadnih plasti južnega dela tektonskega jarka (L. Pla- cer, 1976; L. Placer in J. Car, 1977), ob krovninski narivni ploskvi, ki predstavlja narivno ploskev tičenske notranje narivne grude, pa je bil odrezan del severnega praga s karbonskimi, langobardskimi in cordevolskimi plastmi. Samo del teh plasti je ostal v sklopu rudišča in tvori danes tektonsko lečo v plasteh srednjega karbonskega klina na prvem obzorju in v antonijevem rovu. I. Mlakar (1967) je imel obravnavane plasti za ostanek manjšega tek- tonskega jarka, vzporednega jarku med urbanovec-zovčanovim in karolijevim prelomom. Talninska in krovninska narivna ploskev v rudišču sta nastali takrat, ko so se nehale deformacije, izražene z gubanjem, zasukom in zapognitvijo. Tal- ninska narivna ploskev je odrezala izbočeni del spodnjeskitskih plasti, krovnin- ska tičenska notranja narivna gruda pa je zdrsnila po karbonskih plasteh severnega praga. Normalni prelomni ploskvi št. 1 in 3 ter spremljajoče pre- lomne ploskve so imele tedaj lego, ki je bila na območju srednjega karbon- skega klina vzporedna narivni ploskvi tičenske notranje narivne grude; zato bi bilo možno, da je katera od teh ploskev ponovno zaživela, in so se bloki premaknili v nasprotni smeri, proti SSW. Današnja lega cordevolskih plasti v srednjem karbonskem klinu predstavlja torej seštevek premikov proti NNE in SSW. Skupni premik cordevolskega dolomita v severnem karbonskem klinu znaša okoli 500 m. Mehanizem narivne zgradbe idrijskega rudišča je poleg opisanih glavnih deformacij povzročil tudi stranske, ki so med drugim pomembne za sledenje rudnih teles. Značilne so >>talninske« narivne ploskve na 4., 6. in 7. obzorju, ki potekajo po skoraj vodoravnih lezikah ali pa zelo položno prečkajo langobard- ske in ponekod tudi zgornjeskitske plasti. Zato je razlaga krajevnih geoloških razmer pogosto skoraj nemogoča. Tako zgradbo v ^>talnini« je treba pripisati prepletanju reverznih prelomov prve in normalnih prelomov tretje razvojne faze gube, ki so si po legi vzporedni, po smeri premikov pa nasprotni. Posa- mezne prelomne ploskve v >>talnini« pripadajo tako lahko eni ali drugi fazi premikov, ali pa predstavljajo prelomne ploskve starejše faze, regenerirane v mlajši fazi. Tektonski razvoj idrijskega rudišča 31 Zaradi zasuka pokončne gube v prevrnjeno se je v tretji razvojni fazi sin- klinalne gube v rudišču izoblikovala značilna luskasta zgradba srednjega kar- bonskega klina, ki je brez kinematske obdelave doslej ni bilo mogoče logično razložiti. Poleg prelomne ploskve št. 3 je nastalo več vzporednih prelomnih ploskev, ob katerih so se diskordantno odložene langobardske plasti na kar- bonskih skladih v obrnjeni legi pomaknile nazaj v karbonske klastite srednjega karbonskega klina; zato nastopajo v srednjem karbonskem klinu danes blizu skupaj langobardske plasti z območja severnega bloka, iz južnega bloka in z območja nad prelomno ploskvijo št. 3, ki so ležale prvotno okoli 500 metrov proti SSW. Končno so za razumevanje kinematike pomembni še medplastni premiki, ki so pri gubanju imeli pomembno vlogo. V tej razpravi geometrijska proble- matika tega pojava ni obdelana, ker je bila pred leti že predstavljena (L. Pla- cer, 1976). V opisu nastanka prevrnjene sinklinale v idrijskem rudišču so bile upošte- vane le njene notranje deformacije, nastale zaradi zunanjih vplivov. Tu je mišljeno narivanje trnovskega pokrova, oziroma tičenske notranje narivne grude. Narivna ploskev tičenske notranje narivne grude je nastala najprej v kompetentnih karbonatnih kameninah, medtem ko so se starejše triadne pla- sti le gubale in šele nato pretrgale. Nastanek prevrnjene sinklinalne gube v rudišču lepo dokazuje tako razlago; zato v naslednjem poglejmo razvoj na- rivne ploskve tičenske notranje narivne grude v triadnih in starejših kameni- nah trnovskega pokrova na ožjem idrijskem območju (si. 17). Spodnji del trnovskega pokrova je bil konstruiran po podatkih o polegli gubi (L. Placer, 1973, profil IV na tabli 2) na podlagi triadne zgradbe idrijskega ozemlja (L. Placer in J. Car, 1977, si. 4 na tabli 3) in na podlagi rekonstruiranega razvoja prevrnjene sinklinalne gube v rudišču (si. 9 do 16). SI. 17 a poenostavljeno kaže razmere pred pretrganjem karbonatnega plašča nad karnijskimi skladi, kjer so nekompetentne in kompetentne kamenine pri- kazane ločeno. Za razumevanje kinematike je pomembno, da srednjetriadne in spodnjetriadne karbonatne kamenine ne tvorijo sklenjenega horizonta, temveč so njihovi posamezni bloki ugreznjeni v okolne nekompetentne karbonske kla- stite. Edini sklenjeni kompetentni horizont tvorijo cordevolske karbonatne ka- menine med langobardskimi piroklastiti v talnini in julijsko-tuvalskimi klastiti v krovnini. Profil idrijske srednjetriadne zgradbe na si. 17 a se le malo loči od profila v razpravi L. Placerja in J. Carja, (1977, si. 4 na tabli 3). Po razlagi »talninskih narivnih ploskev^< je treba ugotoviti, da je bil jarek v srednji coni širok 800 m in ne 900 m; to je bilo že upoštevano pri konstrukciji si. 9. Poprav- ljena je bila tudi širina severnega karbonskega praga, in sicer od 1400 m na 2200 m; zgradbo Tičnice in rudišča je mogoče razložiti edino po takem po- pravku. Po prelomu karbonatnega plašča nad julijsko-tuvalskimi klastiti (si. 17 b) se je prelomna ploskev le deloma potegnila v julijsko-tuvalske plasti. V njih je zamrla, premik narivanja pa se je kompenziral z gubanjem prednoriških skladov. V prvem obdobju gubanja so na območju idrijskega srednjetriadnega tek- tonskega jarka nastale deformacije prve razvojne faze sinklinalne gube v ru- Tektonski razvoj idrijskega rudišča 33 dišču, ki zaradi narave svojega nastanka niso segale daleč v severni karbonski prag. Gubanje je konec druge faze (si. 17 c) doseglo največji obseg; nadaljnjo rast pokončne gube je onemogočila bližina talninske narivne ploskve. Tedaj je gubanje prešlo v sukanje. Stanjšanje karbonskih klastitov pod pokončno sinklinalo je mogoče razložiti s tektonsko erozijo, ki je bila v naslednjih raz- vojnih fazah vedno bolj očitna. Erozijo si je po izkušnjah na Idrijskem treba razlagati kot trganje blokov v obliki leč, ne pa kot struženje narivnega in podrivnega bloka, ki naj bi opravičevalo kameninski primanjkljaj pri rekon- strukciji narivne zgradbe. Struženje je sicer obstajalo, vendar je imelo v geo- loškem smislu zanemarljiv obseg. Pokončna sinklinalna guba v rudišču se je zasukala bolj od blokov jugo- jugozahodno in severoseverovzhodno od tod (si. 17 d), ker so le kompetentne kamenine tektonskega jarka na območju rudišča ležale v nekompetentnih kar- bonskih klastitih, medtem ko je bilo sukanje drugod bolj ali manj onemogoče- no. Za mehanizem zasuka je pomembno, da se je kompetentni klin jarka sukal po talninski narivni ploskvi; ko je zasuk dosegel največjo mogočo stopnjo, so se plasti spodnjega dela rudišča upognile v obrnjeno lego (si. 17 e). Po upogibu plasti so fleksivne deformacije v dnu trnovskega pokrova do- segle največji obseg. V talnini rudišča se je izoblikovala nova narivna ploskev, ki ni nastala samo zaradi posebne geneze sinklinalne gube v rudišču, temveč tudi zaradi pregiba narivne ploskve trnovskega pokrova. Kanomeljska vmesna luska je nastala na koncu narivne aktivnosti trnovskega pokrova, torej v času, ko je območje rudišča bilo v bližini grbine na prehodu iz poševnega v vodo- ravni krovninski narivni rez hrušiškega pokrova (si. 8). Grbina v tej fazi raz- voja narivne zgradbe ni bila več tako izrazita, saj se je koševniška vmesna luska odtrgala že nekoliko prej, je pa še vedno predstavljala pomembno oviro. Narivna ploskev tičenske notranje narivne grude se je tedaj, verjetno zaradi istega vzroka, podaljšala do talninske narivne ploskve trnovskega pokrova. SI. 17 f kaže končno lego tičenske notranje narivne grude, ki se je premak- nila za tri kilometre proti SSW. V članku iz leta 1973 je L. Placer menil, da je ta premik znašal le nekaj sto metrov, vendar je tedanja ocena slonela na vizualni presoji, ne pa na kinematski konstrukciji; zato je sedanja bliže resnici. Nonški dolomit Nonan dolomite Julijski m tuvalski klastiti Julian and Tuvalian clastic rocks Cordevolske karbonatne kamenine Cordevolian carbonate rocks Langobardski klastiti Langobardian clastic rocks Zg. permske, sp. in sr triadne karbonatne kamenine Upp. Permian, Low. and Midd. Triassic rocks Karbonski in grodenski klastiti Carboniferous and Val Gardena clastic rocks Narivna ploskev tičenske notranje narivne grude Thrust piane of tfie inner thirust sheet of Tičnica Meja pokrova Nappe border Triadni prelom Triassic fault \ Trnovski pokrov Trnovo nappe Tičenska notranja narivna gruda Inner thrust sheet of Tičnica Idrijska notranja narivna gruda Inner thrust sheet of Idrija Kanomeljska vmesna luska Kanomlja interjacent slice Čekovniška vmesna, luska Čekovnik interjacent slice SI. 17. Razvoj tičenske notranje narivne grude Fig. 17. Development of the inner thrust sheet of Tičnica i 3 — Geologija 25/1 34 Ladislav Placer Gubanje in upogibanje plasti v obrnjeno lego na območju rudišča je v tesni zvezi z razvojem narivne ploskve tičenske notranje narivne grude; zato je treba obliko sinklinalne gube in obseg upogibanja obravnavati skupaj. Večkrat je bilo že omenjeno, da je bila smer gubanja odmaknjena od pravokotnice na os jarka za okoli 22", zato je os sinklinalne gube v rudišču poševno prečkala os idrijskega srednjetriadnega tektonskega jarka (si. 18). Nekompetentne kame- nine severnega praga so se gubale neovirano, bolj ko se je pa os gube oddalje- vala od karbonskih klastitov proti ESE, bolj je pojemalo gubanje, dokler ni končno povsem zamrlo. Njeno dolžino je danes težko oceniti; verjetno je zna- šala nekaj kilometrov, kot se dá oceniti na podlagi razvoja narivne ploskve tičenske notranje narivne grude, ki se razteza še severozahodno in vzhodno- jugovzhodno od Idrije (L. Placer, 1973, si. 2). Guba iz triadnih in starejših kamenin ob narivni ploskvi se je razvila le na območju rudišča, torej tam, kjer je šla narivna ploskev v svojem podaljšku skozi nekompetentne kamenine se- vernega praga. Drugod se je obenem s karbonatnim plaščem pretrgala tudi SI. 18. Razprostranjenost narivne ploskve tičenske notranje narivne grude Fig. 18. Extension of the thrust plane of the inner thrust sheet of Tičnica Tektonski razvoj idrijskega rudišča 35 celotna skladovnica prednoriških kamenin. Severozahodno od Idrije poteka narivna ploskev tičenske notranje narivne grude po triadnih kameninah se- vernega sedimentacijskega bazena, zato je njen vpadni kot dokaj strm (si. 18 a), narivna ploskev pa je v neotektonski fazi ponovno oživela; zato pravega vpada ni mogoče z gotovostjo določiti. Vzhodno jugo vzhodno od Idrije pa sta smer in vpad narivne ploskve dokaj nenavadna. V triadnih kameninah narivna ploskev ni premi podaljšek narivne ploskve iz mlajših kamenin, temveč sledi stopničasti zgradbi severnega roba severnega karbonskega praga; zato je bolj položna (si. 18 c). Strukturna obdelava deformacij narivanja in gubanja Razvoj prelomnih deformacij gubanja je bil odvisen od stopnje ukrivljenosti gube, zato bomo bolj nadrobno opisali njeno obliko. Lega skladov v rudišču je bila določena po podatkih prečnih jamskih pro- filov v merilu 1 :1000, ki jih je obdelal I. Mlakar. Profili imajo smer SW-NE in so razmaknjeni po 35 m. Spodnja zgradba rudišča je bila obdelana po metodi blokov med posamez- nimi profili. Vpadov plasti v posameznih blokih iz razumljivih razlogov ni bilo mogoče obdelati enakomerno po celi površini preseka, ker jamska dela niso razvita povsod in ker vsi rovi danes niso več dostopni. Zato je osno ravnino sinklinalne gube mogoče bolje določiti iz geoloških profilov, za določitev smeri in vpada osi pa je potrebna strukturna analiza. Spojene osi gube v posameznih profilih predstavljajo os sinklinalne gube v spodnji zgradbi rudišča. Na enak način so bili obdelani tudi vpadi plasti v zgornji zgradbi, vendar je tu na voljo premalo merskih podatkov za statistič- no analizo. Taka obdelava bi bila vsekakor potrebna, saj os gube v spodnji zgradbi verjetno ni vzporedna z osjo gube v zgornji zgradbi rudišča. Glede na genezo prelomnih deformacij gubanja premiki ob prelomni ploskvi št. 1 niso bili povsod enaki. Strukturna analiza kaže, da je os sinklinale skoraj vodoravna. Sinklinala je v severozahodnem in osrednjem delu rudišča prevrnjena, proti jugovzhodu pa prehaja prek izrazito poševne lege v rahlo poševno lego, dokler se skoraj po- polnoma ne izravna. Statistična obdelava potrjuje, da je sinklinala idrijskega rudišča omejena struktura; preučiti je mogoče le njen jugovzhodni del, medtem ko sta bila njen osrednji in severozahodni del dvignjena nad sedanje površje in odnesena (L. Placer, 1976). Sinklinalno gubo v idrijskem delu rudišča je treba obravnavati ločeno od obrnjene antiklinale v ljubevškem delu rudišča, ki je nastala zaradi premika ob talninski narivni ploskvi. Razvoj prelomnih deformacij gubanja je vezan le na prvo, medtem ko je zapognitev plasti v Ljubevču povzročila le deviacijo starejših elementov strukture. Plasti niso zapognjene samo v severovzhodnem krilu idrijskega preloma, temveč tudi v idrijskem delu rudišča. Reverzni prelomi prve razvojne faze sinklinalne gube. Lega petrijevega pre- loma se da pojasniti v zvezi z razvojem sinklinale. I. Mlakar (1967) in starejši avtorji niso mogli zadovoljivo razložiti nastanka srednjega karbonskega klina. Enaka struktura ob ahacijevem prelomu pa je prvič omenjena šele v tej razpravi. Spremembi vpada plasti v sinklinalni gubi v rudišču je morala slediti 36 Ladislav Placer tudi sprememba lege obeh prelomnih ploskev. Oba preloma se povsem podre- jata tej zakonitosti; zato je mogoče z gotovostjo privzeti Curiejevo pravilo. Tam kjer so plasti inverzne, imata oba preloma subvertikalno lego, tam kjer so skladi normalni in vpadajo položno proti SSW, pa sta ahacijev in petrijev prelom subhorizontalna. Razmerje med smerjo narivanja in gubanja ter smerjo srednjetriadnega tektonskega jarka se posebej zanimivo odraža na karti 3. obzorja. Srednji in severni karbonski klin v vodoravnem preseku nista trakasta, temveč se klinasto tanjšata proti jugovzhodu. Karbonske plasti se izklinjajo zaradi poševne lege osi gube na osno ravnino jarka. Diskordančna ravnina med karbonskimi in lan- gobardskimi skladi nad njimi je prvotno vpadala za približno 20" proti >>jugu<^ (si. 9), medtem ko sta petrijev in ahacijev prelom vpadala za približno 40" proti »severoseverovzhodu« (22/40). Danes je petrijev prelom zelo strm; zato je treba prvotno lego konstrukcijskih ravnin zasukati okoli slednice petrijevega preloma za 140" v nasprotni smeri urnega kazalca. Konstrukcijo zasuka kaže Diskordanca v triadni periodi Unconformity during \he Triassic period Lego petrijevega preloma v triadni periodi Position of the Petri fault during the Triassic period Diskordanca v holocenski epohi Unconformity in the Holocene epoch Lega petrijevega preloma v holocenski epohi Position of the Petri fault in the Holocene epoch Presečnica diskordance s petrijevim prelomom v holocenski epohi The trace of the unconformity with the Petri fault in the Holocene epoch SI. 19. Os srednjega in severnega karbonskega klina Fig. 19. Axis of the middle and northern Carboniferous v^^edge block Tektonski razvoj idrijskega rudišča 37 si. 19; ker je presečnica med prelomno in diskordančno ravnino nagnjena po zasuku proti WNW, je tudi srednji karbonski klin v tlorisni ravnini klinast. Isto velja tudi za severni karbonski klin. Pri konstrukciji zasuka ni bil upo- števan učinek medplastnih premikov, ker je imela konstrukcija namen dokazati le pravilnost razlage, ne pa numeričnih vrednosti strukturnih elementov. Normalni prelomi druge razvojne faze sinklinalne gube. O prelomih te raz- vojne faze gube je le nekaj skopih podatkov, ker je tisti del jame, kjer na- stopajo, zelo slabo odprt, saj nikoli ni bil zanimiv za rudarje. Posamezne mer- jene prelomne ploskve leže vodoravno ter so vzporedne z osjo gube in so zato verjetno v zvezi z njenim nastankom. Normalni prelomi tretje razvojne faze sinklinalne gube. Prelomi tretje raz- vojne faze gube so predvsem nasledstvom; zato ne ustrezajo povsod zahtevam Curiejevega pravila, vendar ga v bistvu najbolj potrjujejo. Najpomembnejši element preučevanja teh prelomov je dolžina premika, ki je odvisna od veli- kosti zasuka pokončne gube, ne pa od gubanja samega. Zato teh prelomov ni tam, kjer ni bilo zasuka. Največji premik je bil izmerjen v severozahodnem delu rudišča, medtem ko so premiki proti jugovzhodu vedno manjši. Deformacija fleksivnega gubanja. Gubanje in zapognitev plasti v vseh štirih razvojnih fazah gube v rudišču so spremljale neafine deformacije starejših prelomnih ploskev. Sem spadajo triadni prelomi in prelomi prve, druge in tretje razvojne faze sinklinalne gube. Zaradi kontinuitete razlage je treba tu opozoriti na nekatere učinke teh deformacij. I. Placer, (1976) je velikost medplastnih premikov pri fleksivnem gu- ban j u izrazil s količnikom medplastnega premika K za posamezna območja prevrnjene sinklinale v idrijskem rudišču in obrnjene antiklinale v ljubevškem delu rudišča. Tedaj obdelan profil (L. Placer, 1976, si. 3, na tabli 1) je istoveten s profilom na sliki 16. Iz razlage o zgradbi sinklinalne gube v rudišču sledi, da je nagubanost v različnih profilih rudišča različna; zato se od profila do profila spreminja tudi količnik medplastnega premika posameznih območij. Studij deformacij prelomnih ploskev zaradi gubanja je zelo zamuden, saj vodi površnost pri meritvah in obdelavi podatkov zanesljivo do napačnega sklepa. Tu je mišljena predvsem rekonstrukcija prvotne lege prelomnih ploskev, ki temelji na meritvah sedanjega stanja. Učinki medplastnih premikov so v današnji zgradbi rudišča vidni povsod. Deformacija prelomne ploskve št. 1, oziroma triadnega čemernikovega preloma, je bila na slikah 13, 15 in 16 že prikazana. V tlorisu je ista prelomna ploskev na karti 3. in 6. obzorja značilno ukrivljena v obliki črke S. Podobno so bolj ali manj ukrivljeni vsi triadni prelomi v idrijskem rudišču. Neotektonika Od starejših raziskovalcev idrijskega ozemlja je samo M. V. Lipoid (1857, 1874) pripisal strmim prelomom v smeri NW-SE poseben pomen in jih razlikoval od narivnih deformacij. Po sto letih se je k temu vprašanju povrnil I. Mlakar (1964) in po odkritju ljubevškega dela rudišča dokazal, da idrijski prelom vpada strmo proti severovzhodu; ob njem naj bi se bili prelomni krili premaknili skoraj vodoravno v desno za 2500 m. V njegovem jugozahodnem krilu ga spremlja več vzporednih prelomov; med njimi so najvažnejši zalin. 38 Ladislav Placer poljančev, smukov in inzaghijev prelom ter nekaj manjših, kot rudin-1, rudin-2 in peklov prelom. Zalin prelom oklepa z idrijskim prelomom tektonsko lečo, ki jo dele drugi prelomi na več rezin. V severovzhodnem krilu idrijskega preloma je manj vzporednih prelomov, vendar je treba upoštevati, da v ta del rudnik ne seže in je zato slabše raziskan. Pomembnejša sta antonov in sedejev prelom; prvi oklepa z idrijskim prelomom tektonsko lečo, vloga drugega pa ni jasna. Na območju rudišča potekajo poševno na te najmlajše tektonske deforma- cije lazarjev, albrehtov, jerebov in sveticev prelom. Zgradba prelomov V naši strokovni literaturi skoraj ni del o zgradbi prelomov, določenih po- sebnosti pa ni najti niti v svetovni literaturi. V. G. Gladkov (1967) razli- kuje pri vseh vrstah prelomov notranjo in zunanjo prelomno cono. Notranjo prelomno cono zmikov označujeta tektonska breča in milonit, zunanjo pa ob- prelomne gube, spremljajoči zmiki, narivi, normalni in inverzni prelomi. Bistve- ni strukturni element notranje prelomne cone je pri vseh tipih prelomov osred- nja prelomna ploskev. V zunanji in notranji prelomni coni spremljajo različne tipe prelomov različne vrste deformacij. V primeru položne prelomne ploskve se zunanja prelomna cona deli na nadprelomno in podprelomno cono. Gladkova shema povsem ustreza za regionalne raziskave, za strukturno analizo pa jo je treba dopolniti. V ta namen bomo ustrezne pojme s področja tektonske geologije definirali na primeru neotektonskega zmika v idrijskem rudišču med vpadnikom Gostiša in slepim jaškom Pekel na 11. obzorju. Zmik poteka po sredini smerne proge; zato ga je bilo mogoče skoraj v celoti raziskati (si. 20). Prelom gre skozi spodnjeskitski ploščati dolomit s peščenosljudnatimi vložki in vpada pod kotom 45" do 75" proti jugozahodu. Premik ob njem znaša največ 10 m. S prelomno cono označujemo notranjo in zunanjo prelomno cono katerega- koli preloma. Notranja prelomna cona je pas zdrobljenih kamenin, tektonske gline, milonitne moke, milonitnega zdroba, tektonske breče in ponekod tudi manj poškodovanih blokov. Navzven je omejena z mejnimi prelomnimi plosk- vami. Njen bistveni element je glavna prelomna ploskev. Med glavno in mej- nimi prelomnimi ploskvami so razvite notranje prelomne ploskve, ki v glavnem ločijo različne kataklastične stopnje med seboj, lahko pa potekajo tudi v istem kataklastičnem območju. Glavna prelomna ploskev poteka navadno po sredi notranje prelomne cone, vendar lahko zavzema tudi mesto mejne prelomne ploskve, ponekod pa je celotna notranja prelomna cona reducirana na samo glavno prelomno ploskev. Zunanja prelomna cona je nasproti notranji prelomni coni omejena z mejno prelomno ploskvijo, navzven pa meje ni mogoče določiti brez detajlnega po- znavanja kinematike in dinamike spremljajočih deformacij. Zdrobljenost je najmočnejša ob mejnih prelomnih ploskvah, vendar zavzema relativno ozek pas, nakar je kamenina le delno zdrobljena ali pa povsem nepoškodovana. Po- memben strukturni element zunanje prelomne cone so spremljajoči prelomi, ki so brez dvoma drugotnega nastanka. Njihovo razmerje do notranje prelomne cone se kaže v tem, da prečkajo mejno prelomno ploskev, na glavno pa se naslanjajo. Premik ob njih je enako usmerjen kot ob glavni prelomni ploskvi. Tektonski razvoj idrijskega rudišča 39 V zunanji prelomni coni nastopajo poleg spremljajočih prelomov še manjši pre- lomi, narivi, obprelomne gube in druge deformacije. Zdrobljene kamenine nastopajo v notranji prelomni coni in ob mejnih pre- lomnih ploskvah v zunanji prelomni coni, tako da tvorijo sklenjen pas. Zanj bi bil primeren izraz zdrobljena cona, ki je ponekod istovetna z notranjo pre- lomno cono, lahko pa zavzema notranjo in del zunanje prelomne cone. Zato bi bilo smiselno ločiti tudi notranjo in zunanjo zdrobljeno cono. Prelomi v notranji in zunanji prelomni coni omejujejo tektonske bloke bolj ali manj poškodovanih kamenin; zato bi jim ustrezalo ime tektonske leče. Po SI. 20. Prelomna cona zmika Fig. 20. Fault zone of the strike-slip fault 40 Ladislav Placer legi v prelomni coni bi ločili notranje in zunanje tektonske leče; notranje so omejene z glavno, mejnimi in notranjimi prelomnimi ploskvami, zunanje pa z mejnimi, spremljajočimi in drugimi prelomi. V terminologiji na področju narivne tektonike naj bi se uvedli enakovredni izrazi, s tem da se izraz »prelomen« nadomesti z nazivom »nariven<<. Tako bi v narivni coni ločili notranjo in zunanjo narivno cono, zdrobljeno cono (notra- njo in zunanjo zdrobljeno cono). Notranjo narivno cono označujejo glavna, vmesne in mejne narivne ploskve, zunanjo pa spremljajoče narivne ploskve. Ker obstajajo razlike v zgradbi zunanje narivne cone talninskega in krovnin- skega bloka, bi po V. G. Gladkovu ločili talninsko in krovninsko zunanjo na- rivno cono. Na področju gravitacijske tektonike bi bilo primerno izraz »narivni« na- domestiti z »drsni«. Tako drsna cona (notranja in zunanja drsna cona), zdrob- ljena cona (notranja in zunanja zdrobljena cona), glavna, vmesna in mejna drsna ploskev, spremljajoča drsna ploskev ter talninska in krovninska zunanja drsna cona. Spremljajoče narivne in drsne ploskve, tako kot spremljajoče prelomne ploskve, tudi omejujejo tektonske leče, le da se v teh primerih, zaradi tradi- cionalnih terminov, imenujejo prevrnjeni pokrovi, tektonski odstružki, vmesne luske itd. Poleg posebnosti v zgradbi prelomne cone zmikov je treba omeniti še nekaj splošnih lastnosti, ki so pomembne za razumevanje mehanizma premikanja blokov: 1. Notranja prelomna cona je v karbonatnih kameninah širša kot v skrila- vih. V karbonskem glinastem skrilavcu, na primer, je lahko široka le nekaj centimetrov pri premiku, ki v karbonatnih kameninah povzroči nastanek no- tranje prelomne cone, široke nekaj metrov in celo več. 2. Širina notranje prelomne cone ni linearno odvisna od velikosti premika, temveč od oblike prelomne ploskve takoj po njenem nastanku in od smeri komponentnih premikov prelomnih kril. Začetna prelomna ploskev ni ravna v nobeni kamenini temveč kolenasto zavija v določeni generalni smeri (si. 21 a). V prvi fazi gibanja blokov ali pri majhnem premiku se glede na smer pre- mika izoblikujejo območja čistega zdrsa in območja razpiranja (si. 21 b), ki se običajno zapolnijo z odkrušenimi bloki, možna pa je tudi zapolnitev z rudnin- sko snovjo. O zgradbi notranje prelomne cone v tej razvojni fazi preloma so pisali številni avtorji (V. A. Nevskij, 1967; N. N. Satagin, 1970); V. A. Nevskij je imenoval široke notranje prelomne cone razprte cone in menil, da je bila tektonska glina izstisnjena iz ožjih delov notranje prelomne cone v razprte dele. Pri nadaljnjem premikanju se izoblikuje enotna glavna prelomna ploskev (si. 21 c). Ostri robovi na obeh straneh glavne prelomne ploskve se spremene v milonitizirano in zaglinjeno zdrobljeno cono z notranjimi in mejnimi pre- lomnimi ploskvami. Zato je presek glavne prelomne ploskve v smeri premika le rahlo valovita črta, v kateri komaj še zaznamo ostanke nekdanje ostrorobe zgradbe. Pravokotno na premik pa je glavna prelomna ploskev lahko valovita, grebeni in žlebovi pa so usmerjeni približno v smeri premika. Premikanje prelomnih kril je postopno. Ce so vektorji posameznih premikov enako usmerjeni, se ohrani približno taka zgradba notranje prelomne cone, kot Tektonski razvoj idrijskega rudišča 41 jo kaže si. 21 c, če pa so vektorji posameznih premikov orientirani v različne smeri, se pri vsakem premiku izoblikuje nova glavna prelomna ploskev. Hrbti, ki so dovoljevali premik v zadnji fazi, ga v novi preprečujejo, zato se odtrgajo od prelomnega krila (potres). Tako nastane nova glavna prelomna ploskev, po- samezni deli notranjih in mejnih prelomnih ploskev privzemajo vlogo glavne prelomne ploskve, deli glavne prelomne ploskve pa se spremene v mejne in notranje prelomne ploskve. 3. Predisponirane ploskve, na primer lezike, imajo v prelomni tektoniki pomembno vlogo, zlasti v začetni fazi nastanka preloma, če so prelomne plosk- ve in lezike vzporedne med seboj ali približno vzporedne. Prelomna ploskev, ki se izoblikuje poševno na lezike, poteka delno po njih, delno pa poševno na plasti. Ravna glavna prelomna ploskev se razvije šele pri večjem premiku, tako da je smer prelomne ploskve v teh primerih le na videz neodvisna od smeri plasti. V spodnjeskitskem apnenosljudnatem meljevcu je opaziti v po- končnih plasteh spodnje zgradbe rudišča strme prelome, ki oklepajo z lezikami kot 10" ali samo 5". Na splošno so približno vodoravne drse v lezikah v idrij- skem rudišču značilne le za ozke pasove v notranjem delu zunanje prelomne cone strmih zmikov, medtem ko prevladujejo drugod pokončne drse, ki pri- padajo medplastnim premikom zaradi fleksivnega gubanja. 4. Notranja prelomna cona v karbonatnih kameninah je zaradi svoje zgrad- be lahko prepustna ali neprepustna, tako da tvori le pogojno neprepustno SI. 21. Razvoj zdrobljene cone zmika Fig. 21. Development of the crushed zone of the strike-slip fault a začetna faza b zgodnja faza c pozna faza initial stage early stage final stage 42 Ladislav Placer zaveso. V neprepustnih kameninah, na primer v spodnjeskitskem apnenosljud- natem meljevcu ali karbonskem glinastem skrilavcu in meljevcu, pa so zunanje zdrobljene cone navadno edini vodoprepustni kanali. 5. Tako regionalni kot krajevni neotektonski prelomi so različno dolgi. Na območju rudišča se izklinjajo vezni prelomi, ki se naslanjajo z enim krakom na regionalne; manjši prelomi se izklinjajo v obeh smereh. Glavne prelomne ploskve, oziroma notranje prelomne cone, se izklinjajo tako, da območje zmanj- šanih premikov preide v lezike, če so plasti vsaj približno vzporedne prelomni ploskvi, ali pa se glavna prelomna ploskev razveja na več manjših, ki polagoma zamrejo. Podobno je ugotovil M. G. Leonov (1970). 6. Bistveni element neotektonskih prelomov so tektonske drse. Za struk- turne raziskave so najpomembnejše drse v glavni prelomni ploskvi. Tektonske drse imajo v prečnem prerezu valovito strukturo milimetrskih dimenzij; zato predstavljajo osnovni morfološki linearni tip sledov premikanja blokov. Na povsem ravnih prelomnih ploskvah jih opazujemo le redko, običajno so razvite na valovitih, in sicer tako, da so hrbti in žlebovi decimetrske in metrske va- lovne dolžine usmerjeni v smeri raz. Vendar drse niso vedno vzporedne s hrbti in žlebovi. Poleg opisanih fenomenov, ki jih podajajo vsi učbeniki tektonske geologije, je zanimiva razporeditev tektonskih drs v notranji prelomni coni. Drse, ki so danes razvite v glavni prelomni ploskvi, so grafični zapisi smeri zadnjega kom- ponentnega premika prelomnih kril. Pri natančnem pregledu notranje prelom- ne cone je mogoče opaziti nekaj centimetrov pod glavno prelomno ploskvijo z lepo izraženimi drsami približno vzporedne notranje prelomne ploskve z dru- gače usmerjenimi drsami. Tektonske drse na posameznih ploskvah, dasi vzpo- rednih, oklepajo med seboj različne kote, velike nekaj stopinj do 45". Čeprav se take primere redko vidi, zaradi česar je podatek o kotu med drsami le orien- tacijski, je mogoče sklepati, da je opisana zgradba notranje prelomne cone na- stala samo zaradi komponentnih premikov, ki so bili različno usmerjeni. V tej zvezi je zanimiva D. Colbertaldova (1955) mikroskopska ana- liza tektonskega ogledala iz rabeljskega rudnika. Na povsem gladkem površju je opazil več sistemov mikrodrs, ki so bile 1. linearne, dolge 100 jum do 150 jam, 2. raznosmerne, izražene v nepravilnih ostrorobih likih s stranicami 3 ^m do 20 jLim, vendar enakih na večji površini, in 3. s tendenco poligonalnega kroženja z ravnimi odseki okoli 15 um. Čeprav je razumljivo, da te drse odražajo mikro- metrske premike tektonskih blokov, pa ni jasno, v kakšnem odnosu so do makroskopskih drs; zato ostaja to vprašanje nerešeno. Opis prelomov Idrijski prelom je tektonska struktura regionalne razsežnosti. Poteka od Srednje Kanomlje čez Kanomeljsko Razpotje v dolino Idrijce, Ljubevčnice in naprej proti Godoviču (si. 22) in Hotedršici (M. V. Lipoid, 1857). Na po- vršju se odraža kot nekaj metrov do nekaj deset metrov široka milonitizirana in zaglinjena zdrobljena cona, zaradi katere so nastale morfološko močno izra- žene reliefne oblike kot dolina Srednje Kanomlje, Rošpova grapa, sedlo na Kanomeljskem Razpotju, Mehke doline, dolina Idrijce med Idrijo in Likarico, dolina Ljubevčnice pod Ljubevčarjem, dolina Grohotovega potoka in druge. Tektonski razvoj idrijskega rudišča 43 Zdrobljena cona idrijskega preloma vpada približno pod kotom 70" proti severovzhodu (I. Mlakar, 1964). Dodati je treba, da glavna prelomna plo- skev po vpadu ni tako ravna kot po smeri, saj merjeni vpadi mejnih prelomnih ploskev v jami znašajo 45" do 90". Zgradba idrijskega preloma je bila preučena šele v zadnjih letih, čeprav je bil z jamskimi deli prebit že prej. Tako gre skozenj cev jaška Borba na 3. obzorju, ki so ga pričeli graditi leta 1792, Florjanijev vodni rov, ki so ga začeli kopati leta 1846, in rov proti severovzhodu za jaškom Delo na 11. obzorju iz leta 1906. Geologijo zadnjega rova je podal A. Pilz (1915), vendar brez podatkov o kakršnikoli zdrobljeni coni, ker je imel idrijski prelom po F. Kossmatu in J. Kropaču povsem drugoten pomen. Izkopanih je bilo še več rovov, na primer na 9. obzorju, vendar se o njih ni ohranil noben geološki podatek. Zdrobljena cona idrijskega preloma je bila kartirana šele leta 1971 v od- piralno-raziskovalnem rovu proti ljubevškemu delu rudišča. Pomembne dopol- nilne podatke pa so dale tudi vrtine v jami 3320 (1960), 16 7 (1969) ter 5013, 57/13 in 58 13 (1970). Odpiralno-raziskovalni rov proti ljubevškemu rudišču so pričeli kopati na 14. obzorju pri slepem jašku št. 11. Proti jugovzhodu poteka vzporedno z idrij- skim prelomom najprej po skitskih kameninah idrijske notranje narivne grude, nakar gre skozi zgornjepaleozojske plasti kanomeljske vmesne luske in končno pride v noriško-retski dolomit čekovniške vmesne luske. Jugozahodno od Lju- bevčarja zavije proti severovzhodu pravokotno na idrijski prelom. Na območju ljubevškega rova deli notranja prelomna cona idrijskega pre- loma noriško-retski dolomit čekovniške vmesne luske od spodnjeskitskega do- lomita idrijske notranje narivne grude. Noriško-retski dolomit leži v jugoza- hodnem krilu, spodnjeskitski dolomit pa v severovzhodnem krilu preloma. Ljubevški zvezni rov, ki gre skozi idrijski prelom, vrtine ter kartiranje jamskih raziskovalnih in odkopnih del kažejo, da ima zdrobljena cona idrij- skega preloma na Idrijskem dokaj enotno zgradbo, ki jo je mogoče ločiti na notranji in zunanji del. Notranja zdrobljena cona je debela 4,8 m do 30 m in sestoji večidel iz karbonskih in grödenskih kamenin, ki so mehansko najmanj odporne v obeh prelomnih krilih. Ponekod se v notranji prelomni coni pojav- ljajo tudi tektonske leče spodnjekrednega apnenca, ki so povečini vodonosne, medtem ko je notranja prelomna cona na območju rudišča v celoti neprepust- na. Lego glavne prelomne ploskve je mogoče določiti le v ljubevškem rovu. Debelini obeh zunanjih zdrobljenih con sta različni in sta odvisni od žilar. vosti kamenin. Tako sta noriško-retski in cordevolski dolomit zelo krušljiva^ medtem ko je spodnjeskitski peščeni dolomit zelo žilav in se težko drobi. O zu- nanji zdrobljeni coni v jugozahodnem krilu idrijskega preloma je dovolj po- datkov; debela je nekaj deset centimetrov do nekaj deset metrov. Pri tem je treba opozoriti, da je njena debelina znatna na odsekih, kjer se na idrijski prelom naslanjajo spremljajoči prelomi. Teh odebelitev ni mogoče imeti za del zunanje zdrobljene cone idrijskega preloma, temveč za seštevek vplivnih ob- močij idrijskega preloma in spremljajočih prelomov. O debelini zunanje zdrob- ljene cone v severovzhodnem krilu so na voljo le skromni podatki redkih vrtin in ljubevškega zveznega rova; verjetno se širina zdrobljenih kamenin tega ob- močja ne razlikuje mnogo od širine v jugozahodnem krilu. 44 Ladislav Placer O tektonskih drsah v notranji prelomni coni idrijskega preloma je malo podatkov. V glavni prelomni ploskvi drsna lineacija še ni bila izmerjena, znana je samo lineacija na ploskvah skrilavosti v karbonskem skrilavcu, ki je vzpo- redna glavni prelomni ploskvi v ljubevškem zveznem rovu. Drse so od smeri skrilavosti nagnjene za 10" proti jugovzhodu. Drugih podatkov ni, ker so se rudarji izogibali »severnega kontakta«, kot so imenovali jugozahodno mejno prelomno ploskev idrijskega preloma, saj je neenakomerna debelina njegove notranje prelomne cone pomenila neprestano nevarnost za vdor vode. Vsi drugi neotektonski prelomi, obravnavani v tej razpravi, so spremljajoči prelomi idrijskega preloma in tvorijo njegovo zunanjo prelomno cono. Zalin prelom (M. V. Lipoid, 1874; I. Mlakar, 1967) se odcepi od idrijskega preloma tik pod Kanomeljskim Razpotjem, poteka najprej proti jugu čez potok Nikovo, kjer zavije proti jugovzhodu čez sedlo pri Gladkih skalah za Tičnico, prečka Idrijco pri Podroteji in gre po desnem pobočju doline Zale mimo Griž in Novega sveta proti Hotedršici (si. 22). Po Mlakarjevem mnenju se jugo- vzhodno od tod ponovno prisloni na idrijski prelom, ali poteka z njim vzpo- redno še naprej (J. Car, ustna izjava). V tej razpravi je privzeta I. Mlakar- jeva inačica, ker druga še ni preverjena. Trasa zalinega preloma ima na površju značilne ostre kolenaste zasuke, ki jih idrijski prelom nima. Strukturni podatki o zalinem prelomu so skopi. Vpad glavne prelomne ploskve je bil neposredno merjen pri Baraki, kjer znaša 40 60, konstrukcijsko je določen med reko Idrijco in Grapo ter Grapo in Nikovo. V prvem in drugem primeru vpada približno 60" proti severovzhodu. Zgradbo zdrobljene cone je mogoče opazovati le v cestnem useku tik pod Barako, kjer se stikata noriško- retski dolomit čekovniške in spodnjekredni apnenec koševniške vmesne luske, ki spremlja zalin prelom na dokajšnji dolžini. Lineacija je izmerjena na dveh mestih, v glavni prelomni ploskvi ob cesti pri Baraki, kjer je od smeri prelomne ploskve odklonjena za 65" proti jugo- vzhodu in na Gladkih skalah zahodno od vrha Tičnice, kjer je približno pokonč- na. V obeh primerih je izražena s hrbti in žlebovi, katerih valovna dolžina znaša od enega do nekaj metrov, amplituda pa od deset centimetrov do enega metra. Poljančev prelom (M. V. Lipoid, 1874; I. Mlakar, 1967) se odcepi od idrijskega preloma na vznožju Kobalovih planin med Kobalom in Kano- meljskim Razpotjem, gre mimo idrijskega gradu in Poljanca, Zagoda in prek Govekarjevega vrha proti jugovzhodu (si. 22). I. Mlakar (1969, si. 1) je poljančev prelom povlekel od Govekarjevega vrha proti ESE, kjer naj bi se priključil idrijskemu. Vendar je bolj verjetno, da se poljančev prelom nada- ljuje prek doline Zale proti jugovzhodu. V serpentinah avtomobilske ceste nad Barako je zdrobljena cona poljančevega preloma lepo vidna. Tu znaša vpad ene od spremljajočih prelomnih ploskev 225/70. Trasa poljančevega preloma je na površju jasna, medtem ko je njegov potek v globini neizrazit. L. Placer in J. Car (1977) sta na podlagi vrtin na 6. in 7. obzorju ugotovila, da vpada glavna prelomna ploskev poljančevega pre- loma strmo proti SW, kar potrjujejo merjeni elementi vpada nad Barako, raz- liko v oceni premika na površju in v jami pa sta razložila z dejstvom, da poteka njegova trasa na Tičnici dobršen del po trasi starejšega triadnega pre- loma, ki ga v jamski strukturi, razumljivo, ni opaziti. SI. 22. Tektonska karta idrijskega območja Legenda na si. 49 Fig. 22. Tectonic map of the Idrija region See fig. 49 for explanation 46 Ladislav Placer Zgradbo zdrobljene cone poljančevega preloma je mogoče opazovati v jami na 7. obzorju in na višjih obzorjih ter nad Barako. Zdrobljena cona v jami je neznatna, saj poteka v skitskih kameninah in nikjer ne presega enega metra, pri Baraki pa doseže znatno debelino, ker je razvita v noriško-retskem dolo- mitu. V glavni prelomni ploskvi in v drugih prelomnih ploskvah ni opaziti tektonskih drs. Smukov prelom (I. Mlakar, 1967) se pri idrijskem gradu odcepi od poljančevega preloma, poteka mimo Smuka, po severovzhodnem pobočju Go- vekarjevega vrha ter se severno od Podobnika nasloni na idrijski prelom (si. 22). Viden je na površju in v jami. Na površju njegovega vpada sicer ni mogoče izmeriti, vendar sledi iz prečnih profilov skozi rudišče in iz poteka trase, da je zelo strm. Od strme lege odstopa le v zgornjem delu rudišča, ki sestoji iz sorazmerno deformabilnega skrilavca s tršimi karbonatnimi vložki. Od prelomnih kril so se odtrgale številne zunanje tektonske leče. Inzaghijev prelom (I. Mlakar, 1967) se odcepi od poljančevega preloma tik pod Kanomeljskim Razpotjem, poteka skozi Idrijo mimo jaška Inzaghi, po spodnjih delih severovzhodnega pobočja Govekarjevega vrha in se spoji z idrij- skim prelomom južno od Ljubevča (si. 22). Kot ostali neotektonski prelomi, je tudi inzaghijev prelom na površju na meji različnih litoloških členov lepo viden, teže pa mu je slediti v mehkih ka- meninah istega stratigrafskega horizonta. Vpad prelomne ploskve na površju ni merjen, vendar kažejo prečni profili, da je zelo strm, v severovzhodnem delu rudišča pa rahlo nagnjen proti severovzhodu. Vpad glavne prelomne ploskve v jami znaša 50" do 90". Inzaghijev prelom je poleg idrijskega najizrazitejša neotektonska disjunktiv- na deformacija v rudišču. Značilen je po sorazmerno velikem premiku prelom- nih kril in precej široki zdrobljeni coni. Spremlja ga več prelomov, ki tvorijo številne manjše in večje zunanje tektonske leče. Lineacija v glavni prelomni ploskvi ni izmerjena nikjer, mogoče pa jo je opazovati v spremljajočih prelomih na treh mestih. Povsod so drse približno vodoravne. Poleg omenjenih večjih prelomov so pomembni še rudin-1, rudin-2 in peklov prelom ter nekaj manjših, ki nastopajo med inzaghijevim in idrijskim prelo- mom. Njihove morfološke značilnosti so take, kot pri ostalih prelomih, le da obstaja nekaj več podatkov o tektonskih drsah, ki so bile merjene v glavnih in mejnih prelomnih ploskvah ter ob spremljajočih prelomih do razdalje 30 m. Rezultat meritev znaša 135 4, vendar je treba pripomniti, da ima obdelava tek- tonskih drs samo obroben pomen, saj pripada lineacija, ki ni merjena v isti prelomni ploskvi, različnim fazam premikanja. V mreži spremljajočih neotektonskih prelomov v jugozahodnem krilu idrij- skega preloma zavzemajo posebno mesto vezni prelomi, kot lazarjev, albrehtov, sveticev in jerebov prelom. Prvi trije potekajo od severa proti jugu, jerebov prelom pa ima smer WNW-ESE. Lazarjev prelom poteka skozi zahodni del Idrije in predstavlja skrajno za- hodno mejo idrijskega dela rudišča (si. 22). I. Mlakar (1967, 1969) ga je obravnaval kot mejo med čekovniškim in »idrijskim« ter delno žirovsko-trnov- skim pokrovom, L. Placer (1973) pa kot mejo med čekovniškim in kano- meljskim ter delno žirovsko-trnovskim pokrovom. Tektonski razvoj idrijskega rudišča 47 Zdrobljena cona lazarjevega preloma vpada proti vzhodu za 50". Vpadni kot zdrobljene cone je mogoče opazovati v grapi severno od Lazarja. Levo pobočje grape, ki se je razvila v zdrobljeni coni, je danes nagnjeno za 40" proti vzhodu, vendar je treba zaradi hitrejše erozije slemenskih delov pobočij računati z vpad- nim kotom zdrobljene cone 45" do 50". Lazarjev prelom je mogoče slediti na površju od idrijskega do zalinega pre- loma, njegova trasa pa je dokaj vijugasta. Poljančev, smukov in inzaghijev pre- lom jasno prečkajo lazarjev prelom. V globini je lazarjev prelom dokazan z ru- darskimi deli na 3. obzorju in z vrtinami. Albrehtov prelom spremlja lazarjevega na razdalji nekaj deset metrov; na površju ni bil kartiran. Ugotovljen je bil pri strukturnem vrtanju na Prontu. Svetice v prelom je mogoče videti le v jami in poteka med peklo vim in inzaghijevim prelomom. Njegova trasa je na površju potegnjena po podatkih globokih vrtin in prečnih jamskih profilov. Vleče se od severa proti jugu in vpada za 50" proti vzhodu (si. 22). Jerebov prelom predstavlja posebnost med veznimi prelomi v idrijskem rudišču. Ravno tako kot sveticev prelom leži med inzaghijevim in peklo vim prelomom, vendar v smeri WNW-ESE, ter vpada za 60" proti NNE. Prelom je značilen po sorazmerno velikem škarjastem premiku, ki je za rudišče nena- vaden. V glavni drsni ploskvi ni opaziti tektonskih drs. Na koncu opisa glavnih neotektonskih prelomov med idrijskim in zalinim prelomom je treba omeniti še prelom v južnem pobočju Govekarjevega vrha, ki se odcepi od zalinega preloma in se nasloni na idrijskega pri Anžicu. I. Mlakar (1969) ga je imel za neotektonskega, bolj verjetno je triadni in je bil v času neotektonskih premikov reaktiviran. O prelomih v severovzhodnem krilu idrijskega preloma je pisal že I. Mla- kar (1969), ne da bi jih poimenoval. Gre predvsem za antonov in sedejev prelom. Antonov se odcepi od idrijskega preloma tik pod Kanomeljskim Raz- potjem, gre mimo psihiatrične bolnišnice, ob južnem vznožju Antonovega hriba, prečka Uto in se sredi doline Ljubevčnice nasloni na idrijskega (si. 22). Vpad zdrobljene cone ni bil nikjer merjen, po geološki karti in vrtinah znaša pri- bližno 75". Med antonovim in idrijskim prelomom poteka nekaj veznih pre- lomov. Manjša vzporedna preloma vzhodno od Anžica v Zali, ki ju sedaj imenujemo sedejev prelom, sta po I. Mlakarju (1969) starejša od staroterciarnih na- rivnih deformacij; vendar zgradbe severozahodno od tod ni mogoče razlagati drugače kot z ravno strmo prelomno ploskvijo, ki verjetno ustreza neotekton- skemu prelomu. Zato smo prelomni ploskvi vzhodno od Anžica podaljšali proti severozahodu in spojili v eno prelomno ploskev, ki se naslanja na idrijski prelom zahodno od Ljubevča. Prelomna ploskev vpada približno za 75" proti severovzhodu. Premiki oh prelomih Za študij kinematike neotektonskih procesov moramo poznati premike ob prelomih, ki so razkosali ozemlje na več blokov. Pri interpretaciji premikov smo uporabili metodo dveh premic in metodo ene premice, kombinirano z ana- lizo geološke zgradbe obeh prelomnih kril (I. P. Kušnarev, 1960). 48 Ladislav Placer д Jugozahodno krilo idnjskeqo preloma Southwestern fault wall of the Idnja fault Д .Д Bloki med zalinim m idrijskim prelomom ' Fault blocks between the Zalo and Idnja faults g Severozahodno knio idrijskega preloma Northeastern fault wall of the Idnja fault D Blok med antonovim in idrijskim prelomom ' Fault block between the Anton and Idrija faults g Blok med sedejevim in idrijskim prelomom ^ Foult block between the Sedej and Idnja faults SI. 23. Neotektonska zgradba idrijskega območja Fig. 23. Neotectonic structure of the Idrija region-- Na sL 23 je neotektonska zgradba obravnavanega ozemlja prikazana v manj- šem merilu, tako da jo je mogoče uporabiti kot pregledno karto neotektonskih blokov v prelomni coni idrijskega preloma. Bloki so označeni z velikimi črkami, in sicer nosi jugozahodno krilo idrijskega preloma oznako A, severovzhodno krilo pa oznako B. Ker omejuje zalin prelom z idrijskim zunanjo tektonsko lečo v bloku A, so posamezni bloki v tej enoti označeni z dodatnim indeksom. Med zalinim, poljančevim in lazarjevim prelomom leži blok A^, severozahodno od lazarjevega preloma pa blok A^'. Blok A.¿ leži med poljančevim in smukovim prelomom, blok A.j med smukovim in inzaghijevim prelomom, blok A^ med inzaghijevim in rudinima prelomoma, blok A-^ med rudinima in idrijskim prelo- mom ter severozahodno od peklo vega preloma, blok A^. pa med inzaghijevim in idrijskim prelomom ter jugovzhodno od peklovega preloma. Blok med idrij- skim in antonovim prelomom je označen z В^, blok med idrijskim in sedejevim prelomom pa z B.,; ostali del severovzhodnega krila idrijskega preloma je za- znamovan z B. Pri obravnavanju premikov ob posameznih prelomih je treba poznati ter- mine, ki jih sicer razlaga vsak učbenik tektonske geologije, vendar se kljub temu ne uporabljajo dosledno v slovenski geološki literaturi. Ker so ponekod Tektonski razvoj idrijskega rudišča 49 posamezne komponente premika označene le s simboli, je na si. 24 podana aksonometrična slika glavne prelomne ploskve položnega preloma, ob kateri sta se prelomni krili poševno premaknili. Smer in velikost premika je označena z R, to je celotni ali rezultančni premik. Komponenta premika v glavni drsni ploskvi v smeri vpada je označena z V, imenovana je premik po vpadu, kom- ponenta premika v smeri prelomne ploskve pa je označena s S in je imeno- vana premik po smeri. Skok (navpična komponenta premika) je označen s s, hod (vodoravna komponenta premika) s h, vodoravna komponenta premika po vpadu pa z v. Kot med slednico in smerjo rezultančnega premika v prelomni ravnini, oziroma odklon rezultančnega premika, je zaznamovan z y, vpadni kot rezul- Rezultančni premik Resultant displacement Premik po vpadu Dip slip Premik po smeri Strike slip Skok T hl row Hod Heave Vodoravna komponenta premika po vpadu Horizontal component of dip slip Projekcija kota ^ na vodoravno ravnino Projection of the angle ^ on the horizontal Diane Kot med smerjo prelomne ploskve in smerjo rezultančnega premika Angle between the strike of the fault plane and the direction of the resultant displacement Vpadni kot rezultančnega premika Dip angle of the resultant displacement Azimut vodoravne komponente premika h Azimuth angle of the horizontal throw h Vpadni kot glavne prelomne ploskve Angle of dip of the main fault plane Komplementarni kot kota /3 The complement of the angle /3 SI. 24. Terminologija prelomnih parametrov Fig. 24. Terminology in the study of faults 4 — Geologija 25/1 50 Ladislav Placer tančnega premika je označen z a, projekcija kota y na vodoravno ravnino je označena s (p, azimut vodoravne komponente premika h pa s Ф. Vpadni kot glavne prelomne ploskve je označen z ß, njegov komplementarni kot pa z Ô. Posamezne komponente premika ob prelomni ploskvi je treba izračunati iz podatkov, ki so bili izmerjeni na terenu. V obdelavi premikov ob posameznih prelomih so podane že izračunane vrednosti. Za premik ob idrijskem prelomu je I. Mlakar (1964) menil, da znaša 2500 m; toliko naj bi bilo ljubevško rudišče oddaljeno od idrijskega. Premik je tedaj ocenil le približno, zato je sedaj natančneje določen po metodah strukturne geologije. Glede na razmere ob idrijskem prelomu, kot jih kaže slika 23, je treba na Idrijskem razlikovati premik med jugozahodnim (blok A) in severovzhodnim krilom (blok B) idrijskega preloma, ki ponazarja pravi premik ob idrijskem prelomu, ter premik med severovzhodnim krilom in zunanjo tektonsko lečo med idrijskim in zalinim prelomom, ki predstavlja le komponento tega premika. Tektonska leča ni homogena, zato tudi premik med samo lečo in severovzhod- nim krilom ni enoten, temveč razdeljen na premike med bloki Ag—В^, А^—Bo, А^—В^, A.¿—Вз, Аз—B.¿, A/—in Al—В^. Začasno je obdelan le premik med blokoma Aq in В^, ki v grobem predstavlja premik med idrijskim in Ijubev- škim rudiščem. Premik med idrijskim in ljubevškim rudiščem je določen na podlagi za- nesljivih strukturnih podatkov. 1. po premiku triadnega normalnega grübler- jevega preloma, ki je kartiran v obeh rudiščih, 2. na podlagi triadnega »O«- jevega preloma, ki je kartiran v idrijskem rudišču in navrtan v ljubevškem rudišču in 3. na podlagi strukturne karte spodnje meje idrijske notranje na- rivne grude. V obeh rudiščih vpadata grüblerjev in »0«-jev prelom v nasprotni smeri, tako da se sekata v presečnici, ki je približno pravokotna na glavno prelomno ploskev idrijskega preloma. Mogoče je določiti tudi presečnici »0«-jevega in griiblerjevega preloma s spodnjo mejo idrijske notranje narivne grude ter pre- bodišči obeh presečnic z glavno prelomno ploskvijo idrijskega preloma. Da bi določili premik ob notranji prelomni coni idrijskega preloma, je treba v smeri preloma postaviti pokončno ravnino in nanjo projicirati presečnice griiblerjevega in »0«-jevega preloma ter talninske narivne ploskve z glavno prelomno ploskvijo idrijskega preloma (si. 25). Presečnice so v jugozahodnem krilu idrijskega preloma potegnjene s polno črto, v severovzhodnem pa črtkano. Presečišča presečnic so zaznamovana s številkami 1, 2 in 3, tako da predstavlja razdalja med točkami 1—Г, 2—2' in 3—3' premik med blokoma Aq in B.¿. Ker obstajajo trije podatki, je izračunana srednja aritmetična vrednost. Glavna prelomna ploskev idrijskega preloma je poševna, zato je skica na si. 25 le projekcija dejanskega stanja na navpično ravnino. Na sliki se dá zato izmeriti le premik po smeri in skok med posameznimi točkami, medtem ko so druge vrednosti izračunane, ß ^ 70*, S ^ 1903 m, s ^ 76 m, V ^ 81 m, h ^ 1904 m, 1905 m, (p ^ P. Premik po smeri ob idrijskem prelomu med idrijskim in ljubevškim delom rudišča, ali drugače, med blokoma Aq in В^, znaša 1903 m, celotni premik pa 1905 m. Blok B, se je glede na blok Ag dvignil za 76 m. Tektonski razvoj idrijskega rudišča 51 SI. 25. Premik med blokoma Ae in B2 ob idrijskem prelomu Fig. 25. Displacement along the Idrija strike-slip fault between the fault blocks Ae and B2 52 Ladislav Placer Navidezni premik po smeri ob peklovem prelomu znaša okoli 20 m. Ocenjen je glede na zamik »0«-jevega preloma, ki je približno pravokoten na glavno prelomno ploskev peklovega preloma. Premik po vpadu ob glavnih prelomnih ploskvah spremljajočih prelomov je blizu idrijskega preloma zanemarljiv; zato je mogoče imeti navidezni premik po smeri za rezultančni premik. Tako kot ob peklovem prelomu, je tudi premik ob obeh rudinih prelomih ocenjen na podlagi navideznega premika po smeri in vpadu. Navidezni premik po smeri ob obeh prelomih je v različnih delih jame različen in znaša nekaj metrov do 30 m. Razlike so nastale, ali zaradi različno usmerjenih rezultančnih premikov, ali pa zaradi različnih, ugodnih in neugodnih vpadnih kotov opazova- nih geoloških stikov na glavno prelomno ploskev rudinih prelomov, na podlagi katerih smo ugotavljali premik. Tako kot za peklov, velja tudi za rudina pre- loma, da so premiki ob njiju zaradi bližine idrijskega preloma skoraj vodoravni, tako da znaša srednji rezultančni premik ob vsakem od obeh prelomov okoli 10 m do 15 m. Inzaghijev prelom je značilen po izrazitem premiku, ki kaže na daleč naj- pomembnejši neotektonski prelom v idrijski zunanji tektonski leči. Rezultančni premik ob inzaghijejevem prelomu je bil določen po premiku med blokoma Ag in na podlagi 1. premika »0«-jevega preloma, 2. premika lazarjevega preloma in 3. premika narivne ploskve idrijske notranje narivne grude. Zaradi poševne lege določilnih struktur je rezultat približen, saj znaša mo- goča napaka ± 20 %. Konstrukcijo premika kaže si. 26, kjer tvori risalna ravnina prelomno ploskev inzaghi j e vega preloma, ki je skoraj pokončna. S pol- nimi črtami so vrisane presečnice lazarjevega in »0«-jevega preloma ter tal- ninske narivne ploskve z glavno prelomno ploskvijo inzaghi j evega preloma v njegovem jugozahodnem krilu, črtkano pa presečnice istih prelomov in glavne prelomne ploskve inzaghi j evega preloma v njegovem severovzhodnem krilu. Premik je določen po spremembi lege prebodišča presečnice lazarjevega pre- loma in talninske narivne ploskve z glavno prelomno ploskvijo (1—1') ter po spremembi lege prebodišča presečnice »O«-j evega preloma in talninske narivne ploskve z glavno prelomno ploskvijo inzaghijevega preloma (2—2'). Ker je prelomna ploskev skoraj navpična, se dá neposredno izmeriti premik po smeri, premik po vpadu in rezultančni premik. Pravi celotni premik je aritmetična sredina rezultančnega premika obeh merskih točk. ß ш 90", S = h ^ 131 m, s = V ^ 59 m, R ^ 144 m, cp O". Premik po smeri med blokoma Ag in A4 znaša 131 m, po vpadu pa 59 m, za kolikor se je blok A4 glede na blok A.¿ tudi pogreznil. Rezultančni premik ob inzaghijevem prelomu je poševen in znaša 144 m. Pri konstrukciji na si. 26 je upoštevan tudi premik ob jerebovem in sve- ticevem prelomu. Premik ob smuko vem prelomu je teže določiti kot ob inzaghijevem, ker je na razpolago manj zanesljivih podatkov. Smukov prelom poteka v jami skozi slabo orudeno območje, kjer je gostota rovov občutno manjša kot v eko- nomsko zanimivih predelih, zato je premik rekonstruiran le približno, in sicer po enakem postopku kot ob inzaghijevem prelomu. Natančnost ugotovljenega premika ob smukovem prelomu je manjša kot ob inzaghijevem prelomu, zato je verjetnost napake večja: ocenjena je na ± 50 "/0. Tektonski razvoj idrijskega rudišča 53 SI. 2S. Premik ob inzaghijevem prelomu Fig. 26. Displacement along the Inzaghi fault 54 Ladislav Placer ß ^ 90", S = h, ^ 35 m, s = V ^ 12 m, fí ^ 37 m, Ç9 ^ O". Premik po smeri meri 35 m, po vpadu 12 m. Blok A.j se je glede na blok A., pogreznil za 12 m. Rezul- tančni premik znaša 37 m. Premik ob poljančevem prelomu ni majhen, vendar ga ni mogoče določiti na podoben način kot pri inzaghijevem in smukovem prelomu. Zaradi po- manjkanja podatkov je treba uporabiti analizo geološke zgradbe obeh prelom- nih kril in upoštevati premike ob doslej obravnavanih prelomih. Učinek pre- mika je v jami ob poljančevem prelomu brez dvoma močnejši kot ob smukovem in šibkejši kot ob inzaghijevem prelomu. Zato je verjetno, da je premik ob poljančevem prelomu blizu aritmetične sredine premika ob obeh imenovanih prelomih. ^5 ^ 80«, S ^80 m, s ^ 35 m, V ^35,5 m, h ^ 80 m, ñ ^ 88 m, ç?^4". Tako znaša premik po smeri približno 80 m, premik po vpadu približno 35,5 m, rezultančni premik pa približno 88 m. Premik ob jerebovem in sveticevem prelomu je obravnavan skupaj, ker omejujeta manjši blok med inzaghijevim in peklovim prelomom. Za natančno določitev premika ni jasnih strukturnih elementov, ki bi bili razviti v obeh krilih obravnavanih prelomov, na podlagi splošne geološke slike pa je mogoče ugotoviti, da se je blok med obema prelomoma neenakomerno dvignil, in sicer močneje ob jerebovem prelomu. Zaradi neenakomernega dviga na tako kratki razdalji je premik ob obeh prelomih škarjast. Danes je mogoče oceniti le ampli- tudo premika ob obeh prelomih, ki znaša ob jerebovem 50 m, ob sveticevem pa 10 m do 20 m. Lazarjev prelom prečkajo vsi doslej omenjeni prelomi, razen jerebovega in sveticevega, ki ga ne dosežeta. Ker glavna prelomna ploskev lazarjevega pre- loma ni odprta z rudarskimi deli, v njej tudi ni merjena lineacija. Neposredno se dá določiti le skok, ki znaša okoli 250 m. Premik ob zalinem prelomu je treba obravnavati s stališča premika blokov severozahodno (blok A/) in jugovzhodno (blok A^) od lazarjevega preloma (si. 23), in sicer skupaj s premikom ob lazarjevem prelomu. Elementi vpada prelomne ploskve zalinega preloma pri Baraki znašajo 40/60. V njej je razvita lineacija višjega reda, ki dokazuje konstanten premik po smeri, odklonjen za 65" proti jugovzhodu. Lineacija višjega reda v glavni prelomni ploskvi zalinega preloma pri Gladkih skalah zahodno od vrha Tičnice pa je skoraj pokončna. Različno usmerjeni grebeni in žlebovi v bloku A nasproti blokoma A^ in Aj' kažejo na to, da premikanje obeh blokov vsaj na koncu ni bilo vzporedno. Blok A^ se je ugrezal po vpadnici zalinega preloma, blok A^ pa poševno nanjo. Skok obeh blokov ob zalinem prelomu je mogoče določiti na strukturni karti narivne ploskve koševniške in čekovniške vmesne luske, ki jo je bilo mogoče izdelati za širško okolico Idrije. Razlika v nivoju narivne podlage čekovniške vmesne luske med blokoma A in A^ predstavlja hkrati tudi skok ob tem delu zalinega preloma, ki znaša na jugovzhodu 200 m, v sredini 100 m, na severozahodu pa okoli 30 m. Blok A^ se je potemtakem neenakomerno ugreznil nasproti bloku A. Pokončne drse na območju Gladkih skal tak premik potrjujejo, saj znaša zasuk bloka le nekaj stopinj. Skoka med blokoma A in A^ ni mogoče neposredno meriti, dá pa se ga za območje Tičnice določiti, saj tvori seštevek vertikalnih komponent premika ob lazar jevem in zalinem prelomu med bloki A in A/ ter A,, kar znaša skupaj 200 m + 250 m = 450 m. Tektonski razvoj idrijskega rudišča 55 Antonov prelom omejuje z idrijskim prelomom, podobno kot zalin prelom, zunanjo tektonsko lečo s približno enakimi strukturnimi značilnostmi. Medtem ko je trasa idrijskega preloma ravna, je trasa antonovega preloma vijugasta, zato je mogoče sklepati, da je ob njem premik poševen ali strm. Glede na rezultate obdelave prečnih profilov se je tektonska leča za nekaj deset metrov ugreznila, medtem ko vodoravne komponente premika ni mogoče oceniti. Geološke razmere v obeh prelomnih krilih sedejevega preloma kažejo na to, da je premik ob njem neznaten. Premik po smeri znaša okoli 20 m, premik po vpadu pa je po vsej verjetnosti zanemarljiv. Kinematika neotektonskih hlokov Doslej so bili obravnavani premiki ob neotektonskih prelomih le na ožjem območju mesta Idrije, kjer je na voljo največ podatkov. Pri obdelavi zaporedja in zakonitosti gibanja blokov pa bo treba poseči tudi dlje ob idrijskem prelomu proti severozahodu in jugovzhodu. Ker predstavlja lazarjev prelom posebnost v neotektonski zgradbi idrijskega ozemlja, je treba geometrijske zakonitosti gibanja blokov ob njem pogledati s širšega zornega kota. 2e pri obravnavi razmerja med blokoma A in se dá s preprosto konstrukcijo pokazati na zakonitost, ki na mah pojasni vlogo lazarjevega preloma v razvoju neotektonske zgradbe, saj so opazni ob njem premiki, ki jih ni mogoče primerjati s premiki ob drugih prelomih znotraj idrijske tektonske leče. Na sliki 27 se glavni prelomni ploskvi zalinega in lazar- jevega preloma sekata v presečnici, ki sovpada z merjeno lineacijo višjega reda v glavni prelomni ploskvi zalinega preloma pri Baraki. Ker sta smer in vpad idrijskega preloma na tem območju približno enaka zalinemu prelomu, je so- vpadanje očitno, blok Al se je potemtakem pomaknil navzdol v edini možni smeri med idrijskim in zalinim prelomom. Obenem nakazuje presečnica tudi teoretsko smer lineaci]e višjega reda v glavni drsni ploskvi lazarjevega preloma, ki mora biti blizu vpadnice. Tak mehanizem gibanja bloka A^ in enake razmere ob lazarjevem prelomu tudi v blokih Aj, Ag in A4 kažejo na to, da je lazarjev prelom starejši od po- ljančevega, smukovega, inzaghijevega, rudinih in peklovega preloma ter mlajši ali pa enako star kot zalin prelom. Komponente premika bloka A^ glede na blok A se da izračunati iz vpada in lineacije zalinega preloma ter iz znanega skoka. Sam premik je treba deliti na premik po vpadnici zalinega preloma med blokoma A in A^' ter premik med blokoma A^' in A^, čigar smer je grafično obdelana na si. 27. Premik med blokoma A in A/: ßmQO\ s ^ 200 m, S^O, R = У ^ 231 m, h, = u ^ 115 m, (p^ 90". Premik med blokoma A/ in A^ v ravnini zalinega preloma: y? ^ 60", ^ 250 m, S ^ 134 m, У ^ 289 m, h ^ 179 m, 318 m, cp^ 43". Rezultančni premiki tektonskih blokov so vektorji, ki jih je mogoče pri- kazati v prostorski koordinatni mreži X, Y, Z, fiksirani v bloku A, saj je lahko iz parametrov premikov ob posameznih prelomih izračunati koordinate premika vsakega neotektonskega bloka v idrijski zunanji tektonski leči in zunaj nje. Na si. 28 ima os X smer W-E, os Y smer N-S, os Z pa je pokončna. Pozitivne 56 Ladislav Placer smeri v koordinatnem sistemu so orientirane proti vzhodu v osi X, proti severu v osi Y in navzgor v osi Z. Na grafikonu rezultančnih premikov na si. 28 se vidi, da premik med blo- i koma A,, in B., ne predstavlja premika ob idrijskem prelomu, temveč le med ■ skrajnim severovzhodnim blokom idrijske zunanje tektonske leče in blokom B.^. ' Pravi premik ob idrijski zdrobljeni coni je vektorska vsota premikov vseh ^ blokov med blokoma A in B.,. Koordinate tega rezultančnega vektorja so iz- ; računane iz vsote koordinat komponentnih vektorjev, vsi ostali parametri pa iz teh koordinat in vpadnega kota idrijskega preloma, ki znaša 70". i Pol in trasa lazarjevega preloma The pole and trace of the Lazar foult Pol in trasa zalinega preloma The pole and trace of the Zala fault Pol in trasa idrijskega preloma The pole and trace of the Idrija fault Smer premika ob zalinem prelomu Direction of the displacement along the Zala fault SI. 27. Smer premika ob zalinem prelomu Fig. 27. Direction of the displacement along the Zala fault Tektonski razvoj idrijskega rudišča 57 Idrijski prelom med Idrijo in Ljubevčem je poševni zmik, ob katerem znaša premik po smeri 2360 m, premik po vpadu 510 m, skok 480 m, celotni premik pa 2414 m. Vektor rezultančnega premika ob idrijskem prelomu na širšem območju Idrije nima povsod enake smeri. Na strukturni karti izolinij narivne ploskve koševniške in čekovniške vmesne luske je mogoče analizirati njegovo vertikalno SI. 28. Grafični prikaz premika ob prelomni coni idrijskega preloma Fig. 28. Diagrammatic explanation of the displacement along the fault zone of Idrija fault 58 Ladislav Placer komponento premika vzdolž prelomnice, ter primerjati nivoje spodnje meje kanomeljske in čekovniške vmesne luske v obeh prelomnih krilih. Blok B se je ugreznil glede na blok A med Šinkovcem v Srednji Kanomlji in Kanomelj- skim Razpotjem približno za 50 m, med Razpotjem in Idrijo približno za 300 m, med Idrijo in Ljubevčem za okoli 480 m, če zanemarimo premik ob sede j e vem prelomu; pri Hotedršici pa za okoli ± O m, ali pa gre za spremembo ugrezanja v dviganje. Posebno sliko daje analiza skoka ob zalinem prelomu, kjer se je ugreznil blok A/ glede na blok A od severozahoda proti jugovzhodu za 30 m, 100 m in 200 m, blok A-^ glede na blok A pa za 450 m na območju Tičnice in le za 10 m južno od Godoviča. Na si. 29 so prikazani relativni premiki blokov ob idrijskem in zalinem pre- lomu. Profilna ravnina je postavljena vzporedno z obema prelomoma in zajema območje, dolgo 18 km med Srednjo Kanomljo ter Hotedršico; zgoraj navedena območja skoka ob obeh prelomih so oštevilčena. Vektorji celotnih premikov med bloki A in ter A, An in An so projicirani na izbrano navpično ravnino, kar delno kazi prostorsko razmerje med njimi, saj niso vzporedni, vendar daje tak prikaz zaradi zanemarljive napake dovolj enostavno in dobro izhodišče za razpravo. Premiki ob idrijskem prelomu med blokoma A in (si. 29 a) niso vzporedni med seboj, zato je njihova ovojnica konkavno usločena. Približno vzporedna sta si le premika pri Šinkovcu v Srednji Kanomlji in pri Hotedršici. Vektorji premika blokov An in A„ glede na blok A so obdelani na si. 29 b. Razlika v smeri med posameznimi območji je tu še bolj izrazita, saj so v bloku An med Razpotjem in Idrijo približno navpični, od Idrije proti Hotedršici pa se v bloku An izravnajo od dokaj poševne do skoraj vodoravne lege. Konstrukcija si. 29 temelji na sorazmerno dobro določeni velikosti in smeri premikov na območju mesta Idrije. Tam, kjer so vektorji celotnih premikov risani z debelo črto, je skok znan, dolžina pa je konstruirana tako, da je raz- dalja med točkami 1—2 = Г—2', 2—2 = 2'—3', itd. Zaradi majhnega merila razlika v velikosti vektorjev rezultančnih premikov na si. 29 ni opazna, je pa lahko znatna pri večjem zasuku blokov. Podobnost ovojnice vektorjev celotnega premika bloka na si. 29 a in blokov An ter An na si. 29 b je očitna, zaradi česar obstaja velika verjetnost, da je vezana na geometrijsko povsem določen tip zunanje tektonske leče. Tek- tonska leča med idrijskim in zalinim prelomom je prostorsko sestavni del jugo- zahodnega krila idrijskega preloma, zato je v tem primeru blok A matični blok, tektonska leča pa priležni blok. Idrijski prelom seka obe omenjeni enoti, zato je njegovo severovzhodno krilo homogeno. V danem primeru bi ga bilo primerno imenovati spremljevalni blok. Na si. 30 je prikazan model priležnega bloka s tremi možnimi legami presečnic med strmim prelomom z vodoravnim premikom in spremljajočim prelomom, ki omejuje zunanjo tektonsko lečo. Pre- sečnici sta lahko navpični (si. 30 a), poševni v smeri premikanja spremljeval- nega bloka (si. 30 b) in poševni v nasprotni smeri premikanja spremljevalnega bloka (si. 30 c). Geometrija take vrste pogojuje premikanje tektonske leče, saj je odvisna le od razmerja med vektorjem rezultančnega premika spremljevalnega bloka in presečnicami sodelujočih prelomnih ploskev. V prvem primeru je vektor celotnega premika pravokoten na presečnici, zato priležni blok ne teži k ni- Tektonski razvoj idrijskega rudišča 59 SI. 29. Razmerje med premikom ob idrijskem in zalinem prelomu Fig. 29. Relation between the displacement along the Idrija and Zala faults a premik ob idrijskem prelomu b premik ob Zalinem prelomu displacement along the Idrija fault displacement along the Zala fault SI. 30. Premik tektonske leče Fig. 30. Displacement of the tectonic lens a brez premika b premik poševno navzdol position before displacement displacement obliquely downward c premik poševno navzgor displacement obliquely upward 60 Ladislav Placer kakršnemu premiku. V drugem primeru lahko vektor rezultančnega premika razstavimo na dve komponenti, in sicer v smeri presečnic in pravokotno nanje. Ker vpadata presečnici v smeri premika spremljevalnega bloka, se priležni blok premakne lahko le poševno navzdol, medtem ko mu v tretjem primeru pre- ostane le premik navzgor. Vpliv težnosti je tu zanemarjen, čeprav ima po- membno vlogo. Na si. 30 so prikazani trije osnovni primeri, ki se v naravi pojavljajo v ne- štetih inačicah. Bistveni element pri oceni dolžine premika priležnega bloka pa je trenje v prelomnih ploskvah. Gotovo je, da teoretska dolžina premika v naravi ni mogoča, saj je trenje med bloki znatno in bo predstavljalo vselej neznanko. Odvisno je od kameninske sestave blokov, zgradbe notranje prelom- ne cone ter od velikosti priležnega bloka. Vsekakor obstajajo primeri, kjer tak premik ni mogoč kljub ugodni geometriji, zato študij kinematike blokov ni stereotipen, temveč ga je treba prilagajati krajevnim razmeram. Današnjo zgradbo idrijske tektonske leče, ki je na območju Idrije podobna modelu priležnega bloka na si. 30, je mogoče razložiti na podlagi podane zako- nitosti. Sovpadanje ovojnic vektorjev rezultančnega premika na si. 29 dokazuje, da se je grezanje tektonske leče (si. 29 b) uveljavilo različno, odvisno od smeri rezultančnih premikov bloka B glede na blok A (si. 29 a). Tam, kjer je bil nagib vektorja rezultančnega premika bloka največji, se je tektonska leča naj- bolj ugreznila. Smer premikanja v severozahodnem delu zunanje tektonske leče je bila, kot bomo videli pozneje, najprej vzporedna presečnici med zalinim in idrijskim prelomom na območju Razpotja, ki je bila v projekciji na si. 29 pri- bližno navpična, nato pa presečnici med lazarjevim in idrijskim prelomom. Skoraj vodoravni premik jugovzhodnega dela leče pri Hotedršici kaže na več inačic: 1. Presečnica med zalinim in idrijskim prelomom pri Hotedršici je pokonč- na, premik okoli 200 m med točkama 5 in 5' pa je mogoče pripisati tektonski eroziji ob idrijskem prelomu. 2. Presečnica med zalinim in idrijskim prelomom pri Hotedršici je pri- bližno vodoravna, zato je tak tudi premik. 3. Zalin prelom se na območju Hotedršice ne priključi na idrijski prelom, temveč se nadaljuje proti Grčarevcu. V tej razpravi je privzeta druga inačica, ker je raziskava kinematike ve- zana na I. Mlakarjevo (1969) tektonsko interpretacijo obravnavanega ozemlja, problematično območje okoli Hotedršice pa ni bilo na novo kartirano, vendar je treba poudariti, da je tretja varianta ravno tako verjetna kot druga. To dejstvo v ničemer ne spreminja razlage kinematike neotektonskih blokov. Na si. 29 b je prikazan odnos med bloki A, A,/ in A^ v severozahodnem delu idrijske zunanje tektonske leče, tik pred nastankom poljančevega, smukovega, inzaghijevega in drugih neotektonskih prelomov. Omenjeno je že bilo, da se je blok An' premaknil glede na zalin prelom strmo navzdol, blok A^ pa najprej strmo in šele pozneje poševno navzdol. Take razmere ob lazarjevem prelomu je mogoče razložiti tako, da je nastal istočasno z zalinim prelomom. Med pre- mikanjem bloka B nasproti bloku A, se je blok A^' ugrezal v smeri presečnice med zalinim in idrijskim prelomom, blok A^ pa se je premikal najprej skupaj z blokom A^', ko ugrezanje le-tega ni bilo več mogoče, pa poševno navzdol, vzporedno presečnicama lazarjevega preloma z idrijskim in zalinim prelomom. Tektonski razvoj idrijskega rudišča 61 Severozahodni krak zalinega preloma pri Razpotju in lazarjev prelom sta obrnjena približno v smeri N-S in vpadata proti vzhodu. Njun vpadni kot ni enak, saj znaša pri prvem 70", pri drugem pa 50", kar pa je v mejah geološke natančnosti, zato ju je mogoče imeti za vzporedna. Vpad zalinega preloma pri Razpotju ni merjen, temveč je konstruiran na podlagi pokončnih drs višjega reda pri Gladkih skalah med blokoma AÚ in A, kjer ima zalin prelom smer NW-SE. Konstrukcija je prikazana na si. 31. Na oleati je narisana trasa zali- nega preloma pri Gladkih skalah (NW-SE) in merjena lineacija v njegovi glavni prelomni ploskvi, ki ima smer vpadnice. Poleg tega je vnesena v oleato še trasa zalinega preloma pri Razpotju (N-S). Iz konstrukcije je razvidno, da mora vpadati proti vzhodu za 70", tektonske drse v njem pa morajo biti po- ševne ter hkrati blizu vpadnice prelomne ploskve idrijskega preloma. Zato je projekcija presečnice med idrijskim in zalinim prelomom na območju bloka Al' na si. 29 b risana skoraj navpično. Premikanje blokov A,/ in An je potemtakem v skladu z linearnimi elementi v tektonski leči, ker drugačni premiki v tem primeru niso mogoči. V začetku je potekalo istočasno, nakar se je blok A,/ nehal ugrezati; blok A„ pa se je premikal naprej. Pol in trasa zalinega preloma (Razpotje) The pole and trace of the Zala fault at Razpotje Pol in trasa zalinega preloma (Gladke skale) The pole and trace of the Idrija fault at Gladke skale a Pol in trasa idrijskega preloma The pole and trace of the Idrija fault Vpad zalinega preloma pri Razpotju Dip of the Zala fault at Razpotje SI. 31. Vpad prelomne ploskve zalinega preloma pri Razpotju Fig. 31. Dip of the fault plane of the Zala fault at Razpotje 62 Ladislav Placer Čeprav niso obdelani premiki blokov jugovzhodno od Govekarjevega vrha, se dá ugotoviti razvojno zaporedje neotektonskih prelomov na Idrijskem. 2e med dosedanjim razlaganjem je bilo mogoče razbrati, da neotektonski prelomi niso nastali istočasno, temveč v treh fazah (si. 32). Najstarejši je idrijski pre- lom, ki ima regionalni pomen. Na idrijskem njegov potek ni raven, temveč tvori na območju Ljubevča grbino, izbočeno proti severovzhodu. Azimut smeri prelomnice severozahodno od tod znaša od 120" do 125", jugovzhodno pa 135" (si. 32 a). Premikanje blokov v desno je povzročilo v okolici grbine drugotno napetostno stanje, zaradi katerega sta nastala zalin in lazarjev prelom (si. 32 b). Ko premikanje blokov A,/ in A„ ni bilo več mogoče, so nastali poljančev, smu- kov, inzaghijev, rudina, peklov in drugi prelomi znotraj tektonske leče (si. 32 c). H. Koide in S. Bhattacharji (1977) obravnavata skoraj identičen primer grbine v trasi prelomne ploskve preloma Sv. Andreja v Kaliforniji. Na območju San Fernanda severno od Los Angelesa oklepata preloma Sv. Andreja in Sv. Gabrijela tektonsko lečo; prvega lahko vzporejamo z idrijskim, drugega pa z zalinim prelomom. Širina zunanje tektonske leče med idrijskim in zalinim prelomom kaže na velikost vplivnega območja drugotnega napetostnega stanja v jugozahodnem krilu idrijskega preloma, medtem ko so razmere v severovzhodnem krilu nejasne. Genezo najmlajših prelomov v prelomni coni idrijskega preloma na ob- močju Idrije je treba potemtakem razlagati kot luščenje najbolj izpostavljenega dela strukturne grbine v prelomni ploskvi idrijskega preloma, potem ko niso bili več mogoči premiki blokov A,/ in A„. Zakaj se je uveljavil drugačen me- hanizem premikanja, ni mogoče natančneje ugotoviti, verjetno pa premikanje blokov An in An ni bilo več možno zato, ker vpada zalin prelom na celem idrijskem območju bolj položno proti severovzhodu kot idrijski prelom, iz česar je mogoče bolj ali manj upravičeno domnevati, da se prvi naslanja na drugega nekje globoko pod sedanjim površjem. Na si. 33 je videti, da je bilo ugrezanje omejeno, in po vsej verjetnosti pogojeno s tektonsko erozijo v pre- lomni ploskvi obeh prelomov. Poljančev, smukov, inzaghijev, rudina, peklov in drugi prelomi so nastali zaradi spremenjenih možnosti premikanja blokov v zunanji tektonski leči med idrijskim in zalinim prelomom, vendar pri identičnem napetostnem stanju kot zalin in lazarjev prelom. Drugačno geometrijo potrjuje sprememba generalne SI. 32. Razvoj prelomne cone idrijskega preloma na območju Idrije Fig. 32. Development of the fault zone of the Idrija fault in the restricted Idrija area a začetna faza initial stage b vmesna faza (nastanek zalinega in lazarjevega preloma) intermediate stage (Zala and Lazar fault came into existence) c končna faza (nastanek poljančevega, smukovega, inzaghijevega, rudinega, peklovega, antonovega, sedejevega idr. prelomov) final stage (Poljanec, Smuk, Inzaghi, Ruda, Pekel, Anton, and Sedej faults came into existence) Tektonski razvoj idrijskega rudišča 63 64 Ladislav Placer smeri premikanja blokov A,, A.¿, А^, Ag in A,., ki je približno vzporedna smeri rezultančnega premika bloka nasproti bloku A, kar se lepo vidi na si. 28. Statistično določena smer tektonskih drs ob omenjenih prelomih in ob idrijskem prelomu je zato približno vzporedna, čeprav ustrezajo posamezne drse le smeri premikov v posameznih fazah aktivnosti. SI. 33. Ugrezanje tektonske leče med idrijskim in zalinim prelomom Fig. 33. Downthrow of the tectonic lens between the Idrija and Zala fault Tektonski razvoj idrijskega rudišča 65 Deformacije nižjega reda Z opisom geometrije in geneze večjih neotektonskih prelomov na območju idrijskega rudišča je postavljeno ogrodje za razglabljanje o neotektonskih de- formacijah nižjega reda v idrijskem in ljubevškem delu rudišča. V skupino neotektonskih deformacij nižjega reda spadajo porušitve v blokih med prelomi zunanje prelomne cone idrijskega preloma, lahko pa so vezane tudi na starejše tektonske in litološke nezveznosti. Praktično spadajo sem vsi prelomi izven doslej obravnavanih spremljevalnih in veznih prelomov. Pri doslednem poimenovanju bi bilo treba med prelome prvotnega nape- tostnega stanja na Idrijskem uvrstiti le idrijski prelom, ostale pa razvrstiti med prelome drugotnega in še nižjega napetostnega stanja. Vendar je taka dosledna razdelitev nesmiselna, ker praktično povsod ni izvedljiva; zato so med defor- macije drugotnega napetostnega stanja uvrščene vse posledične porušitve, med katerimi zavzemajo deformacije nižjega reda stometrsko in nižje velikostno območje. Prelomne deformacije nižjega reda so razvite v vseh delih idrijskega rudišča. Pojavljajo se kot strižni prelomi in kot odprte razpoke, pravokotne na najmanjšo glavno napetost. Morfologija strižnih prelomov nižjega reda je enaka morfologiji prelomov višjega reda. Nov strukturni element pa predstavljajo odprte neotektonske raz- poke, ki se morfološko le malo razlikujejo od starejših triadnih odprtih razpok. Vendar jih je mogoče ločiti po sedanji legi v rudišču, po tem, da je kristali- zacija v njih le izjemoma popolna in da ležijo praviloma ob neotektonskih zmi- kih ter ob aktivnih litoloških mejah, ki so v rudišču navadno vzporedne z neo- tektonskimi prelomi. Interpretacija zgradbe idrijskega rudišča Novejši prečni preseki skozi idrijsko rudišče (I. Mlakar, 1967, si. 5; I. Mlakar in M. Drovenik, 1971, tabla 1; L. Placer in J. Car, 1975, si. 1), potekajo v bližini jaška Inzaghi, tako da podajajo le njegov najbolj značilni del. Tu je sicer videti velik del strukturnih posebnosti idrijskega ru- dišča, celotno orudeno območje pa je mogoče prikazati le z več preseki. Lego izbranih presekov je videti na si. 22. Preseke smo izdelali na podlagi obzornih geoloških kart in presekov skozi rudišče v merilu 1 : 1000, ki jih je po podatkih kartiranja v letih 1958, 1959 in 1960 dodelal I. Mlakar. Uporabili smo tudi njegove površinske manuskriptne geološke karte v merilu 1 : 5000 in 1 : 10 000 in podatke o vrtinah s površja in iz jame, izvrtanih v letih 1946 do 1977. Litostratigrafske podatke smo privzeli iz omenjenega gradiva brez pridrž- kov, ker se nismo spuščali v probleme te vrste. Spremenili pa smo strukturne interpretacije določenih delov rudišča ter razvojno in časovno na novo uvrstili nekatere prelome. Presek 3 (si. 34). Pred opisom prečnega preseka 3 in drugih presekov je treba zaradi lažjega razumevanja snovi opisati glavne strukturne enote idrij- skega rudišča, ki so pregledno prikazane na si. 34 b. Ker temelji razlaga idrijskega rudišča na idejah I. Mlakarja, je poimeno- vanje strukturnih blokov v glavnem njegovo delo. Pri nadaljnjih raziskavah 5 — Geologija 25/1 66 Ladislav Placer L. Placerja in J. Carja njegova razdelitev ni bila spremenjena, drugačna je le razlaga nekaterih mejnih ploskev, kot so jo terjali kinematika in novi podatki z odkopnih polj. Kako je potekalo deformiranje, je bilo opisano v prejšnjih poglavjih; tu je podan pregled strukturnih blokov, kakor se jih pojmuje danes. Spodnja zgradba idrijskega rudišča obsega območje med idrijskim prelo- mom na severovzhodu in zgornjo mejo kanomeljske vmesne luske v »talnini«, kot so imenovali rudarji zahodni in južni del jame pod bogatimi rudnimi telesi neposredno nad spodnjo narivno mejo rudišča. Zgornjo mejo strukturne enote tvori v »talnini« srednjetriadna erozijsko-tektonska diskordanca, v srednjem in severovzhodnem delu jame pa normalna triadna preloma, čemernikov in karo- lijev. Spodnja zgradba sestoji v glavnem iz zgornjepermskih in skitskih plasti, oblikovanih v prevrnjeno sinklinale, odprto proti jugozahodu. Zgornja zgradba leži neposredno na spodnji zgradbi. Na severovzhodni stra- ni meji na idrijski prelom, z zgornje strani na tičensko notranjo narivno grudo, na jugozahodni strani pa na lazarjev prelom. Skladi v zgornji zgradbi so kar- bonski, anizični, langobardski in cordevolski. V glavnem so plasti obrnjene, delno pa leže normalno in tvorijo pravzaprav le močno preoblikovani del pre- vrnjene sinklinale v spodnji zgradbi. Srednji del zgornje zgradbe predstavlja južni blok, ki sestoji v glavnem iz langobardskega konglomerata, v manjši meri pa iz dolomita, kaolinitnih used- lin, plasti skonca in iz tufa. Zaporedje plasti je obrnjeno, zato tvori zgornjo mejo bloka srednjetriadna erozijsko-tektonska diskordanca, spodnjo pa karo- lijev prelom. Neposredno na južnem bloku leži srednji karbonski klin. Proti severovzhodu ga omejuje petrijev prelom, navzgor pa je odrezan z narivno ploskvijo tičenske notranje narivne grude. V srednjem karbonskem klinu je tektonsko vsajena leča cordevolskega dolomita in langobardskega tufa. Severni blok sestoji iz langobardskih plasti. Prevladuje konglomerat, na- stopajo pa tudi dolomit, kaolinitne usedline, plasti skonca in nekaj tufa. S spod- nje strani in na severovzhodu je blok omejen z ahacijevim prelomom, na jugozahodu s petrijevim prelomom in z zgornje strani s srednjetriadne erozij- sko-tektonsko diskordanco med langobardskimi in karbonskimi skladi v obr- njeni legi. Neposredno na severnem bloku leži severni karbonski klin. Omejujeta ga ahacijev prelom na severovzhodni strani in petrijev prelom na jugozahodni, medtem ko je navzgor odrezan z narivno ploskvijo tičenske notranje narivne grude. Plasti so v tej strukturni enoti obrnjene. Studij kinematike neotektonskih blokov je pripomogel k novim odkritjem. V tej razpravi so na novo intepretirani: — razvoj srednjega karbonskega klina in leče cordevolskega dolomita v njem, — lega poljančevega preloma v rudišču, — stik med noriškim dolomitom čekovniške vmesne luske in orudenimi plastmi v severozahodnem ter zahodnem delu jame, — razvoj »talninskih narivnih ploskev«. Nastanek srednjega karbonskega klina so geologi razlagali na različne na- čine. Po I. Mlakarju (1967) naj bi se bil razvil zaradi ugrezanja jugoza- hodnega krila inzaghijevega preloma, ko je razpadlo prej enotno konglomerat- Tektonski razvoj idrijskega rudišča 67 SI. 34. Prečni presek 3 (a) in glavne strukturne enote idrijskega rudišča (b) Legenda na si. 49 Fig. 34. Transversal section 3 (a) and the main structural units of the Idrija ore deposit (b) See fig. 49 for explanation 68 Ladislav Placer no telo zgornje zgradbe na severni in južni blok. Proti tej razlagi govori več strukturnih dokazov: — Smer premika severozahodnega krila inzaghijevega preloma nakazuje zamik kanomeljske vmesne luske v talnini rudišča, ki ni v skladu s premikom severnega bloka nasproti srednjemu karbonskemu klinu. — Inzaghijev prelom tvori severovzhodno mejo srednjega karbonskega kli- na samo v preseku 3 (si. 34 a) (I. Mlakar, 1967, si. 5 in v presekih, objavlje- nih pozneje). Severozahodno in jugovzhodno od tega preseka poteka zdrobljena cona inzaghijevega preloma neodvisno od severovzhodne meje srednjega kar- bonskega klina. — Tektonske drse v prelomnih ploskvah inzaghijevega preloma vpadajo po- ložno proti jugovzhodu. Drse v pokončni drsni ploskvi med srednjim karbon- skim klinom in sosednjimi langobardskimi skladi severnega bloka, tam kjer te meje ne tvori inzaghijev prelom, pa so pokončne. Tektonski kontakt med srednjim karbonskim klinom in langobardskimi ka- meninami severnega bloka spada torej v neko drugo razvojno skupino prelo- mov, zato je bil poimenovan kot petrijev prelom in uvrščen v čas nastajanja prevrnjene sinklinale v idrijskem rudišču. Vzporedno s petrijevim prelomom, le bolj proti severovzhodu, se vleče ahacijev prelom, ki ima podobno lego in je nastal istočasno. Karbonske kamenine med petrijevim in ahacijevim prelo- mom imenujemo severni karbonski klin. Cordevolski dolomit na 1. obzorju in z njim združena langobardski tufit ter skrilavec skonca, ki sta tektonsko vkleščena v skladih srednjega karbonskega klina in nad njim, je I. Mlakar (1967) imel za ostanek manjšega triadnega tektonskega jarka, ki bi bil vzporeden jarku med urbanovec-zovčanovim in karolijevim prelomom. Kljub vabljivosti take razlage je malo verjetno, da bi bil v severnem pragu obstajal takšen jarek med filipičevim in »0«-jevim pre- lomom. Bolj verjetna je možnost, da je bil cordevolski dolomit s starejšimi skladi vred pomaknjen v tako lego med nastajanjem prevrnjene sinklinalne gube v rudišču z območja jugozahodno od tod, kjer nastopajo enako razvite cordevolske plasti. Pri opisu poljančevega preloma je I. Mlakar (1967) opozoril, da je na površju jasno viden, medtem ko ga v jami skoraj ni opaziti. Ker v ožji »tal- nini« ni našel strukture, na katero bi lahko vezal traso s površja, je menil, da vpada prelomna ploskev položno proti severovzhodu, vidna pa naj bi bila na 4., 6. in 7. obzorju. Analiza prelomnice na površju dokazuje, da ima zdrobljena cona poljanče- vega preloma strmo lego. Vrtanje v »talnini« na 6. in 7. obzorju kaže na to, da obstaja za orudenim karbonskim telesom, zunaj obzornih prog, prelomna stena noriškega dolomita čekovniške vmesne luske, ki verjetno pripada poljančevemu prelomu. Rekonstrukcija premikov ob idrijskem in spremljajočih prelomih je poka- zala, da zdrobljena cona med noriškim dolomitom čekovniške vmesne luske in jamsko strukturo, ki se vleče od sedla med Gladkimi skalami in Tičnico proti severu (si. 22), ni staroterciarna meja pokrova, temveč neotektonski prelom, ki je imel odločilno vlogo pri premikanju tektonskih blokov ob idrijskem prelomu. Imenovan je lazarjev prelom. V preseku 3 (si. 34 a) poteka od južnega pobočja Tičnice proti poljančevemu prelomu v višini 7. obzorja. Naravo obravnavane Tektonski razvoj idrijskega rudišča 69 SI. 35. Prečni presek 2 Legenda na si. 49 Fig. 35. Transversal section 2 See fig. 49 for explanation 70 Ladislav Placer geološke meje dokazuje, poleg razčlenitve premikov, tudi odsotnost kanomelj- ske vmesne luske med noriškim dolomitom čekovniške vmesne luske in idrij- sko notranjo narivno grudo. Kanomeljska vmesna luska zahodno in severno od rudišča je danes ob lazarjevem prelomu odrezana in dvignjena nad sedanji erozijski nivo. >>Talninske narivne ploskve« so skoraj vodoravne prelomne ploskve v »tal- nini« na 4., 6. in 7. obzorju, zato prečkajo plasti pod blagim kotom, ali pa so celo medplastne. Prvi jih je omenil I. Mlakar (1967) in jim pripisal triadno starost. Pozneje sta L. Placer in J. Car (1975) opozorila na možnost, da so nastale v času narivanja, kar je v tej razpravi tudi potrjeno. V preseku 3, ki predstavlja jugozahodno polovico preseka na si. 16, je ohra- njen le del srednjetriadne zgradbe rudišča (L. Placer in J. Car, 1975, 1977). Tu so ostanki južnega sedimentad j skega prostora in južnega praga v »talnini«, del idrijskega tektonskega jarka, ki mu pripada spodnja zgradba in nekaj severnega bloka, ter končno del severnega praga, ki obsega srednji in severni karbonski klin, južni blok ter večino severnega bloka. Karbonski skladi, ohranjeni v tičenski notranji narivni grudi, ter spodnje in srednjetriadne plasti na Poljančevem griču in Tičnici so ostanki severnega praga in severnega sedi- mentacijskega prostora. Južni prag v rudišču omejujeta zagodov in veharški prelom, severni prag pa meji s strukturo rudišča ob vzdolžnem normalnem urbanovec-zovčanovem prelomu. Poleg teh dveh nastopajo v samem jarku še karolijev, čemernikov, grüblerjev in več manjših prelomov. Prečni presek 3 leži v celoti v srednji coni idrijskega rudišča, zato v njem ni filipičevega in »0«-jevega preloma. V jugozahodnem krilu idrijskega preloma SI. 36. Prečni presek 1 Legenda na si. 49 Fig. 36. Transversal section 1 See fig. 49 for explanation Tektonski razvoj idrijskega rudišča 71 SI. 37. Prečni presek 4 Legenda na si. 49 Fig. 37. Transversal section 4 See fig. 49 for explanation 72 Ladislav Placer prečka poleg idrijske notranje narivne grude še tičensko notranjo narivno gru- do, kanomeljsko, čekovniške in koševniško vmesno lusko ter hrušiški pokrov, v severovzhodnem krilu pa prečka koševniško, čekovniške in kanomeljsko vmesno lusko ter tičensko notranjo narivno grudo. Po natančnejšem opisu preseka 3 bo lažje razumeti zgradbo ostalih presekov. Presek 2 (si. 35) ima povsem enako razporeditev strukturnih blokov, le da je tektonska leča cordevolskega dolomita v srednjem karbonskem klinu bistve- no manjša, severni karbonski klin nad ahacijevim prelomom pa bistveno večji. V »talnini-« je ohranjen le še del južnega praga ob veharškem prelomu. Petri- jev prelom je od inzaghijevega preloma že močno odmaknjen, tako da zgradba srednjega karbonskega klina jasno izstopa. Presek 2 se v celoti nahaja v srednji coni idrijskega rudišča. Presek 1 (si. 36) je oddaljen 800 m od rudišča proti NW. V jugozahodnem krilu idrijskega preloma so razviti hrušiški pokrov ter koševniška, čekovniška in kanomeljska vmesna luska. Severovzhodno krilo idrijskega preloma pa se- stoji iz čekovniške in kanomeljske vmesne luske, dokazanih z vrtino 18/51, ter tičenske notranje narivne grude, kartirane na površju. V preseku 4 (si. 37) je opaziti prvo večjo spremembo zgradbe proti jugo- vzhodu od osnovnega preseka 3, čeprav je prevrnjena sinklinala še vedno vid- na. Razlike nastopijo v zgornji zgradbi, medtem ko se v spodnji zgradbi pojavi prečni triadni »0«-jev prelom. Njegov potek je jasen tam, kjer imajo plasti pokončno lego, in v »talnini«, medtem ko je vmes interpoliran. Območje pod »0«-jevim prelomom spada k srednji, nad njim pa k vzhodni coni idrijskega rudišča. V »talnini« sta poleg »0«-jevega preloma delno ohranjena še normalni veharški in zagodov prelom. Karbonski skladi med njima pripadajo južnemu pragu idrijskega srednjetriadnega tektonskega jarka. Zgornja zgradba rudišča je v tem preseku ločena od spodnje samo z erozij- sko-tektonsko diskordanco. Petrijev prelom ima tu, kot tudi dalje proti jugo- vzhodu, skoraj vodoravno lego in tvori spodnjo mejo srednjega karbonskega klina, ki ga z zgornje strani omejuje prelom, vzporeden petrijevemu. Nad njim so ohranjeni langobardski, zgornjeskitski in spodnjeskitski skladi, zato te struk- turne enote ni mogoče enačiti s tektonsko lečo cordevolskega dolomita v sred- njem karbonskem klinu v srednji coni rudišča; verjetno gre za ostanek poseb- nega triadnega strukturnega bloka v severnem pragu, ki je bil vzporeden idrijskemu srednjetriadnemu tektonskemu jarku. V preseku 4, kot tudi v preseku 5, so v »talnini« na 7. obzorju lepo vidne skoraj vodoravne »narivne« ploskve, ki so bile omenjene pri opisu preseka 3. V preseku 5 (si. 38) so še ohranjene nekatere značilnosti zgradbe z območja preseka 4, vendar ležijo plasti tu drugače. Medtem ko leže v »talnini« še skoraj vodoravno, ali pa neznatno vpadajo proti severovzhodu, v severovzhodnem delu rudišča niso več prevrnjene. V tem preseku preide prevrnjena sinklinala v poševno. Izjemo tvorijo le skladi v spodnjem delu rudišča, kjer so zaradi bližine talninske narivne ploskve zapognjeni v obrnjeno lego, kar pa je zna- čilno tudi za vse do sedaj opisane preseke. Večji del preseka 5 leži v vzhodni coni rudišča nad »O«-j e vim prelomom in predstavlja nadaljevanje zgornjega strukturnega nivoja preseka 4. Meja med zgornjo in spodnjo zgradbo rudišča ima povsem »talninski« značaj, saj poteka vseskozi po srednjetriadni erozijsko-tektonski diskordanci. Tektonski razvoj idrijskega rudišča 73 SI. 38. Prečni presek 5 Legenda na si. 49 Fig. 38. Transversal section 5 See fig. 49 for explanation 74 Ladislav Placer Srednji karbonski klin je ohranjen le še v neznatnem obsegu in omejen spodaj s petrijevim prelomom, zgoraj pa s prelomom, ki je nastal pri enakih napetostnih razmerah. Tako se jugozahodno od tod stikajo langobardski skladi dveh različnih triadnih strukturnih enot. Stik je nakazan že v preseku 4 (si. 37). Rekonstruirana narivna ploskev tičenske narivne grude poteka v srednjem delu profila nad današnjim površjem in je kartirana šele na pobočju Poljančevega griča. Lega veharškega preloma je v tem preseku interpolirana po presekih 4 in 6. Talnina rudišča sestoji iz koševniške, čekovniške in kanomeljske vmesne luske, kar potrjujeta vrtini 3/62 in 4 62. Podobno je bila določena tudi zgradba severovzhodnega krila idrijskega preloma, ki sestoji iz koševniške, čekovniške in kanomeljske vmesne luske ter tičenske notranje narivne grude. Presek 6 (si. 39) kaže izrazito monoklinalo, v kateri vpadajo plasti proti jugo- zahodu. Meja med spodnjo in zgornjo zgradbo je srednjetriadna erozijsko-tek- tonska diskordanca. Srednji karbonski klin je že izklinjen, ohranjen pa je še jezik anizičnega dolomita iz preseka 5, ki kaže na petrijev prelom. Lango- bardski skladi ob petrijevem prelomu pripadajo dvema triadnima tektonskima enotama. SI. 39. Prečni presek 6 Legenda na si. 49 Fig. 39. Transversal section 6 See fig. 49 for explanation Tektonski razvoj idrijskega rudišča 75 SI. 40. Prečni presek 7 Legenda na si. 49 Fig. 40. Transversal section 7 See fig. 49 for explanation 76 Ladislav Placer Veharški prelom v severni steni južnega praga doseže površje blizu preseka 6, zato je njegova lega določena dokaj natančno. Južno steno južnega praga pa tvori neotektonski smukov prelom, ki poteka vsaj delno po trasi triadnega zagodovega preloma. Jugozahodno od tod leži zaporedje plasti od karbonskih do karnijskih, ki pripadajo južnemu sedimentad j skemu prostoru. Rekonstrui- rana narivna ploskev tičenske notranje narivne grude poteka v tem profilu nad današnjim površjem. Z vrtino 1 67 sta bili pod idrijsko notranjo narivno grudo dokazani kano- meljska in čekovniška vmesna luska. Severovzhodno od idrijskega preloma pa je vrtina 13/62 dokazala čekovniške in kanomeljske vmesno lusko ter tičensko notranjo narivno grudo. V preseku 7 (si. 40) prihajata na površje veharški in zagodov prelom. Med spodnjo in zgornjo zgradbo poteka meja po srednjetriadni erozijsko-tektonski diskordanci. Vrtina 10 62 je prvič našla idrijsko notranjo narivno grudo tudi severo- vzhodno od idrijskega preloma. Dokazujejo jo orudene karbonske plasti. Zgradba jugozahodnega bloka v preseku 8 (si. 41) je nenavadna, ker se postopno izklinjajo tektonske enote starega dela rudišča. Zunanja tektonska leča ob notranji prelomni coni idrijskega preloma, prikazana že na preseku 7, se razširi in ima podobno zgradbo kot severovzhodni del presekov 5, 6, in 7. Karbonski skladi v njej bi lahko pripadali srednjemu karbonskemu klinu na orudenih triadnih plasteh. Severovzhodno krilo idrijskega preloma že kaže značilnosti zgradbe ljubev- škega rudišča. Interpretirano je bilo na podlagi vrtin 15 63, 12 63, 16/63 in 21/63 ter rudarskih del na 14. obzorju. V glavnem imajo vse tektonske enote, košev- niška, čekovniška in kanomeljska vmesna luska ter oba dela trnovskega po- krova, enako zgradbo kot v jugovzhodnem krilu idrijskega preloma, le idrijska notranja narivna gruda na prvi pogled odstopa od tega pravila. Da je tak vtis le navidezen, sta dokazala že L. Placer (1976) ter L. Placer in J. Car (1977), kinematsko pa smo zgradbo utemeljili v tej razpravi (si. 16 a). Idrijska notranja narivna gruda sestoji po preseku 8 iz karbonskih, gröden- skih, zgornjepermskih in v manjši meri iz spodnjeskitskih plasti v obrnjeni legi. Ob idrijskem prelomu vpadajo skladi dokaj strmo proti severovzhodu, od pre- loma proti severovzhodu pa vedno bolj položno, tako da preidejo ponekod celo v obrnjeno vodoravno lego. Severozahodno od preseka 8 gre na 14. obzorju skozi zgornjepermske plasti triadni prelom, ki vpada položno proti severo- zahodu in poteka v preseku 8 nad ravnino obzorja. S strukturno analizo je bil ta prelom identificiran kot grüblerjev prelom. Urbanovec-zovčanov prelom nad njim je določen po ekstrapolaciji. Narivno ploskev tičenske notranje narivne grude v karbonskih plasteh na- kazujeta izrazita zaglinjena cona v vrtinah in geokemična sestava jedra vrtin. Karbonski skladi v idrijski notranji narivni grudi so namreč orudeni, medtem ko koncentracija Hg v enakih kameninah tičenske notranje narivne grude ne presega krajevnega geokemičnega praga. Plasti v tej enoti leže normalno. Presek A (si. 42) gre skozi idrijski del rudišča v vzdolžni smeri čez vse do sedaj opisane prečne profile. V glavnem poteka med inzaghijevim in idrijskim prelomom ter prečka inzaghijevega le v skrajnem severozahodnem delu rudi- šča. Preseka tudi rudin-1, rudin-2 in peklov prelom, ki so pa manj pomembni. Tektonski razvoj idrijskega rudišča 77 SI. 41. Prečni presek 8 Legenda na si. 49 Fig. 41. Transversal section 8 See fig. 49 for explanation 78 Ladislav Placer Severozahodno od preseka 5 so plasti v rudišču pokončne, proti jugovzhodu pa se polagoma izravnajo do skoraj vodoravne lege; so torej spiralno zasukane, kar predstavlja strukturno posebnost idrijskega rudišča. V zgradbi rudišča izstopajo približno vodoravne meje pokrovov in nižjih narivnih enot med njimi, ki so bile dokazane s številnimi vrtinami in rudar- skimi deli. V podaljšku skrajnega severozahodnega dela rudišča je v bližnjem bevkovem tektonskem oknu dokazan hrušiški pokrov, nad njim pa koševniška in čekovniška vmesna luska. Proti jugovzhodu se za presekom 1 pojavita lazar- jev in albrehtov prelom, katerih jugovzhodni krili sta se ugreznili za približno 250 m, tako da so se v tem bloku ohranile tudi kanomeljska vmesna luska ter idrijska in tičenska notranja narivna gruda. Na območju pokončnih plasti severozahodno od preseka 5 je zgradba idrij- ske notranje narivne grude dokaj pravilna. Vzdolžni triadni urbanovec-zovča- nov, karolijev, čemernikov in grüblerjev prelom so približno pravokotni na profilno ravnino, vse pa prečkata normalna »0«-jev in filipičev prelom, ki se podrejata enakim zakonitostim. Območje med njima pripada srednji coni idrij- skega rudišča. Od zahodne cone je ohranjen le del, medtem ko zavzema vzhod- na cona ves ostali presek. Po predpostavki, da so bili skladi v srednjetriadni periodi približno vodoravni (I. Mlakar, 1967), je vzdolžni presek A severo- zahodno od preseka 5 podoben srednjetriadni tektonski karti tega dela rudišča, zasukani za 90" okoli vodoravne osi; v glavnem so prostorski odnosi med tek- tonskimi elementi ohranjeni. V srednji coni je lepo viden presek spodnje zgrad- be pod triadnim karolijevim prelomom in zgornje zgradbe nad njim. Ta vklju- čuje severni blok na območju prečnega preseka 3 in severni karbonski klin severozahodno od preseka 3 med ahacijevim prelomom in narivno ploskvijo tičenske notranje narivne grude. V spodnji zgradbi sta pod karolijevim pre- lomom lepo vidna še čemernikov in grüblerjev prelom. Presek A je postavljen v smeri osi sinklinalne gube v rudišču, torej poševno na tektonski jarek. Zato se presečna ravnina proti jugovzhodu vedno bolj pri- bližuje južnemu pragu in prečka jugovzhodno od preseka 7 veharški in zagodov prelom; plasti so tu že skoraj vodoravne, zato sta oba preloma pokončna. Vrtina 6, 69 leži v južnem pragu, vrtina 7/69 pa na južnem sedimentacijskem prostoru. Zgradba vzhodne cone se zaradi premika ob triadnem »0«-jevem prelomu razlikuje od zgradbe srednje cone. Vzhodna cona se je v triadni periodi ugrez- nila nasproti srednji coni; zato se na območju spodnje zgradbe stikata ob »0«-jevem prelomu spodnjeskitski meljevec vzhodne cone in starejši spodnje- skitski dolomit srednje cone. V zgornji zgradbi je nad petrijevim prelomom viden srednji karbonski klin, ki se proti jugovzhodu izklini. Anizični in lango- bardski skladi nad njim se ob petrijevem prelomu jugovzhodno od preseka 5 stikajo z langobardskimi skladi ostalega dela vzhodne cone. Prvotno so ležali v dveh vzporednih triadnih enotah. Mejo med spodnjo in zgornjo zgradbo tvori v srednji coni karolijev prelom, v vzhodni coni pa najprej petrijev prelom, nato pa srednjetriadna erozijsko- tektonska diskordanca. Takšen potek meje ustreza zgradbi vzdolžnega preseka A; na območju pokončnih plasti tvori mejo triadni prelom, na območju poševnih in vodoravnih skladov, ki so značilni za jugovzhodni del jame, pa erozijsko- tektonska diskordanca. SI. 42. Vzdolžni presek A skozi idrijsko rudišče Legenda na si. 49 Fig. 42. Longitudinal section A through the Idrija mercury deposit See fig. 49 for explanation 80 Ladislav Placer Zgornjeskitski in zgornjepermski dolomit med rudinim-2 in albrehtovim pre- lomom na koti 330 m ne pripadata jamski zgradbi, čeprav sta orudena. Njun geološki položaj še ni pojasnjen. Konstrukcija presekov 8 do 13 skozi severovzhodno krilo idrijskega preloma od Ljubevčarja v Ljubevški dolini proti jugovzhodu sloni na rudarskih delih na 14. obzorju, na dobro poznanem preseku 8, na vrtinah ter na primerjavi z zgradbo idrijskega dela rudišča in interpretaciji premika ob idrijskem pre- lomu. Presek 9 (si. 43) zajema poleg severovzhodnega tudi jugozahodno krilo idrij- skega preloma. Idrijska notranja narivna gruda v severovzhodnem krilu sestoji iz karbonskih, grödenskih, zgornjepermskih in skitskih plasti; razen zgornje- skitskih so bile dokazane vse z vrtinami, na zgornjeskitske pa lahko sklepamo po analognem profilu v idrijskem delu rudišča. Po vrtini 17/63, 250 m severo- zahodno od preseka 9, sklepamo, da leže skitske plasti normalno, nakar se prek pokončnih prevesijo v obrnjene. Severovzhodno od zdrobljene cone idrijskega preloma sta vrtini 18 63 in 28/64 dokazali poleg idrijske in tičenske notranje narivne grude tudi kano- meljske in čekovniške vmesno lusko. V jugozahodnem krilu idrijskega preloma so bile z vrtino 24/64 ugotovljene idrijska notranja narivna gruda in kanomeljska ter čekovniška vmesna luska. Presek 10 na si. 44 kaže enake strukturne značilnosti kot preseka 8 in 9. Obrnjeni skadi v idrijski notranji narivni grudi so v vrtini 33 65 karbonske starosti. Proti jugozahodu prehajajo v normalno lego, na površju pa se poka- žejo samo langobardske in karnijske plasti. Sedejev prelom, ki smo ga sledili že od preseka 8, se med presekoma 9 in 10 cepi na dva kraka. Triadni prelom med vrtinama 12/69 in 31 64 sledimo tudi na območju med presekoma 9 in 10 (L. Placer, 1980). Vrtine v preseku 10 potrjujejo poleg idrijske tudi tičen- sko notranjo narivno grudo ter kanomeljske in čekovniške vmesno lusko. Vzdolžni presek B (si. 45) gre skozi ljubevški del rudišča od prečnega pre- seka 6 do golice idrijske notranje narivne grude jugovzhodno od prečnega pre- seka 10. Njegova profitna ravnina je vzporedna idrijskemu prelomu in poteka severovzhodno od sedej evega preloma; tako smo interpretirali blok, ki ni bil poškodovan z neotektonskimi prelomi. Kot za vzdolžni presek A, je tudi za presek B značilna narivna zgradba s koševniške, čekovniške in kanomeljske vmesno lusko ter z obema deloma trnovskega pokrova, ki ju loči narivna ploskev tičenske notranje narivne grude. Na območju preseka segajo na površje vse naštete narivne enote razen košev- niške vmesne luske, ki se pokaže na površju šele okoli dva kilometra proti jugovzhodu. V severovzhodnem krilu idrijskega preloma zavzema posebno mesto idrijska notranja narivna gruda, ki pride na površje pri Urbanovcu in se izklinja v bli- žini prečnega preseka 7. Plasti v njej se od preseka 8, kjer je na voljo največ podatkov, proti jugovzhodu zasukajo od približno obrnjene vodoravne lege do skoraj normalne vodoravne lege v preseku 10 in na površju. Zato so v bolj ali manj pokončnem delu zaporedja plasti nekatere litostratigrafske enote, kot zgornjepermski in spodnjeskitski dolomit, na videz pretirano debele. Neskladje na območju vrtine 28/64 je tudi navidezno; nekoliko bolj proti severovzhodu bi šel vzdolžni presek samo skozi zgornjepermski dolomit. Tektonski razvoj idrijskega rudišča 81 SI. 43. Prečni presek 9 Legenda na si. 49 Fig. 43. Transversal section 9 See fig. 49 for explanation 6 — Geologija 25/1 82 Ladislav Placer Idrijska notranja narivna gruda je zgoraj odrezana z narivno ploskvijo tičenske notranje narivne grude, ki loči njene orudene plasti od jalovih plasti trnovskega pokrova. V srednjem in jugovzhodnem delu poteka narivna ploskev po spodnji strani karbonskih plasti, na severozahodu pa znotraj samih karbon- skih skladov. Orudene karbonske plasti se ob triadnem grüblerjevem prelomu stikajo z zgornjepermskim dolomitom ter grödenskimi in karbonskimi skladi med vrtinama 11 62 in 22 63—64. Grüblerjev prelom je kartiran na 14. obzorju. Drugi, »0«-]ev prelom je preverjen z vrtino 22 63—64, njegov vpad pa je dolo- čen po metodah strukturne geologije, skladno z lego plasti. Drugi triadni pre- lomi v karbonskih plasteh na območju vrtine 11 62, kot urbanovec-zovčanov in filipičev prelom, so ekstrapolirani. Pri takšni razporeditvi triadnih prelomov pripadajo v idrijski notranji narivni grudi severnemu srednjetriadnemu pragu karbonske plasti nad urbanovec-zovčanovim prelomom. Pas kamenin pod urba- novec-zovčanovim prelomom pa pripada idrijskemu srednjetriadnemu tekton- skemu jarku. Zahodni coni pripada le manjši del severnega praga med vrtino 11 62 in presekom 7. Srednja cona obsega območje med filipičevim in »0«-jevim prelomom, vzhodna cona pa ves ostali del idrijske notranje narivne grude. Za tičensko notranjo narivno grudo je značilna normalna lega karbonskih, permskih, spodnjetriadnih in srednjetriadnih skladov ter diskordantna lega langobardskih plasti na spodnjeskitskih in anizičnih plasteh. Karbonski skladi v tičenski notranji narivni grudi pripadajo severnemu delu severnega srednje- triadnega praga. SI. 44. Prečni presek 10 Legenda na si. 49 Fig. 44. Transversal section 10 See fig. 49 for explanation SI. 45. Vzdolžni presek B skozi ljubevško rudišče Legenda na si. 49 Fig. 45. Longitudinal section B through the Ljubevč mercury deposit See fig. 49 for explanation 84 Ladislav Placer Geološka zgradba ozemlja zahodno od Kališč (si. 22) je nekoliko drugačna, čeprav sestoji iz istih narivnih enot kot na območju Ljubevča. Preseki 1 do 10 sledijo idrijskemu prelomu proti jugovzhodu, presek 11 (si. 46) pa prikazuje razmere ob triadnem urbanovec-zovčanovem prelomu, ki je bil v severovzhod- nem krilu idrijskega preloma omenjen zadnjič v preseku 8. Večkrat pa je bil imenovan pri opisu idrijskega rudišča. Presek 11 podaja zgradbo severnega srednjetriadnega karbonskega praga in idrijskega tektonskega jarka na območju normalnih plasti, kot jih poznamo v idrijski notranji narivni grudi med Kali- ščem in Rovtami. Srednjetriadni strukturni enoti loči urbanovec-zovčanov pre- lom. Poleg idrijske in tičenske notranje narivne grude sta z vrtinama 34/65 in 2/67 ugotovljeni tudi kanomeljska in čekovniška vmesna luska. Celotno ozemlje idrijskega in ljubevškega dela rudišča je bilo mogoče ob- delati po enotni strukturni zasnovi, kljub razlikam v stopnji raziskanosti posa- meznih delov. V primerjavi z 1. Mlakarjevo (1969, si. 1) interpretacijo pomenita novost veharški in zagodov triadni prelom, ki omejujeta južni prag v »talnini« rudišča (preseki 2, 3 in 4) in se jugovzhodno od tod, na južnem pobočju Tičnice in na severovzhodnem pobočju Govekarjevega vrha, pojavita tudi na površju (presek 7 in si. 22). Po golicah grödenskih plasti na Govekarjevem vrhu je I. Mlakar sklepal, da gre za podaljšek karbonskih skladov Tičnice, in je zato zahodni del Govekarjevega vrha prištel trnovskemu pokrovu, oziroma tičenski SI. 46. Prečni presek 11 Legenda na si. 49 Fig. 46. Transversal section 11 See fig. 49 for explanation Tektonski razvoj idrijskega rudišča 85 notranji narivni grudi. Narivna ploskev tičenske notranje narivne grude je torej na jugozahodni strani idrijskega preloma ohranjena le na Tienici, medtem ko bi na območju Govekarjevega vrha potekala nad sedanjim površjem. Poljančev prelom poteka od Govekarjevega vrha dalje proti jugovzhodu. Nad Barako se je dalo celo izmeriti vpad ene izmed prelomnih ploskev, ki povsem ustreza legi tega preloma v idrijskem delu rudišča. Ta sprememba je vidna tudi na karti (si. 22). Ekonomska ocena idrijskega orudenega območja Studij zgradbe idrijskega rudišča ima namen obnoviti tektonike skozi srednji in novi zemeljski vek do današnjih dni. Kljub časovnim presledkom med posa- meznimi fazami razvoja je zveza med njimi tesna. Poleg starejših prelomnih nezveznosti so vplivale na mlajše deformacije tudi predispondirane litološke meje, kar je skupaj z zaporedjem kompetentnih in nekompetentnih kamenin predstavljalo podlago za preučevanje tektonskih deformacij. Ta splošno znana načela so na Idrijskem pomagala razjasniti vrsto teoretskih problemov in dala odgovor tudi na vprašanje ekonomske ocene idrijskega rudišča kot celote. Na pregledni skici razvoja strukture rudišča (si. 47) je videti, da so oru- dene plasti idrijskega triadnega tektonskega jarka (si. 47 a) ostale sklenjene do sredine razvoja narivne zgradbe v staroterciarni fazi gubanja in narivanja (si. 47 b). Ko je nastala kanomeljska vmesna luska, se je ločil in zaostal južni del orudenega tektonskega jarka (si. 47 c). Imel je obliko klina, ki je bil najde- belejši v srednji coni rudišča, proti jugovzhodu pa vedno tanjši (si. 47 d). Obliko tega bloka se dá v grobih obrisih rekonstruirati; od si. 9 do si. 16 a je obdelan njegov debelejši del v prvotni in nagubani zgradbi rudišča, proti jugovzhodu pa je iz prečnih presekov od 2 do 10 razvidno, da se ni nikjer v »talnini« ohranil celotni stik orudenih karbonskih do langobardskih plasti tektonskega jarka z veharškim prelomom. Opisane kamenine so na veliki površini odrezane ob zgornji meji kanomeljske vmesne luske. Skupaj z zgornjo mejo kanomeljske vmesne luske se je razvila tudi narivna ploskev tičenske notranje narivne grude, ob kateri je odrezan večji del skladov severnega dela tektonskega jarka. Blok med novonastalo narivno ploskvijo in urbanovec-zovčanim prelomom je imel tudi obliko klina, ki je bil najdebelejši v vzhodni coni rudišča in se je izklinjal v srednji coni (si. 47 d). Velikost tega bloka se dá približno rekonstruirati iz prečnih presekov 2 do 10. Analogno kot ob veharškem prelomu se je tudi tu ohranil le manjši del triadnega stika ob urbanovec-zovčanovem prelomu, ki se v srednji coni rudišča naslanja n^a narivno ploskev tičenske notranje narivne grude in se od nje odcepi šele pri Urbanovcu in na Kališču. Staroterciarni fazi vodoravne razdelitve rudišča je sledila neotektonska faza vertikalnega prelamljanja (si. 47 e). Najprej sta se ob idrijskem prelomu ločila idrijski in ljubevški del rudišča, nato pa se je ob zalinem in lazarjevem prelomu dvignila zahodna cona rudišča. Prvotno enotno območje orudenih kamenin je bilo tako razkosano na pet blokov, omejenih s staroterciarnimi in strmimi neo- tektonskimi prelomi. Nekateri od teh so se ohranili, drugi pa so bili dvignjeni nad erozijski nivo in odneseni. Prostorske in kakovostne odnose med bloki je mogoče videti na si. 48. 86 Ladislav Placer Idrijski del rudišča (a) je ohranjen skoraj v celoti. Erodiran je le zgornji del jugovzhodnega območja v Likarici ter ob srednjem in spodnjem toku Lju- bevčnice tik pod narivno ploskvijo tičenske notranje narivne grude. Erodirane je bilo le okoli 10 "/o prvotne prostornine bloka. Južno območje tektonskega jarka (b), ki je zaostalo v času nastajanja kano- meljske vmesne luske, je verjetno ohranjeno v celoti, vendar je prekrito s skladi tičenske notranje narivne grude, nahaja pa se po vsej verjetnosti NNE od lju- bevškega dela rudišča. Razdaljo in globino bi bilo mogoče določiti po natančni strukturni obdelavi. Obstoj tega strukturnega bloka posredno dokazuje zgradba kanomeljske vmesne luske pod ljubevškim delom rudišča, kjer nastopajo tek- tonski odstružki orudenih karbonskih in zgornjepermskih plasti (preseka 8 in 9). Območje severnega tektonskega praga (c), ki je bilo porinjeno proti SSW skupaj s tičensko notranjo narivno grudo in nato dvignjeno ob zalinem prelo- mu nad erozijski nivo, je bilo v celoti odneseno. Ljubevški del rudišča (d) je ohranjen v celoti. Zahodna cona rudišča (e) je bila skoraj v celoti dvignjena ob lazarjevem in zalinem prelomu nad erozijski nivo; zato je skoraj povsem erodirana, le v jami se je ohranil njen neznaten del. Omenjeni bloki so v prvem stolpcu na si. 48 razvrščeni po prostornini, ki so jo imeli pred erozijo. Ljubevški del rudišča je obsegal 35 "/o prvotne orudene prostornine, idrijski pa 30 "/o, zahodna cona 20 "/o, talninski del rudišča 10 °/o in krovninski del 5 "/o. Idrijski del rudišča je vsekakor najpomembnejši po kakovosti rude in koli- čini živega srebra, saj je dal do konca leta 1973 okoli 105 000 ton Hg, oziroma ob začasnem prenehanju obratovanja meseca maja 1977 okoli 107 000 ton Hg. Glede na povprečne izgube, ki so po I. Mlakarju (1974) znašale okoli 27 "/o, je dal idrijski del rudišča doslej 145 000 ton Hg. Nakopana ruda je prva leta Legenda k si. 47 Explanation of fig. 47 SI. 47. Perspektivnost idrijskega orudenega območja z vidika tektonskega razvoja Fig. 47. Proper evaluation of ore occurrences within the Idrija district from the view point of structural evolution 88 Ladislav Placer SI. 48. Odnosi med strukturnimi bloki idrijskega rudišča Fig. 48. Interrelations of the structural blocks of the Idrija mercury deposit obratovanja vsebovala povprečno 17 Va Hg. Ta odstotek se je z leti zniževal; le izbrana bogata ruda (jeklenka) je vsebovala vedno do 60 "/o Hg, vendar je je bilo iz leta v leto manj. V idrijskem delu rudišča se je odkopavala ruda v vseh kameninah od kar- bonskega skrilavca do langobardskih piroklastičnih kamenin. Povprečno naj- večje količine bogate rude se nahajajo v langobardskih plasteh skonca, kjer je cinabarit singenetskega in epigenetskega izvora, visokoprocentna ruda epi- genetskega izvora pa se nahaja tudi v langobardskem konglomeratu, na kon- taktu med spodnjeskitskim meljevcem in spodnjeskitskim dolomitom, pod pe- ščenoskrilavimi vložki v spodnjeskitskem dolomitu, v zgornjepermskem dolo- mitu ter v zgornjeskitskem in anizičnem dolomitu. Singenetska in epigenetska ruda nista nepravilno razporejeni v prostoru, temveč sta vezani na triadne tek- tonske dovodne poti, pri čemer je treba upoštevati, da je bilo nakopičenje sin- genetske rude odvisno tudi od razmer med sočasnim odlaganjem usedlin (L. Placer in J. Car, 1977). Erodirana zahodna cona rudišča je po vsej verjetnosti vsebovala, za idrij- skim delom rudišča, največ živega srebra, ki je bilo nakopičeno v visoko- odstotni rudi v langobardskih in karbonskih kameninah severnega praga. Poleg tega je nastopala v njej tudi nižjeodstotna ruda v skitskih plasteh. Kakovost rude v tem bloku se dá sorazmerno dobro oceniti, saj je v idrijskem delu rudišča ohranjen manjši del zahodne cone. Po kakovosti rude je zahodni coni sledil erodirani krovninski del rudišča, ki je bil zgrajen iz karbonskih kamenin severnega praga in langobardskih, ani- zičnih, skitskih, permskih in karbonskih plasti tektonskega jarka. V tem delu rudišča je bilo največ rude v langobardskih in karbonskih plasteh severnega praga, ki predstavljajo nadaljevanje enakih plasti pod Prontom in Smukovim gričem. Zaradi oddaljenosti od najpomembnejših dovodnic, kot sta bila urba- novec-zovčanov in auerspergov prelom, je bila kakovost rude verjetno slabša od danes ohranjene, povsem mogoče pa je, da je bila enakovredna. Tektonski razvoj idrijskega rudišča 89 Ljubevško rudišče in po vsej verjetnosti ohranjeni talninski del rudišča vse- bujeta rudo enake kvalitete. V obeh blokih ni langobardskih plasti, kjer je lahko pričakovati bogatejšo singetsko rudo, temveč nastopajo le skitske in starejše kamenine z epigenetsko rudo okoli triadnih prelomov in pod ekran- skimi strukturami. Zaradi razlike v velikosti blokov je količina rude v ljubev- škem delu rudišča bistveno večja. Zadnja dva stolpca na si. 48 podajata le relativna razmerja o količini Hg in kakovosti rude v posameznih strukturnih blokih. Idrijsko rudišče kot celota je ob svojem nastanku vsebovalo okoli 250 000 do 300 000 ton živega srebra, kar ga uvršča na drugo mesto po nakopičenju te prvine na enem mestu, takoj za Almadenom. Vsebnost živega srebra v rudiščih po svetu na splošno upada. Zato bo idrijsko rudišče skupaj z ljubevškim zanimivo za odkopavanje v času velike uporabe živega srebra, v obdobju pomanjkanja surovine pa bo ekonom- sko upravičeno tudi iskanje talninskega dela rudišča. Ugodno strukturo zunaj idrijskega rudišča tvori v bližnji okolici le idrijski srednjetriadni tektonski jarek, kjer nastopajo območja z višjim odstotkom živega srebra, in cinabaritna ruda v Kurji vasi, ki jo je z geokemičnimi meto- dami odkril B. Berce leta 1961. Dalje proti vzhodu se jarek polagoma širi in plitvi, tako da s strukturnega vidika ni mogoče pričakovati večjih orudenih območij. Nad poljansko-blegoškimi nizi je povsem odnesen, kot tudi vzhodno od tod nad ljubljansko kotlino. Zahodno od Idrije se tektonski jarek izklinja, nadaljuje pa se urbanovec- zovčanov prelom, ki ga je mogoče slediti do Bošteta na Vojskarski planoti. Srednjetriadne plasti idrijske notranje narivne grude, v kateri se tektonski jarek nahaja, se zahodno in jugozahodno od Bošteta prevesijo v poševno gubo, nakar so pretrgane ob spodnji meji trnovskega pokrova. Nadaljujejo se v pre- kriti kanomeljski vmesni luski, ki ima obrnjeno lego. Strukturo, ki bi bila podobna tektonskemu jarku, bi bilo treba torej iskati v kanomeljski vmesni luski v smeri, kot je nakazana na si. 47 f. Nerešena vprašanja V tej razpravi so predstavljeni le regionalni in lokalni vidiki tektonskega razvoja idrijskega rudišča, niso pa obdelani strukturni elementi desetmetrskega in manjšega območja, ker predstavlja mikroanaliza naslednjo stopnjo struktur- nih raziskav. V tektonsko tako zamotanem območju, kot je idrijsko ozemlje, in po vsej verjetnosti tudi širši slovenski alpsko-dinarski prostor, je vsaka razlaga podatkov, dobljenih pri mikrostrukturni analizi, nesmotrna, če ni poznana glav- na tektonska zgradba z jasno določenim zaporedjem in naravo deformacij. V idrijskem rudišču in okolici je potrebno obdelati še: 1. razne vrste skrilavosti v kompetentnih in nekompetentnih kameninah, vezane na posamezne tektonske faze, oziroma na vrsto deformacij; 2. petrografske spremembe v obprelomnih conah in v območju gubanja; 3. nastanek in razširjenost usločenih in različno usmerjenih razpok (P. Bank Witz, 1965, 1966). S širšega vidika je treba preučiti vprašanje razmerja med staroterciarno narivno tektonsko fazo in neotektonsko fazo. Naplavina Alluvium Podar Rockfall Fils Flysch Sivi debeloplastoviti apnenec Gray thick -bedded limestone Temno sivi debeloplastoviti apnenec Dark gray thick-bedded .mestone Sivi plastoviti dolomit Gray bedded dolomite Temno sivi plastoviti apnenec Dark gray bedded limestone Skrilavec, lapor m peščenjak Shale, marl, and sandstone S/w zrnati plastoviti dolomit Gray bedded granular dolomite Crni plastoviti apnenec z roženci Black bedded limestone with chert Bell zrnati luknjićavi dolomit White porous granular dolomite Sivo zelem tuf m lufit z roženci Grayish green tuff and tuffite with chert Sivi apnenec Gray limestone Zgornji horizont skonča - Črni skrilavec m peščenjak Upper Skonča beds - Black shale and sandstone Sivi konglomerat Gray conglomerate Sivi dolomit Gray dolomite Spodnji horizont skonča - Črni skrilavec m peščenjak Lower Skonča beds - Black shale and sandstone Kaolinitne usedline Kaolinite beds Svetlo sivi dolomit Light gray dolomite Temno sivi lapornati apnenec Dark gray marly limestone Rdeče rjavi peščeni skrilavec Reddish brown sandy shale Sivi zrnati dolomit Gray granular dolomite Skrilavec, meljevec, peščenjak in oolitni apnenec Shale, siltstone, sandstone, and oolitic limestone Sivi peščenosljudnati dolomit Gray sandy micaceous dolomite Črni in sivi plastoviti dolom't Black and gray bedded dolomite Skrilavec, kremenov peščenjak in konglomerat Shale, quartz sandstone, and conglomerate Črni glinasti skrilavec, meljevec, peščenjak m konglomerat Black clayey shale, siltstone, sandstone and conglomerate Tektonski razvoj idrijskega rudišča 91 Sklep V razvoju idrijskega rudišča razlikujemo naslednje stopnje od srednjetriad- ne periode do današnjih dni: 1. Rudišče je nastalo v idrijskem srednjetriadnem tektonskem jarku, ki se je razvil v apikalnem delu brahiantiklinale v smeri W-E. Antiklinalna zgradba se je izoblikovala zaradi intruzije lakolita neznane sestave. Ob tektonskem SI. 49. Legenda k si. 22 in 34 do 46. (Nadaljevanje str. 92) Fig. 49. Explanation of figs. 22 and 34 to 46. (Continued on page 92) 92 Ladislav Placer jarku so se raztezali severni in južni prag ter severni in južni sedimentad j ski prostor. Z mehanskega vidika je v tej zgradbi izstopal širok severni prag iz nekompetentnih karbonskih kamenin, vsajen v kompetentne kamenine. 2. V staroterciarni narivni zgradbi idrijskega rudišča se odražajo širši in krajevni vplivi narivanja ter triadne zgradbe. Narivanje je potekalo poševno na os tektonskega jarka. Ob novonastali narivni ploskvi tičenske notranje narivne grude so se plasti severnega in južnega sedimentacijskega prostora sorazmerno kmalu pretrgale, medtem ko so se skladi zahodnega dela tektonskega jarka in severnega praga najprej nagubali in šele nato prelomili. Na območju rudišča je tako nastala v vzdolžni smeri omejena in v srednjem delu prevrnjena sin- klinala, ki se je najprej nagubala po pokončni osi, nato pa zasukala za pri- bližno 50" proti SSW. Zaradi nadaljnjega narivanja so se plasti na dnu gube ukrivile proti NNE; zato imajo v ljubevškem rudišču obrnjeno lego. 3. Narivna tektonika je prvotno enotno orudeno območje razdelila v vodo- ravni smeri na tri strukturne bloke. V talnini se je odtrgal in zaostal južni del srednjetriadnega tektonskega jarka, tj. talninski del rudišča, v smeri narivanja pa se je ob narivni ploskvi tičenske notranje narivne grude odtrgal južni del severnega praga, tj. krovninski del rudišča. 4. Neotektonski prelomi so na ožjem idrijskem območju v zvezi z nastan- kom idrijskega preloma. Zalin, poljančev, smukov, inzaghijev in drugi prelomi so nastali pozneje zaradi grbine v prelomni ploskvi idrijskega preloma; zato Triadni prelom, regeneriran v neotektonski fazi Triassic fault, renewed during neotectonic phase Triadni prelom, regeneriran v 3. razvojni fazi gube rudišča Triassic fault, renewed during the third phase in the development of the ore deposit fold Prelom 3. faze, regeneriran ob narivni ploskvi znotraj pokrova Fault of the third phase, renewed along the thrust plane within the nappe Prelom 7. faze, regeneriran v 3. razvojni fazi gube rudišča Fault of the first phase, renewed during the third phase in the development of the ore deposit fold Erozijsko-tektonska diskordanca Erosional tectonic unconformity Pravilna lego plasti True order of the succession of beds Obrnjena lega plasti Overturned beds Poševna in navpična prelomna ploskev Oblique and vertical fault plane Profitna črta Section line Vrtina Borehole Vrtina V profilu, izven profila Borehole along the section examined - beyond the section Jašek Shaft Jašek V profilu, izven profila Shaft along the section examined - beyond the section Vrh Peak Tektonski razvoj idrijskega rudišča 93 ležijo v prelomni coni idrijskega preloma. Premikanje blokov med temi prelomi je bilo odvisno od lege prelomnih ploskev in od smeri premikanja prelomnih kril idrijskega preloma. 5. Strmi neotektonski prelomi so narivno zgradbo rudišča razkosali na več blokov, in sicer tako, da je največji in najbogatejši del orudenega bloka raz- padel ob idrijskem prelomu na idrijski in ljubevški del rudišča ter na blok, dvignjen ob lazarjevem in zalinem prelomu (zahodna cona rudišča). 6. Studij tektonskega razvoja idrijskega rudišča je omogočil celovito oceno ekonomske vrednosti idrijskega orudenega območja. Glede na velikost in se- stavo posameznih orudenih strukturnih blokov je idrijsko rudišče ob nastanku vsebovalo okoli 250 000 do 300 000 ton živega srebra, kar ga uvršča na drugo mesto po nakopičen j u te prvine na enem mestu, takoj za Almadenom. Danes so ohranjeni idrijski, ljubevški in verjetno tudi talninski del rudišča, medtem ko sta krovninski del in zahodna cona rudišča erodirana. Literatura Bankwitz, P. 1965, Uber Klüfte, I. Beobachtungen im Thüringischen Schiefer- gebirge. Geologie 14/3, 241—253, Berlin. B a n k w i t z , P. 1966, Über Klüfte, II. Die Bildung der Kluftfläche und eine Systematik ihrer Strukturen. Geologie 15 8, 896—941, Berlin. Berce, B. 1960, Method and Results of Geochemical Investigation of Mercury. Int. Geol. Congr., XXI Session, 65—74, Copenhagen. Berce, B. 1962, The Problem on Structure and Origin of the Hg Ore-Deposit Idrija. Rend. Soc. Min. Ital. XVIII, Ч—20, Pavia. Berce, B. 1963, Die mitteltriadische (vorladinische) Orogenèse in Slowenien. N. Jb. Geol. Paläont. Mh. 3, 141—151, Stuttgart. B u s e r , S. 1968, Osnovna geološka karta SFRJ, hst Gorica, 1 : 100 000. Zvezni geološki zavod, Beograd. Buser, S., Grad, K. & Pleničar, M. 1967, Osnovna geološka karta SFRJ, list Postojna, 1 : 100 000. Zvezni geološki zavod, Beograd. Colbertaldo, D. 1955, Osservazioni microscopiche sugli specchi di faglia. Rend. Soc. Min. Ital. XI, 2—4, Pavia. C a d e ž , F. 1980, Najmlajše diskordantne sedimentne kamenine na karbonskih plasteh v Idriji. Geologija 23/2, 163—172, Ljubljana. Gladkov, V. G. Г967, O strukturnyh formah projavlenija razryvnyh naru- šenij. Doki. Akad. nauk SSSR, 172, 5, Moskva. Grad, K. & Ferjančič, L. 1974. Osnovna geološka karta SFRJ, list Kranj, 1 : 100 000. Zvezni geološki zavod, Beograd. Koide, H. & Bhattacharji, S. 1977, Geometric patterns of active strike- slip faults and their significance as indicators for areas of energy release. V knjigi Energetics of geological processes, 46—66, Springer-Verlag, New York, Heidelberg, Berlin. Kossmat, F. 1911, Geologie des idrianer Quecksilberbergbaues. Jb. geol. R.-A. LXI, 2, 339—383, Wien. K r o p a Č , J. 1912, Über die Lagerstättenverhältnisse des Bergbaugebietes Idria. Berg-Hm. Jb. LXX, 2, 3—52, Wien. Kušnarev, I. P. 1960, Opredelenie napravlenij i amplitud peremeščenij po razryvam. Osnovnye voprosy i metody izučenija struktur rudnyh polej i mestoroždenij, 171—239, A. N. SSSR, Gosgeoltehizdat, Moskva. Leonov, M. G. 1970, Harakter razryvnyh narušenij v zonah nadvigov. Geo- tektonika 1, 82—89, Moskva. 94 Ladislav Placer Limanowski, M. 1910, Wielkie przemieszczenia mas skalnych w Dynarydach kolo Postojny. Roz. Wydz. mat.-przyr. Akad. Um., Serye III, 10, 109—171, Krakow. Lipoid, M. V. 1857, Bericht über die geologischen Aufnahmen in Ober-Krain im Jahre 1856. Jb. geol. R.-A. VIII, 205—234, Wien. Lipoid, M. V. 1874, Erläuterungen zur geologischen Karte der Umgebung von Idria in Krain. Jb. geol. R.-A. XXÍV, 425—456, Wien. Mlakar, I. 1964, Vloga postrudne tektonike pri iskanju novih orudenih con na območju Idrije. Rudarsko-metalurški zbornik 1, 19—25, Ljubljana. Mlakar, I. 1967, Primerjava spodnje in zgornje zgradbe idrijskega rudišča. Geologija 10, 87—126, Ljubljana. Mlakar, I. 1969, Krovna zgradba idrijsko žirovskega ozemlja. Geologija 12, 5—72, Ljubljana. Mlakar, L 1974, Osnovni parametri proizvodnje rudnika Idrija skozi stoletja do danes. Idrijski razgledi XÍX, 3—4, 1—40, Idrija. Mlakar, I. & Drovenik, M. 1971, Strukturne in genetske posebnosti idrijskega rudišča. Geologija 14, 67—126, Ljubljana. Nevskij, V. A. 1967, O vnutrennem stroenii razlomov. Geotektonika 1, 83—95, Moskva. Pilz, A. 1915, Das Zinnobervorkommen von Idria in Krain unter Berücksichti- gung neuerer Aufschlüsse, Glückauf 44, 1057—1071; Glückauf 45, 1081—1091; Glückauf 46, 1105—1115, Wien. Placer, L. 1973, Rekonstrukcija krovne zgradbe idrijsko žirovskega ozemlja. Geologija 16, 317—334, Ljubljana. Placer, L. 1976, Strukturna kontrola epigenetskih rudnih teles v idrijskem rudišču. Rudarsko-metalurški zbornik 1, 3—30, Ljubljana. Placer, L. 1980, Tektonski razvoj idrijskega rudišča. Disertacija, Univerza Edvarda Kardelja, Fakulteta za naravoslovje in tehnologijo, Ljubljana. Placer, L. 1981, Geološka zgradba jugozahodne Slovenije. Geologija 24/1, 27—60, Ljubljana. Placer, L. & Car, J. 1974, Problem podzemeljske razvodnice Trnovskega gozda. Križne gore in Crnovrške planote. Acta carsologica Vi, 79—93, Ljubljana. Placer, L. & Car J. 1975, Rekonstrukcija srednjetriadnih razmer na idrij- skem prostoru. Geologija 18, 197—209, Ljubljana. Placer, L. & Car, J. 1977, Srednjetriadna zgradba idrijskega ozemlja. Geo- logija 20, 141—166, Ljubljana. Premru, U. 1980, Geološka zgradba osrednje Slovenije. Geologija 23/2, 327—378, Ljubljana. Ramsay, J. G. 1967, Folding and fracturing of rocks. McGraw-Hill Book Com- pany, New York, San Francisco, St. Louis, Toronto, London, Sydney. Romagnoli, P. L. 1966, Contributo alla conoscenza del giacimento die Raibl. Atti del S'ymposyum internazionale sui giacimenti minerari delle Alpi 1, 135—147, Trento. Safranovskij, I. I. & Plotnikov, L. M. L. 1975, Simetrija v geologu. Nedra, Leningrad. Šatagin, N. N. 1970, Novye dannye o geologičeskoj strukture Korbalihinskogo polimetalličeskogo mestoroždenija na Rudnom Altae. Vest. Moskov. univ. 1, 45—49, Moskva. Zeller, M. 1970, Tektonik, Gebirgschläge und Vererzung im Blei-Zinkbergbau Raibl (Cave del Predil), Italien. Disertacija, Berlin. GEOLOGIJA 25 1, 95—126 (1982), Ljubljana UDK 521.24(497.12)=863 Geološka zgradba južne Slovenije Geologic structure of southern Slovenia Uroš Premru Geološki zavod, 61000 Ljubljana, Parmova 33 Kratka vsebina Strukturno-facialna slika južne Slovenije kaže na dve glavni tektonski enoti; prva je nedeljiva enota Južnih Alp in Zunanjih Dinaridov, druga je južnopanonski masiv. Južne Alpe in Zunanji Dinaridi pripadajo epigeo- sinklinali kontinentalne jadranske plošče, medtem ko je južnopanonski masiv del prehodne oceanske plošče. Plošči loči transformni zagrebški prelom. Njegova intenzivnost narašča proti severovzhodu, v obratni smeri pa upada in preneha. Terciarne strukturno-facialne cone leže v panonski kadunji poševno na mezozojskih strukturno-facialnih conah, na jadran- skem prostoru pa vzporedno. Abstract From the structure-facies analysis it is clearly seen that southern Slo- venia broadly consists of two main tectonic units: firstly, of an indivisible unit of the Southern Alps and the Outer Dinarides, and secondly of the Southern Pannonian massif. The latter is related to an oceanic plate of transitional character, and the former to the continental Adriatic plate. Both the continental and the oceanic plate are offset along the Zagreb fault, the activity of which increases toward northeast, but becomes gra- dually weaker toward southwest i. e. toward the Outer Dinarides where it appears to die out. In the Pannonian Basin Tertiary structure-facies zones do not conform to the dip and strike of the underlying Mesozoic structure-facies units, whereas both the overlying and underlying zones are parallel in the Adriatic Basin. Vsebina Uvod.............................. 96 Dosedanje raziskave........................ 97 Strukturno-facialne enote alpidskega geosinklinalnega ciklusa........ 98 Južne Alpe.......................... lOO Mejna cona med Južnimi Alpami in Zunanjimi Dinaridi........ 100 Zunanji Dinaridi........................ 104 Južnopanonski masiv...................... 110 Narivna in nagubana zgradba.................... 111 96 Uroš Premru Narivna zgradba Južnih Alp................... 114 Narivna zgradba Zunanjih Dinaridov................ 114 Jugovzhodna balatonska narivna zgradba.............. 116 Severozahodna balatonska narivna zgradba............. 116 Dinarsko-balatonska narivna zgradba................ 116 Panonska nagubana zgradba ................... 118 Strukturno-facialne enote in tektonika plošč............... 118 Sklep.............................. 121 Literatura............................ 123 Uvod V prvi fazi raziskav geološke zgradbe Slovenije sem obravnaval osrednjo Slovenijo, v drugi fazi pa sedaj poskušam pojasniti glavne strukturne elemente južne Slovenije. Zaradi boljše interpretacije sem preučil tudi sosednje hrvatsko ozemlje med Zumberkom in Medvednico. Glavni elementi zgradbe so tudi v južni Sloveniji prelomi, narivi in gube, ki se nadaljujejo na Hrvatsko. S facial- nimi analizami sem razvrstil strukturno-facialne enote v cone in podcone. Ozemlje obsega list Novo mesto ter dele listov Zagreb, Črnomelj in Delnice. Lista Novo mesto in Zagreb sta že tiskana, o neobjavljenih podatkih z listov Črnomelj in Delnice sem se posvetoval z geologi M. Cakalom, M. Poljakom in S. Dozetom, ki so mi dali na voljo rokopisne karte. Za navezavo na list Rogatec pa mi je pomagal s podatki B. Aničič. J. Cajhen in M. Karer sta sodelovala pri izdelavi risb. Na strukturno-facialni karti, palinspastični karti in pri narivni zgradbi sem zaradi zveze z osrednjo Slovenijo in zaradi nekaterih manjših dopol- nitev prikazal v severozahodnem delu kart tudi geološko zgradbo, ki sem jo podal že v prejšnjem članku (U. Premru, 1980). Nadrobno pa tega dela ozemlja ne opisujem ponovno. V facialni analizi sem upošteval sedimente alpidskega geosinklinalnega ci- klusa, pri interpretaciji narivne zgradbe pa tudi sedimente tardigeosinklinalnega in predalpidskega ciklusa. Večji del ozemlja pokrivajo mezozojske kamenine alpidskega geosinklinalnega ciklusa; facialno so najbolj pestre in dokaj dobro preučene. Rezultat sinteze zbranih podatkov je strukturno-facialna karta con in pod- con. Pri sestavljanju karte o zgradbi se je pokazalo, da nas dosedanji lokalni dokazi o narivanju lahko privedejo do popolnejše slike večfaznega narivanja v južni Sloveniji. Posebno zanimivo je novo ugotovljeno narivanje okoli zagreb- škega preloma. Težave so nastopile pri poimenovanju posameznih narivov, ker so geologi na različnih delih ozemlja dajali istim narivom različna imena. V raz- pravi predlagam novo, enotnejše poimenovanje. Narivi so prvotno razporeditev mezozojskih strukturno-facialnih con in pod- con premaknili v drugoten položaj. Za palinspastično razvitje sem uporabil eno- staven papirni model. Palinspastično razvitje, facialna analiza, prvotna razporeditev strukturno- facialnih con, tipi sedimentaci j e in magmatski pojavi so dragocen podatek za interpretacijo ozemlja na podlagi teorije o tektoniki plošč, saj leži naše ozemlje na zanimivem stiku kontinentalne plošče Južnih Alp in Zunanjih Dinaridov, prehodne oceanske plošče južnopanonskega masiva in oceanske plošče ofiolitne cone. Spremembe v sedimentaciji na posameznih ploščah so posledica horizon- talnih premikanj plošč in istočasnih vertikalnih premikanj na ploščah. Geološka zgradba južne Slovenije 97 Dosedanje raziskave Področje južne Slovenije je bilo tektonsko le malo obravnavano. Omenil bom le nekaj najpomembnejših del, ki so bistveno prispevala k poznavanju struktur- nih odnosov na ozemlju južne Slovenije in delu severovzhodne Hrvatske. Struk- turno-facialnih analiz in sintez je zelo malo. Obravnavajo le posamezna manjša področja. Se manj je znanega o narivni zgradbi, saj so do nedavnega smatrali, da v tem delu Slovenije in Hrvatske ni narivov. Tudi detajlnih študij o tektoniki plošč ni na voljo. S tektonike Krškega hribovja. Orlice, Medvednice in Samoborskoga gorovja se je bavil D. Gorjanović-Kramberger (1907, 1922, 1924). Ugotovil je potek zagrebškega preloma in mejo med alpskim nizom in »orientalnim kop- nem« na severozahodni strani Medvednice. J. Poljak (1911) in M. Salo- pe k (1914) sta se pri tektonski interpretaciji severne Hrvatske oprla na Gorja- novičevo delo. F. Kossmat (1913) je ločil v južni Sloveniji nagubane mezo- zojske kamenine z osmi gub v dinarski in alpski smeri. Dokaj dobro je določil mejo panonskega masiva. F. Koch (1924) je štel ozemlje severne Hrvatske do Drave k Dinaridom. Kossmatove in Winklerjeve (1923) podatke je uporabil I. Rakovec (1956) pri pregledu geološke zgradbe Slovenije. V južni Sloveniji je potegnil mejo med Južnimi apneniškimi Alpami in Dinaridi po južnem obodu Krškega hribovja in dalje proti vzhodu v dolino Temenice. Za obe tektonski enoti je navedel, da sta s prelomi razdeljeni na grude. M. Hera k (1956) je pisal o geološki zgradbi Samoborskega gorovja. Posebno je pomembno M. Pleničarjevo delo (1970) o faciesih krednih plasti na Primorskem in Notranjskem. O narivni zgradbi različnih območij Dolenjske sta poročala C. Slebinger (1963) in C. Germovšek (1961). S. Bus er (1976) je pri tektonski razde- litvi jugozahodne Slovenije prikazal prelome in nagubano zgradbo. M. Pleni- čar in U. Premru (1975) sta opisala paleogeografski razvoj ozemlja v me- zozojski eri z vidika geosinklinalne teorije. V razlagi k listu Novo mesto sta dve leti nato razlikovala narive in nagubano zgradbo. K. Sikić & O. Bäsch (1975) in K. Sikić, O. Bäsch & A. Si- mun i ć (1979) so podali narivno zgradbo in paleogeografski razvoj Medved- nice, Samoborskega gorovja, Zumberka in Gorjancev. Stratigrafske in paleogeo- grafske razmere tega področja so obravnavali M. Herak (1974), L. Babic (1974, 1975, 1976), L. Babic, I. Gušić, D. Nedëla-Devidé (1973) in J. Zupanić (1976). S tektonsko rajonizacijo so se ukvarjali B. Sikošek in B. Maksimo- vić (1975), B. Sikošek in M. Vukašinović (1975), B. Sikošek (1958, 1974), B. Cirić (1974), M. Dimitrijevič in M. N. Dimitri- je vic (1975), M. D. Dimitrijevič (1979), S. Vukašinović (1975), J. Pamič (1975), V. Aleksić in sodel. (1979) in P. Miljuš (1972, 1973, 1976, 1978). V glavnem so ločili Notranje in Zunanje Dinaride. M. D. Dimitrijevič in M. N. Dimitrijevič (1975) sta označila zagreb- ško cono kot geomagnetno anomalijo. Jugovzhodno od nje sta ločila dva pasova heterogene tektonske zmesi: ofiolitnega in vardarskega. Pojem No- tranjih Dinaridov po njunem mišljenju ni potreben. M. D. Dimitrijevič 7 — Geologija 25/1 98 Uroš Premru (1974) je ločil NW od zagrebške cone Julijske Alpe in Posavske gube kot frontalni del Dinaridov proti Alpam. SE od zagrebške cone je imenoval tektonsko enoto slavonsko-sremski blok z diskordantnimi triadnimi kameninami na paleozojski podlagi, ter s serpentiniti in senonskim flišem. Proti SW prehaja slavonsko- sremski blok v ofiolitni pas, ki se nadaljuje v liško-dinarski pas Zunanjih Dinaridov. S. Vukašinović (1975) je označil zagrebški prelom in ožji del ofiolitne cone kot osnovni globinski prelom. SE od zagrebškega preloma je ločil Panonide in slavonsko-sremsko cono Notranjih Dinaridov. J. P amie (1975) je opozoril na pomen transformnih prelomov v Notranjih Dinaridih, med drugim tudi na zagrebški prelom, ki ga je imenoval kot prečni prelom Zagreb-Balaton. B. Sikošek in M. Vukašinović (1975) sta štela k Notranjim Dinaridom Posavske gube, cono ugreznjenih in dvignjenih grud ter ofiolitno cono. Proti SW prehajajo Notranji Dinaridi v centralno dinarsko cono, ki ji sledi nariv Visokega Krasa v Zunanjih Dinaridih. V. Aleksič s sodel. (1974) je opisal tipe litosfere SE od zagrebškega preloma. H kontinentalni litosferi je prišteval južnodinarski pas, oziroma jadranski masiv, k oceanski litosferi severnodinarski pas, oziroma ofiolitno cono, k prehodni oceanski litosferi pa makedonsko-panonski pas. V zvezi s tektoniko plošč so omenjali obravnavano ozemlje E. Hadži s sodel. (1974), B. Cirić (1974), M. Ilič (1974), H. Laubscher, D. Bernoulli (1977), M. Boccaletti, G. Guazzone (1972, 1974, 1977), J. E. T. Cha- nell, F. Horvath (1976), J. F. Dewey s sodel. (1973) idr. P. C ele t (1977) je na kratko obravnaval strukturno-facialne enote Zunanjih Dinaridov: predfurlansko podcono, furlansko cono in monfalconsko podcono. Vse je štel k Visokemu Krasu. Opiral se je na dela J. Auboina s sodel. (1970), M. C o u s i n a (1970) in P. M i 1 j u š a (1972). Predfurlansko podcono je primerjal s predkraško podcono, oziroma notranjim robom Visokega Krasa, monfalconsko podcono z enotami zunanje kraške podcone po J. Chorowiczu (1975), ozi- roma s preddalmatinsko podcono poR. Blanchetu (1974) in sinklinorijem Ravni kotari po P. M i 1 j u š u (1972). Strukturno-facialne enote alpidskega geosinklinalnega ciklusa Preučil sem značilnosti in zakonitosti sedimentacije v južni Sloveniji skozi vso mezozojsko ero. Razlikoval sem večje enote — cone in manjše — podcone. V conah se odraža značilno zaporedje sedimentacije skozi daljše obdobje, ali pa se ponavljajo določene značilnosti v posameznih dobah. Podcone kažejo na določeno posebnost v sedimentaciji v krajši dobi in se zato ločijo od sosednjih podcon. Strukturno-facialne enote imajo obliko pasov. V terciarni periodi se je ozemlje južne Slovenije močno dislociralo ob desnih transkurentnih prelomih ter zaradi večfaznega gubanja in narivanja. Prvotni razpored strukturno-fa- cialnih enot je prišel v nepravilen položaj. Ponekod so se med grudami in v narivih ohranili prehodi med strukturno-facialnimi enotami kot pobočne cone, kjer faciesi ene enote jezičasto prehajajo v faciese sosednje enote. Po- bočne cone so izhodišče za rekonstrukcijo prvotne zgradbe. Na ozemlju južne Slovenije in dela Hrvatske razlikujemo strukturno-facialne enote Zunanjih Dinaridov, Južnih Alp in južnopanonskega masiva. Enote Zu- Geološka zgradba južne Slovenije 99 nanjih Dinaridov in južnega dela Južnih Alp se nadaljujejo v južno Slovenijo iz osrednje Slovenije (U. Premru, 1980). Na jugozahodu Zunanjih Dinaridov se priključijo furlanski coni tri nove podcone: kočevska, clauzettska in severno- istrska. Posebne facialne razmere pa kaže južnopanonski masiv. Prvotna raz- poreditev con je vidna na palinspastični skici (si. 1), današnja razporeditev pa na strukturno-facialni karti (si. 2). SI. 1. Prvotna razvrstitev strukturno-facialnih con in podcon v južni Sloveniji Fig. 1. Original distribution of the structure-facies zones and subzones in Southern Slovenia Južne Alpe: 1 gorenjska cona — zagorska podcona Mejna cona med Južnimi Alpami in Zunanjimi Dinaridi: 2 ljubljanska cona Zunanji Dinaridi: 3—4 idrijska cona, 3 zasavska podcona,4 kanomeljska podcona, .5-6-7-8-9-10 furlanska cona, 5 trebanjska podcona, 6 dolenjska podcona, 7 notranjska podcona, 8 kočevska podcona, 9 clauzettska podcona, 10 severnoistrslca podcona Južnopanonski masiv: 11 Transformni prelomi: M krški, N žumberški, O zagrebški, P podvoloveljski The Southern Alps: 1 Upper Carniola zone — Zagorje subzone Boundary zone between the Southern Alps and Outer Dinarides: 2 Ljubljana zone The Outer Dinarides: 3-4 Idrija zone, 3 Zasavje subzone, 4 Kanomlja subzone, 5-6-7-8- 9-10 Friuli zone. 5 Trebnje subzone, 6 Lower Carniola subzone, 7 Inner Carniola subzone, 8 Kočevje subzone, 9 Clauzetto subzone, 10 Northern Istria subzone Southern Pannonian massif: il Transform faults: M Krško, N Zumberak, O Zagreb, P Podvolovljek 100 Uroš Premru Južne Alpe Na skrajnem severovzhodnem delu ozemlja se razteza najjužnejša struk- turno-facialna enota Južnih Alp — zagorska podcona, ki pripada gorenjski coni. Na površju je ohranjeno le malo kamenin (si. 3). Ladinski stopnji pripada keratofirski tuf pri Krškem, spodnji kredi pa pelagično-turbiditni sedimenti s plastmi laporja, glinastega skrilavca in lapornega apnenca na Orlici. Zgornja kreda obsega karbonatno-flišne sedimente cenomanske do senonske stopnje (K. Sikić s sodel., 1979). Na pobočju prehajajo jeziki ladinske tufske sedimen- tacije v dolomit ljubljanske cone. Mejna cona med Južnimi Alpami in Zunanjimi Dinaridi Mejno cono predstavlja dokaj stabilni karbonatni self med anizično stopnjo in serijo lias. V ladinski stopnji in spodnji juri je ločil dve izrazito labilni območji, evgeosinklinalno območje Južnih Alp na severovzhodu in miogeosin- klinalno območje Zunanjih Dinaridov na jugozahodu. Stabilno vmesno območje je ljubljanska cona. SI. 2. Strukturno-facialna karta južne Slovenije Fig. 2. Structure-facies map of Southern Slovenia Alpidski geosinklinalni ciklus: Južne Alpe: 1 gorenjska cona, zagorska podcona Mejna cona med Južnimi Alpami in Zunanjimi Dinaridi: 2 ljubljanska cona Zunanji Dinaridi: 3-4 idrijska cona, 3 zasavska podcona, 4 kanomeljska podcona, 5-6-7-8-9-10 furlanska cona. 5 trebanjska podcona, 6 dolenjska podcona, 7 notranjska podcona, 8 kočevska podcona, 9 clauzettska podcona, 10 severnoistrska podcona Južnopanonski masiv: 11 Alpidski tardigeosinklinalni ciklus: 12 terciarni sedimenti Zunanjih Dinaridov, 13 terciarni sedimenti panonske kotline Alpidski postgeosinklinalni ciklus: 14 pliokvartarne udorine Predalpidski geosinklinalni ciklus: 15 mladopaleozojski sedimenti Zunanjih Dinaridov, 16 paleozojske kamenine južnopanonskega masiva Prednarivni prelomi: L transkurentni, M krški transformni, N žumberški transformni, O zagrebški transformni Alpine géosynclinal cycle: The Southern Alps: 1 Upper Carniola zone — Zagorje subzone Boundary zone between the Southern Alps and Outer Dinarides: 2 Ljubljana zone The Outer Dinarides: 3-4 Idrija zone, 3 Zasavje subzone, 4 Kanomlja subzone, 5-6-7-8- 9-10 Friuli zone, 5 Trebnje subzone, 6 Lower Cariiola subzoie, 7 Inner Carniola subzone, 8 Kočevje subzone, 9 Clauzetto subzone, 10 Northern Istria subzone Southern Pannonian massif: 11 Alpine tardy-geosynclinal cycle: 12 Tertiary deposits of the Outer Dinarides, 13 Ter- tiary deposits of Pannonian basin Alpine post-géosynclinal cycle: 14 Plio-Quaternary subsidence Pre-Alpine géosynclinal cycle: 15 Late Paleozoic deposits of the Outer Dinarides, 16 Paleozoic rocks of Southern Pannonian massiff Fault older than overthrusting: L Transcurrent fault, M Krško transform fault, N Zumberak transform fault, O Zagreb transform fault 102 Uroš Premru Ljubljanska cona. Ohranjena je v Krškem hribovju, na Gorjancih, v Zumberku in na Zakićnici. Karbonatno-šelfni sediment srednje in zgornje triade je dolomit (si. 3). Z gotovostjo je do sedaj dokazana le zgornja triada (K. Sikić s sedel., 1979). Na Gorjancih in v Zumberku verjetno pripada ladinski stopnji stromatolitni dolomit in beli kristalasti dolomit s slabo ohranjenimi diplopo- rami, noriški in retski stopnji pa glavni dolomit s stromatoliti, izsušitvenimi SI. 3. Stratigrafske lestvice gorenjske, ljubljanske, idrijske in furlanske cone (Legenda na si. 5) Fig. 3. Columnar sections of the Upper Carniola, Ljubljana, Idrija, and Friuli zones (Please see fig. 5 for explanation) Geološka zgradba južne Slovenije 103 i SI. 4. Stratigrafske lestvice furlanske cone in južnopanonskega masiva (Legenda na s. 5) Fig. 4. Columnar sections of the Friuli zone and Southern Pannonian massif (Please see fig. 5 for explanation) 104 Uroš Premru porami in nadplimskim konglomeratom, ki so nastali v zaprtem šelfu (M. P 1 e - nič ar & U. Premru, 1975). Triadne plasti so debele prek 1000 m. Na zgornjetriadnem dolomitu leže konkordantno plasti liasa in doggerja, ki se- stoje iz neritičnega apnenca, dolomita in dolomitiziranega apnenca z redkimi foraminiferami in algami. V spodnjem liasu se nahajata ponekod breča in kondenzirani sediment. Srednjemu liasu pripadajo različki apnenca z bogato mikrofavno. Apnenec je navadno dolomitiziran. Plasti zgornjega liasa in doggerja sestoje iz dolomita in oolitnega apnenca (K. Sikić s sedel., 1979). V spodnji in srednji juri je torej prevladoval odprti self z občasnimi oolitnimi plitvinami. Na prehodu iz doggerja v malm se je pričel karbonatni self ugrezati; postopno se je oblikovala karbonatna miogeosinklinala. Malmske plasti so pelagične. Sestoje iz mikritnega in biomikritnega apnenca z vložki radiolarijskega roženca. Na pobočju je nastala intraformacijska breča. V spodnjem malmu je še pri- hajal material z mikrof osili s postopno uničenega karbonatnega self a, v zgor- njem malmu pa je bil dotok prekinjen; sedimentirala sta se pelagični tankopla- stoviti mikrit in roženec z redkimi vložki laporja. Apnenec vsebuje kalpionele. Ponekod leže malmske plasti diskordantno na zgornjetriadnem dolomitu. Spod- nje in srednjejurske plasti so debele do 150 m, ponekod pa dosežejo komaj meter debeline. Verjetno gre za kondenzirano sedimentaci j o. Malmske plasti so debele 60 m. Vsebujejo plasti roženca, debele do 10 m (L. Babic, 1974; K. Sikić s sedel., 1979). Zgornjekredna flišna transgresija se je pričela ponekod v turonu, drugod v senonu, proti zagorski podceni pa že v cenomanu. Zunanji Dinaridi Iz osrednje Slovenije se nadaljujeta v južno Slovenijo in Žumberak obe coni Zunanjih Dinaridov: idrijska in furlanska. Idrijska cona. Vzhodni del idrijske cone, tj. zasavska podcona, sega v južno Slovenijo do zagrebškega preloma. Zasavska podcona. Razprostira se severno od Mirne na Dolenjskem v dolskem narivu, v Krškem hribovju, na Gorjancih in v Zumberku. Najsta- rejše so spodnjetriadne plasti (si. 3), ki sestoje v spodnjem delu iz zelenega, rdečega in rjavega sljudnega meljevca in peščenjaka z vmesnimi plastmi ap- nenca in oolitnega apnenca, v zgornjem pa iz črnega apnenca, rjavega laporja in lapornega dolomita. Debelina profila znaša okoli 150 m. Sedimenti so se usedali na epikontinentalnem šelfu v sublitoralu in supralitoralu. Skitska serija se konkordantno nadaljuje v spodnjeanizične plasti; zanje je značilen plastoviti dolomit karbonatnega šelfa. Debel je 100 do 200 m. V zgornjem anizu in spodnjem ladinu je prevladovala v zasavski podceni miogeosinklinalna sedimentaci j a breče, konglomerata, laporja, glinastega skri- lavca, lapornega dolomita, črnega apnenca in sivega dolomita. Plasti vsebujejo vložke roženca, tufa in tufita in leže ponekod diskordantno na anizičnem do- lomitu, drugod na skitskih plasteh. Danes so ohranjni na površju v glavnem sedimenti pobočja med karbonatnim šelfom ljubljanske cone in miogeosinkli- nalnim jarkom zagorske podcone. Pobočna cona je široka okoli 6 km. V njej najdemo plasti in leče pelagičnih sedimentov med plastovitim dolomitom s stre- Geološka zgradba južne Slovenije 105 matoliti. Leče sestoje iz lapornega apnenca in dolomita, laporja, glinastega skrilavca, tufskega peščenjaka, breče, tufa, tufita in radiolarljskega roženca. Kamenine so delno okremenele. V spodnjem delu profila so našli pri Selah amonite iz ilirske podstopnje (O. Kühn & A. Ramovš, 1965), v zgornjem delu profila pa školjko Daonella lommeli iz langobardske podstopnje (M. Ple- ničar & U. Premru, 1977). Plasti so debele okoli 150 m. V zgornjem ladinu prevladuje neritični kristalasti dolomit s slabo ohra- njenimi diploporami. Nastal je na stabilnem karbonatnem šelfu. Dolomit se zvezno nadaljuje v zgornjo triado. Zgornjetriadni dolomit je nastal v zaprtem šelfu; vsebuje stromatolite in izsušitvene pore. Vzhodno od Trebnjega prehaja zgornjetriadni dolomit v apnenec, ki dalje proti zahodu povsem prevlada. Zgornjetriadni dolomit je debel okoli 300 m. Spodnje jurski sedimenti so bili odloženi konkordantno na zgornjetriadnem dolomitu. Njihovi erozijski ostanki v Zumberku (K. S i k i ć s sodel., 1979) sestoje iz apnenca in dolomita. Ponekod pa leže na triadnem dolomitu diskordantno najprej spodnjekredni pelagično- turbiditni sedimenti, nato pa zgornjekredni fliš. Po L. Babicu (1973, 1974) se je na področju Žumberka in Čateža transgresija pričela med zgornjim titonom in valanginijem z menjavanjem pelagičnega aptihnega apnenca in ap- nenega turbidita. Turbiditi vsebujejo odlomke apnenca, ki izvirajo iz karbonat- nega šelfa. Med hauterivijsko in cenomansko stopnjo so se sedimentirali poleg karbonatnih tudi nekarbonatni terigeni drobci (kremen, sljuda, glinenci, sili- katni minerali), ki imajo svoj izvor v dvignjenih grudah miogeosinklinalnega jarka. V turonski in senonski stopnji se je sedimentiral pravi in karbonatni fliš s pelagičnimi globigerinami. Furlanska cona. Njeno območje je predstavljalo v večjem delu me- zozojske ere stabilni karbonatni self. Po mišljenju večine geologov se Zunanji Dinaridi prično šele s furlansko cono. Razdelili smo jo na več podcon glede na migracijo pobočne cone proti SW in s tem pogojene facialne razlike v jurski in kredni periodi, v manjši meri pa tudi v zgornji triadi. J. Aubouin s sodel. (1970) in M. Cousin (1970) sta štela furlansko cono k Južnim Alpam. V za- hodni Sloveniji so jo delili od NE proti SW v predfurlansko, oziroma pred- kraško podcono, notranji rob, ter interno, srednjo in eksterno podcono. Interna in srednja podcona sta identični s cono Visokega Krasa, eksterna podcona pa s severnoistrsko podcono, ki je ekvivalent dalmatinske cone in pripada Dina- ridom. Predfurlanska podcona je identična s predkraško podcono Dinaridov. Severozahodni del predfurlanske podcone pripada gorenjski coni Južnih Alp, jugozahodni del pa delno idrijski in delno furlanski coni (U. Premru, 1980). Trebanjska podcona. Mezozojski profil se prične s skitsko serijo (si. 3). Na epikontinentalnem šelfu so se odlagali v litoralu in supralitoralu z evaporitnimi lagunami kremenov pesek in melj s križno plastovitostjo, lapor, dolomit, apnenec, oolitni apnenec, skrilavec in sadra. Debelina plasti znaša do 350 m. V spodnjem anizu je nastal 200 m debel dolomit z izsušitvenimi porami na dokaj stabilnem karbonatnem šelfu. V zgornjem anizu in spodnjem ladinu je bila sedimentacija podobna kot v zasavski podceni — breča, konglomerat, apnenec, dolomit, lapor, skrilavec, peščenjak, meljevec, tuf in tuf it. Pri Go- renjem Mokronogu je bila sedimentacija v fassanski podstopnji kondenzirana (K. Krivic & U. Premru, 1976). V zgornjem ladinu se je ponovno 106 Uroš Premru formiral karbonatni self. Na njem je nastal kristalasti dolomit z diploporami, debel 200 m. V severozahodnem delu podcone okoli Mirne je s tropitidno favno (O. Kühn & A. Ramovš, 1965) dokazana karnijska starost lapornega apnenca in dolomita z vložki laporja in roženca. Karnijske plasti so debele 10 do 200 m. Nastale so v plitvi karbonatni miogeosinklinali. Noriška in retska stopnja sta razviti dolomitno z izsušitvenimi porami in stromatoliti. Dolomit je debel do 1000 m in je nastal v zaprtem šelfu, ki se je v spodnji juri postopno spremenil v odprtega. Plasti spodnjejurskega apnenca še vsebujejo stroma- tolite, korozijske votline in izsušitvene pore, v srednji juri pa prevladuje drobnozrnati oolitni apnenec. Plasti so debele okoli 500 m. Na prehodu v za- savsko podcone prične prevladovati na Gorjancih v celotnem profilu dolomit. V Krškem hribovju je na prehodu poseben spodnjejurski sediment, ki leži diskordantno na triadnem dolomitu. Gre za oolitni in brečasti apnenec s kora- lami, spikulami ehinodermov, belemniti in odlomki lupin litiotid in drugih školjk (L. Zlebnik, 1958). Med plastmi je manganova ruda. Sedimentaci j a kaže delno na pobočno cono, delno na lagune. Na Gorjancih in v Žumberku so ohranjeni tudi malmski sedimenti; sestoje v glavnem iz neritičnega sklado- vitega apnenca s kalpionelami, ki kažejo na globlji karbonatni self. Malmske plasti so debele okoli 100 m. Pri Kostanjevici se neritični sediment zvezno nadaljuje v spodnjekredni plastoviti apnenec z izsušitvenimi porami in lami- nitom. Foraminifere kažejo na starost od barremske do albske stopnje. Verjetno sta zastopani tudi valanginijska in hauterivijska stopnja; na to sklepamo po kontinuirani sedimentaciji iz malma. Sedimentacija kaže na zaprti karbonatni self z blatnimi plitvinami. Debelina plasti znaša 50 do 200 m. Na spodnjekredne, triadne in jurske plasti je transgrediral zgornjekredni pravi fliš in karbonatni fliš. Sestoji iz laporja, lapornega apnenca, breče in roženca. Flišna sedimentacija se je pričela v različnih obdobjih zgornje krede od cenomana do turona. Zahodno od Krmelja in na Gorjancih, kjer vsebujejo karbonatni turbiditi plasti glinastega skrilavca, bi se utegnila pričeti pelagično- turbiditna sedimentacija že v spodnji kredi. Debelina znaša 100 do 1000 m. Dolenjska podcona. V južni Sloveniji je v dolenjski podceni na površju najstarejši sediment dolomit noriške in retske stopnje (si. 4). Na njem leži delno konkordantno, delno diskordantno liasni apnenec z vložki breče. Na spodnjejurskih plasteh sledi erozijsko-diskordantno malmski apnenec z greben- sko favno hidrozojev, koral in hetetid v debelini 150 do 250 m. Na pobočni coni, ki je ohranjena v Sošicah, so se odlagali v globjemorskem okolju s kalpionelami in radiolarijami posamezni kosi s hidrozojskega grebena. Sedimentacija zgornje- krednega fliša se je pričela v pobočni coni pri Sošicah že v cenomanu z divjim flišem, sredi dolenjske podcone pa v turonu in senonu s karbonatnim in pravim flišem ter se nadaljevala še v paleocenu; pri Trebnjem je transgredirala na srednjetriadne podlago, v Žumberku pa na malmske plasti. Notranjska podcona se vleče v širokem pasu v dinarski smeri iz osrednje Slovenije v Belo krajino in dalje na Hrvatsko. V zahodni Sloveniji je identična s serijo Sabotin-Cepovan, ki jo je M. Cousin (1970) uvrstil kot enoto Banjšice v interni del julijske cone in ugotovil, da ima značilnosti cone Visokega Krasa. Na površju so ohranjeni profili od zgornje triade do eocena. Zgornja triada obsega noriški in retski dolomit s stromatoliti, izsušitvenimi Geološka zgradba južne Slovenije 1071 SI. 5 Legenda k stratigrafskim lestvicam Fig. 5. Explanation of facies sequences from Southern Slovenia Kontinentalni facies: 1 boksit, 2 večja vrzel (kopna faza) Sladkovodni facies: 3 sladkovodni apnenec s plastmi premoga Lagunski facies: 4 sadra, 5 manganovi minerali, 6 bituminoznl apnenec, 7 bituminozni dolomit Terigeni facies: 8 konglomerat, 9 peščenjak, 10 lapor, 11 laporni apnenec, 12 laporni dolomit, 13 meljevec Pelagični facies: 14 pelagični apnenec, J5 pelagični dolomit, 16 apnenec z rožencem, 17 dolomit z rožencem, 18 kalkarenit, 19 glinasti skrilavec, glinovec, 20 kaotična sedi- mentacija glinovca, meljevca in peščenjaka, 21 olistolit Neritični facies: 22 neritični apnenec, 23 grebenski apnenec, 24 grebenski apnenec s školjkami, 25 oolitni apnenec, 26 stromatolitni apnenec, 27 litiotidni apnenec, 28 apnenec s kladokoropsisi, 29 apnenec s klipeinami, 30 apnenec s kalpionelami, 31 apne- nec z orbitolinami, 32 rudistni apnenec, 33 numulitno-alveolinski apnenec, 34 neri- tični dolomit, 35 oolitni dolomit, 36 stromatolitni dolomit, 37 dolomit z izsušitvenimi porami, 38 dolomit z onkoidi, 39 algin dolomit, 40 litiotidni dolomit Brečni facies: 41 homogena breča, 42 heterogena breča, 43 biogena breča Vulkanogeno-sedimentni facies: 44 diabaz, spilit in tuf, 45 tufi kislih vulkanitov, 46 gabro Paleogeografske enote: 47 epikontinentalni self, 48 karbonatni self, 49 epieugeosinkli- nala, 50 epimiogeosinklinala, 51 flišna miogeosinklinala, 52 leptogeosinklinala Posebni znaki: 53 normalna stratigrafska meja, 54 diskardanca, 55 bočni prehod fa- ciesov, 56 pobočje Starost: Sc. skit, Sp. A. spodnji aniz, Zg. A. zgornji aniz, An. aniz. Fa. fassan, Sp. L. spodnji langobard. Zg. L. zgornji langobard, La. ladin, Ka. karnik. No. norik. Re. ret. Li. lias. Do. dogger. Ma. malm, Va. valanginij, Ha. hauterivij, Ва. barrem, Ap. apt, Al. alb, Sp. K. spodnja kreda. Ce. cenoman, Tu. turón, Se. senon, Ca. kampan, Ms. maastricht, Pc. paleocen, Sp. E. spodnji eocen 108 Uroš Premru Continental facies: 1 bauxite, 2 stratigraphie hiatus Freshwater faciès: 3 freshwater limestone, coal-bearing Lagoonal facies: 4 gypsum, 5 manganese minerals, 6 bituminous limestone, 7 bitu- minous dolomite Terrigenous facies: 8 conglomerate, 9 sandstone, 10 marl, 11 marly limestone, 12 marly dolomite, 13 siltstone Pelagic facies: 14 pelagic limestone, 15 pelagic dolomite, Í6 limestone with chert, 17 dolomite with chert, 18 calcarenite, 19 clayey shale, claystone, 20 exotic deposits of claystone, siltstone and sandstone, 21 olistolith Neritic facies: 22 neritic limestone, 23 reef limestone, 24 reef limestone with pelecy- pods, 25 oolitic limestone, 26 stromatolitic limestone, 27 lithiotid limestone, 28 Clado- coropsis limestone, 29 Clypeina limestone, 30 Calpionella limestone, 31 Orbitolina li- mestone, 32 rudistid limestone, 33 Nummulite-Alveolina limestone, 34 neritic dolomite, 35 oolitic dolomite, 36 stromatolitic dolomite, 37 dolomite with shrinkage pores, 38 oncoid dolomite, 39 algal dolomite, 40 lithiotid dolomite Breccia facies: 41 homogene breccia, 42 heterogene breccia, 43 biogene breccia Volcanic-sedimentary facies: 44 diabase, spilite, and tuff, 45 acide volcanic tuff, 46 gabbro Paleogeographic units: 47 epicontinental shelf. 48 carbonate shelf, 49 epieugeosyncline, 50 epimiogeosyncline. 51 flysch miogeosyncline, 52 leptogeosyncline Other symbols: 53 normal stratigraphie boundary, 54 unconformity, 55 lateral facies passage, 56 slope Geological time: Sc. Scythian, Sp. A. Lower Anisian, Zg. A. Upper Anisian, An. Anisian, Fa. Fassanian, Sp. L. Lower Langobardian, Zg. L. Upper Langobardian, La. Ladinian, Ka. Carnian, No. Norian, Re. Rhaetian, Li. Liassic, Do. Doggerian, Ma. Mal- mian. Va. Valanginian, Ha. Hauterivian, Ba. Barremian, Ap. Aptian, Al. Albian, Sp. K. Lower Cretaceous, Ce. Cenomanian, Tu. Turonian, Se. Senonian, Ca. Campanian, Ms. Maastrichtian, Pc. Paleocene, Sp. E. Lower Eocene porami, redkimi onkoidi in megalodontidi. Sledi postopen prehod v liasni ap- nenec in dolomit. Mikritni in sparitni apnenec vsebujeta ooide, pelete in pi- zolite ter plasti z brahiopodi in školjkami. V srednjem delu plasti je litiotidni horizont. Za srednjo juro so značilne plasti z ooliti, sparitni apnenec in vložki dolomita. Za malmski skladoviti apnenec so značilni kladokoropsisi, parastro- matoporidni hidrozoji in klipeine. V osamljenih grebenih s hidrozoji in kora- lami najdemo vložke oolitnega apnenca in dolomita. Med spodnjim in zgornjim malmom se dobi boksit (S. D o zet, 1980). Na področju vpliva zagrebškega transformnega preloma in njemu vzporednih prelomov leže pri Novem mestu in v Beli krajini malmski sedimenti diskordantno na zgornjetriadnem dolomitu. Vrzel je posledica šibkega dviganja in okopnitve karbonatnega šelfa. Debelina malmskih plasti znaša okoli 400 m. V spodnjo kredo štejemo ploščasti apnenec z vložki dolomita. Ponekod so med apnencem redki tanki stromatoliti. V zgor- njem delu spodnje krede so se pojavili na karbonatnem šelfu prvi grebeni s školjkami Requienia, Monopleura, Gyropleura in Toucasia (M. Pleničar & U. Premru, 1975), v zgornji kredi pa rudistni grebeni. Debelina krednih karbonatnih kamenin znaša prek 1000 m. Zgornjekredna flišna sedimentacija se je pričela konec senona in je trajala še v paleocenu in eocenu. Kočevska podcona. Imenovali smo jo po Kočevju. Zanjo so zna- čilni hiatus v anizični in ladinski stopnji, posebni pelagični razvoj karnijske stopnje in karbonatno-šelfni razvoj do maastrichta (si. 4). Geološka zgradba južne Slovenije 109 Na področju Banjaloke so v luskasti zgradbi ohranjene skitske plasti pisanega peščenjaka s prehodi v meljevec ter vmesnimi plastmi in polami dolomita (S. Doz et, 1977). Profil se nadaljuje šele s karnijskimi plastmi, debelimi 100 do 150 m; v njem si slede konglomerat, breča, drobnozrnati glinasti peščenjak s prehodi v glinovec in peščeni laporasti glinovec, laminirani peščenjak in me- ljevec ter sivi glinovec. Više prehaja to zaporedje v noriško-retski dolomit. Karnijske plasti so nastale v plitvi klastični miogeosinklinali. Po M. H e r a k u (1962, 1974) leže v Gorskem Kotarju in okoli Kočevja karnijske plasti trans- gresivno na spodnjetriadnih, oziroma paleozojskih. V srednji triadi je bilo ozemlje kopno. Noriška in retska stopnja sta razviti dolomitno kot v notranjski podceni. Dolomit vsebuje stromatolite, izsušitvene pore, onkoide in redke vložke z me- galodonti. Onkoidi v zgornjem delu glavnega dolomita govore za spremembo zaprtega šelfa s superslanimi lagunami v odprti, nekoliko globlji self, v katerem so lahko nastajali onkoidi. Na meji z jurskimi plastmi prehaja pasoviti dolomit z vložki bituminoznega dolomita v liasni dolomit. Noriško-retski dolomit je debel okoli 500 m (S. D o z e t, 1977). Spodnje in srednjeliasni bituminozni dolomit vsebuje v zgornjem delu litiotide. Zgornji lias sestoji iz mikritnega apnenca z intraklasti. Skupna debelina liasnih plasti znaša okoli 500 m. V srednji juri se je sedimentiral mikritni, in- tramikritni in oolitni apnenec v debelini okoli 200 m. V njegovem spodnjem delu so redki vložki dolomita. V apnencu so tudi plasti z onkoidi, kalciruditom in izsušitvenimi porami. Malmske plasti vsebujejo klipeinski apnenec. V podlagi je ponekod intraformacijska breča. Spodnji del apnenca vsebuje kladokoropsise, srednji del vložke bituminoznega dolomita, zgornji pa aberantne tintinine, po- nekod tudi oogonije haracej (S. Dozet, 1974, 1975, 1980). Plasti so debele okoli 1000 m. Med valanginijsko in hauterivijsko stopnjo se je odlagal apnenec z vložki bituminoznega dolomita in apnenca ter dolomitne breče. V albijski stopnji je nastal rekvienijski in orbitolinski apnenec. Spodnjekredne plasti so debele prek 1000 m. V cenomanski stopnji se je usedal radiolitni apnenec, v tu- ronski in senonski pa eksogirni in rudistni apnenec. Zgornjekredne plasti so debele okoli 800 m (S. Dozet, 1974, 1975). Paleocenski flišni sedimenti v tem delu Slovenije doslej niso znani. Clauzettska podcona. Pri Ilirski Bistrici so v inverznem krilu vipav- ske sinklinale ohranjeni na manjši površini sedimenti, ki pripadajo po C o u s i - novi (1970) razdelitvi clauzettski seriji furlanske cone. Isti razvoji se nada- ljujejo prek Podsabotina v vzhodno in zahodno predgorje Karnijskih Alp (po- dročje okoli Clauzetta in Barcisa) (M. Cousin, 1963, P. Saint-Marc, 1963). Po eni izmed teh lokacij jo imenujemo clauzettska podcona. M. Cousin (1970) je štel clauzettsko serijo v srednjo podcono furlanske cone in jo identi- ficiral z notranjo podcono Visokega Krasa v Dinaridih. Na ozemlju južne Slovenije je ohranjen le manjši profil clauzettske podcone (si. 4). Najstarejši je beli rudistni apnenec, ki pripada spodnjemu senonu in delno turonu. Nanj so bile transgresivno odložene plasti laporja in lapornega apnenca v karbonatno-flišnem razvoju, ki vsebujejo globorotalije, in se uvrščajo v maastricht in paleocen. D. Sikič in M. Pleničar, (1975) sta jih imeno- vala vremske plasti v faciesu »scaglia«, J. P a v š i ć (1976) pa jih je štel k pod- 110 Uroš Premru sabotinskim plastem. Debele so le nekaj metrov. Na njih leži pravi spodnje- eocenskifliš (K. Drobne, 1979). Severnoistrska podcona. M. Cousin (1970) je ločil posebno enoto Visokega Krasa. Preučil jo je v profilu med Devinom in Vipavsko dolino vzhodno od Tržiča (Monfalcone) in jo imenoval monfalconska podcona. Predstav- ljala naj bi nadaljevanje severnoistrske podcone, ki naj bi bila identična z zu- nanjo podcone furlanske cone. Po J. A u b o u i n u in sodel. (1970) gre za nada- ljevanje dalmatinske cone Dinaridov. V južni Sloveniji je severnoistrska pod- cona malo zastopana. Zasledimo jo na zahodnem delu ozemlja; profil se začne s spodnjeturonskim tankoploščastim apnencem komenskega faciesa (si. 4), ki vsebuje vložke bituminoznega dolomita in redke radiolite. V zgornjem turonu in senonu so nastali radiolitni in bituminozni apnenec, roženec in hipuritni apnenec. Radioliti in hipuriti so tvorili osamljene grebene na plitvem karbo- natnem šelfu z lagunami, kjer je nastajal bituminozni sediment. V zgornjem delu maastrichta so se na krednem karbonatnem šelfu usedale najprej sladko- vodne vremske plasti s premogom v debelini 200 m, nato sladkovodni kozinski apnenec s premogom in morski miliolidni apnenec v debelini 10 do 80 m, numu- litni in alveolinski apnenec in nazadnje fliš. Vremske plasti ter kozinski in miliolidni apnenec segajo v paleocen, fliš pa se je pričel sedimentirati konec ilerdijske stopnje. Njegova transgresija je postopno napredovala proti SW (M. Pleničar s sedel., 1970, D. Sikić & M. Pleničar, 1975, K. Drob- ne, 1979). Južnopanonski masiv Paleozojske in mezozojske kamenine Samoborskega gorovja in Medvednice ustrezajo po svojih značilnostih južnopanonskemu masivu. Palinspastika je po- kazala, da leže jugovzhodno od zagrebškega transformnega preloma na prehodni oceanski plošči, medtem ko leže druge enote, ki smo jih doslej opisali, na konti- nentalni jadranski plošči. V starejšem paleozoiku je prehodna plošča pripadala oceanski skorji, ki se je v mlajšem paleozoiku kratonizirala in postala konti- nentalna plošča, nato pa v mezozoiku ponovno oceanska skorja z otočnimi loki in s šelfi s kontinentalno skorjo. Najstarejše kamenine na površju najdemo na Medvednici. K. Sikić in sodelavci (1979) so jih šteli v devon in karbon. Para in ortometamorfiti tvorijo metamorfozirani vulkanogeno-sedimentni kompleks, ki je nastal v leptogeosin- klinali. V Žumberku in Samoborskom gorovju prihajajo na površje srednje in zgornjepermski klastiti, apnenec in dolomit s sadro (K. Sikić s sedel., 1979). Sedimenti so nastali na kontinentalni skorji. Klastični sedimenti srednjega perma so nastali na kopnem, apnenec in dolomit zgornjega perma v plitvem morju, sadra pa v evaporitnih lagunah epikontinentalnega šelfa v pasivnem marginalnem morju. Zgornji del sedimentov sega verjetno še v spodnjo triado. Skitske plasti leže erozij sko-diskordantno na permskih sedimentih (si. 4). V spodnjem delu prevladujeta peščenjak in meljevec, v zgornjem pa apnenec in dolomit. Debelina sedimentov ne presega 250 m (K. Sikić s sedel., 1979). Epikontinentalna sedimentacija se je torej nadaljevala še v spodnjem skitu, medtem ko je v zgornjem skitu prešla v karbonatno-šelfno sedimentacijo. V prehod med skitske in anizično stopnjo se uvrščajo masivni apnenec, dolomiti- Geološka zgradba južne Slovenije 111 ziran apnenec in dolomit (M. Herak, 1956; K. Sikić s sodel., 1979). V ladinski stopnji se menjavajo plasti dolomita z vložki cefalopodnega apnenca, roženca, lapornega apnenca, laporja, meljevca in piroklastitov. Debelina sedi- mento v ne presega 500 m. Oceanske sedimente in vulkani te najdemo v kosih in blokih krednega ofiolita. »Vulkanogeno-sedimentna formacija« spodnje in zgornje krede v Samobor- skem gorovju in na Medvednici leži transgresivno na skitskih in srednjetriadnih kameninah. Do sedaj je dokazana starost v razponu med aptijsko in turonsko stopnjo. Med drobnikom, meljevcem, peščenjakom, glinovcem in radiolarijskim rožencem so magmatska telesa ultrabazičnih in gabroidnih kamenin, diabaza, spilita in porfirja. Spilit ima obliko blazinaste lave. »Vulkanogeno-sedimentna formacija« je debela do 300 m (K. Sikić s sodel., 1979). M. D. & M. N. Dimitrijevič (1975, 1979) sta menila, da je to olistostromna ofiolitska he- terogena tektonska zmes. P. M i 1 j u š (1976) jo je uvrstil v evgeosinklinalo, V. A 1 e k s i Ć s sodel. (1974) pa v makedonsko-panonski strukturno-facialni pas; zanj so značilne mezozojske subdukcijske cone, konzumacije in retrogradno vračanje tvorb iz subdukcijskih con. Dosedanji opisi kamenin kažejo na kao- tično sedimentacije. V »vulkanogeno-sedimentni formaciji« ni običajnih piro- klastitov, vsebuje pa večje bloke triadnih kamenin. V zgornjesenonski transgresiji se je sedimentiral fliš, ki sestoji iz breče, konglomerata, drobnika, apnenca, laporja, glinovca in peščenjaka v debelini okoli 300 m. Paleocenska transgresija je prinesla glinasti in peščeni lapor, kon- glomerat, peščenjak in nastanek osamljenih grebenov z rdečimi algami in ko- ralami. Plasti so debele do 80 m (K. Sikić s sodel., 1979). Narivna in nagubana zgradba Na ozemlju južne Slovenije in sosednjega dela Hrvatske razlikujemo vsaj štiri močnejše faze narivanja, ki jih je spremljalo gubanje v miocenu in plio- cenu. Smer in velikost pritiska sta se spreminjali. Narivi so nastali v več fazah v določenih tektonskih enotah. Najstarejše narivanje v Zunanjih Dinaridih smo do sedaj datirali v ilirsko-pirenejski orogenetski ciklus med srednjim eocenom in srednjim oligocenom (U. Premru s sodel. 1977). Ker pa imamo v zagrebški coni še mlajši fazi narivanja, postavljamo narivanje v Zunanjih Dinaridih v ilir- sko orogenetsko fazo med srednjim in zgornjim eocenom. V vzhodnem delu ozemlja imajo narivi smer NE-SW, znano v geološki literaturi tudi kot bala- tonska smer. Nastali so v dveh zaporednih fazah; med zgornjim eocenom in spodnjim oligocenom se je v pirenejski orogenetski fazi narinil južni panonski masiv proti NW, v spodnjem miocenu pa so se v savski orogenetski fazi narinili Zunanji Dinaridi in Južne Alpe proti SE na narive prejšnje faze. Pri tem je prišel mezozojski zagrebški transformni prelom pod vrhnje narive. Sistem narivov pirenejske faze sem imenoval jugovzhodna balatonska narivna zgradba, narive savske faze pa severozahodna balatonska narivna zgradba. Na prehodu miocena v pliocen so se v rodanski orogenetski fazi narinile Južne Alpe proti jugu. Zato južno od tod terciarni sedimenti (helvet-pliocen) prekrivajo starejše narive. Terciarne plasti so na tem delu ozemlja le enostavno nagubane. Starost posameznih faz narivanja je določena na podlagi transgresije tercianih sedi- mentov prek narivne zgradbe in po njihovi udeležbi v narivni zgradbi. 112 Uroš Premru SI. 6. Narivna in nagubana zgradba južne Slovenije Fig. 6. Overthrust and fold structure of Southern Slovenia Verzalka pomeni nariv ilirske faze v Zunanjih Dinaridih. Grška črka a z indeksom 1, 2 in 3 pomeni jugovzhodno balatonsko narivno zgradbo pirenejske faze. Grške črke ß do e pomenijo severozahodno balatonsko narivno zgradbo savske faze. Kombinacija verzalke in grške črke pomeni dinarsko-balatonsko narivno zgradbo iz dobe po savski fazi. Narivna zgradba Južnih Alp: 12 dolski nariv, 14 žirovski nariv Dinarsko-alpska narivna zgradba: 14 J cerkniško-žirovski nariv, 14 K snežniško-žirov- ski nariv, 27 J, 27 K idrijska luskasta zgradba, 28 K snežniško-hrušiški nariv, P eolska sinklinala Narivna zgradba Zunanjih Dinaridov: F topliški nariv, G roški nariv, H ortneški nariv, I krimski nariv, J cerkniški nariv, K snežniški nariv. Ki banjaloška luskasta zgradba, L postojnska sinklinala, M vipavska sinklinala, N učkin nariv, O logaška sinklinala Jugovzhodna balatonska narivna zgradba: ai samoborski nariv, аг, аз medvedniški nariv Severozahodna balatonska narivna zgradba: ß žumberški nariv, y vivodinski nariv, б gorjanski nariv, e mirenski nariv Dinarsko-balatonska narivna zgradba: Be zakićniško-mirenski nariv, Вб zakićniško- gorjanski nariv. By zakićniško-vivodinski nariv. Ce crniško-mirenski nariv, Сб crni- ško-gorjanski nariv, Су crniško-vivodinski nariv, De japetiško-mirenski nariv, Do ja- petiško-gorjanski nariv, Dy japetiško-vivodinski nariv, Ee šmarješko-mirenski nariv, Еб šmarješko-gorjanski nariv, Еу šmarješko-vivodinski nariv, Еб topliško-gorjanski nariv, Fy topliško-vivodinski nariv, Сб roško-gorjanski nariv, Нб ortneško-gorjanski nariv, Јб cerkniško-gorjanski nariv Nagubana zgradba panonske kotline: 17 krmeljska sinklinala, 18 krška sinklinala, 19 marijagoriška antiklinala, 20 stubiška sinklinala, 21 savska sinklinala Pliokvartarne udorine: 16 Capital letter indicates an overthrust of Illyrian phase in the Outer Dinarides. Greek letter a with index 1, 2 and 3 indicates the southeastern Balaton overthrust structure of the Pyrenean orogeny. Greek letters ß to e indicate the northwestern Balaton overthrust structure of the Sava phase. The combination of the capital letter and Greek letter indicates an overthrusting after the Sava phase. Overthrust structure of the Southern Alps: 12 Dolsko overthrust, 14 Ziri overthrust Dinaridic-Alpine overthrust structure: 14J Cerknica-Žiri overthrust, 14K Snežnik-Žiri overthrust, 27J and 27K Idrija imbricate structure, 28K Snežnik-Hrušica overthrust, P Col syncline Overthrust structure of the Outer Dinarides: F Toplice overthrust, G Rog overthrust, H Ortnek overthrust, I Krim overthrust, J Cerknica overthrust, K Snežnik overthrust. Kl Banjaloka imbricate structure, L Postojna syncline, M Vipava syncline, N Učka overthrust, O Logatec syncline Southeastern Balaton overthrust structure: ai Samobor overthrust, аг, аз Medvednica overthrust Northwestern Balaton overthrust structure: ß Zumberak orthrust, y Vi vođina over- thrust, б Gorjanci overthrust, e Mirna overthrust Dinarides-Balaton overthrust structure: Be Zakićnica-Mirna overthrust, Вб Zakićni- ca-Gorjanci overthrust. By Zakićnica-Vivodina overthrust, Cs Crnik-Mirna overthrust, Сб Crnik-Gorjanci overthrust, Су Crnik-Vivodina overthrust, Ds Japetić-Mirna over- thrust, Dб Japetić-Gorjanci overthrust, Dy Japetić-Vivodina overthrust, Ee Šmarjeta- Mirna overthrust, Еб Šmarjeta-Gorjanci overthrust, Еу Šmarjeta-Vivodina overthrust, Еб Toplice-Gorjanci overthrust, Fy Toplice-Vivodina overthrust, Сб Rog-Gorjanci overthrust, Нб Ortnek-Gorjanci overthrust, Јб Cerknica-Gorjanci overthrust Pannonian basin fold structure: 17 Krmelj syncline, 18 Krško syncline, 19 Marija Go- rica anticline, 20 Stubica syncline, 21 Sava syncline Plio-Quaternary subsidence: 16 8 — Geologija 25/1 114 Uroš Premru Narivi so povečini rekonstruirani na podlagi strukturnih elementov in faci- alnih analiz, pri Smarjeti in v Dolenjskih Toplicah pa so potrjeni z vrtinami. Na vzhodnem delu južne Slovenije se mešajo narivi različnih faz. Tako imamo v Krškem hribovju, na Gorjancih, jugozahodnem delu Medvednice in v severnem delu Bele krajine balatonsko-dinarsko narivno zgradbo, na Orlici, ki je že zunaj obravnavanega ozemlja, pa tudi dinarsko-alpsko narivno zgradbo. Za takšne razmere so značilne različno usmerjene osi gub. Na čelu nariva so povečini poševne in polegle antiklinale, ki v narivu prehajajo prek gub drugega reda v poševno ali poleglo sinklinale (si. 6). Pri poimenovanju struktur sem za enote, znane od prej, prvotna imena obdržal, ali pa jih poenostavil. Za nove narive pa sem predlagal nova imena. Pri narivih v balatonsko-dinarski narivni zgradbi sem posamezne narivne enote poimenoval na enak način kot prej v dinarsko-alpski narivni zgradbi. Prvi del imena pove ime balatonske narivne enote, drugi pa izvira iz narivne enote Zunanjih Dinaridov. S tem je upoštevan vrstni red obeh narivnih faz. Prvi del imena je pridevniška oblika geografskega imena, drugi del pa označuje struk- turni element — nariv, oziroma lusko. Na enak način so poimenovane terciarne sinklinale. Narivna zgradba Južnih Alp Iz osrednje Slovenije sega v južno Slovenijo dolski nariv. Zanj je značilna luskasta zgradba, ki sestoji iz grödenskih in mezozojskih kamenin idrijske cone, oziroma njene zasavske podcone. Na površje prihajajo skitske, anizične, ladinske in karnijske plasti. Narivna zgradba Zunanjih Dinaridov Narivi si slede eden za drugim od NE proti SW. Od zakičniškega nariva so se ohranile na površju le manjše krpe severno od Krškega in na Zakićnici. Na tej lokaciji sta ga identificirala že K. Sikić & O. Bäsch (1975). Imenovala sta ga strukturna enota Vrhovčak-Zakićnica in ga podaljšala pod savsko udo- rino v vzhodni Zumberak. Proti NW se zakičniški nariv nadaljuje v Orlici in v okolici Krškega; sestoji iz triadnih karbonatnih kamenin ljubljanske cone s prehodom v gorenjsko cono in iz krednega fliša. Crniški nariv sta imenovala K. Sikić & O. Bäsch (1975) strukturno enoto Goli Crnik in jo imela za del žumberško-medvedniškega nariva. Enoto sta poimenovala po hribu Goli Crnik v Gorjancih. Na podlagi facialnih analiz in palinspastike uvrščam v crniški nariv tudi strukturno enoto Vrhovčak. Nariv se nadaljuje pod terciarnimi in kvartarnimi sedimenti Krškega polja v Krško hribovje. Crniški nariv sestoji v Žumberku iz triadnih, jurskih in krednih plasti ljubljanske cone, ki se jim v Krškem hribovju pridružijo triadne in kredne plasti idrijske cone, oziroma njene zasavske podcone. Japetiški nariv sta K. Sikić & O. Bäsch (1975, 1979) imenovala struk- turno enoto Japetić po hribu v Žumberku. Odtod se nadaljuje v Gorjance in pod Krškim poljem v Krško hribovje. Pri Kostanjevici sta v čelu nariva zgornje- triadni dolomit in spodnjejurski apnenec v inverznem položaju, pri Smarjeti pa je zgornjeladinski dolomit narinjen na kredni fliš. Japetiški nariv sestoji iz triadnih, jurskih in krednih plasti idrijske cone, ki proti SW prehajajo v fur- Geološka zgradba južne Slovenije 115 lansko cono, oziroma njeno trebanjsko podcone. V narivu so delno ohranjeni prehodi med obema conama v srednji triadi in spodnji kredi. V južnem delu Zumberka poteka žumberški transformni prelom, ki je horizontalno premaknil ljubljansko cono proti SW. Zaradi premika je prišla ljubljanska cona pri na- rivanju v japetiški nariv. Šmarješki nariv je imenovan po Smarjeti (U. Premru s sedel., 1977). Dokazan je z vrtinami v Šmarjeških Toplicah, kjer leži zgornjetriadni dolomit na jurskem apnencu. Po njem poteka prednarivni desni transkurentni prelom, tako da leže severno od preloma na površju plasti trebanjske podcone, južno pa plasti zasavske podcone. Pod terciarnimi kameninami poteka ob Krki krški transformni prelom. Južno od njega so kamenine trebanjske podcone. V južnem delu Zumberka poteka njemu vzporeden žumberški transformni prelom, ki je povzročil horizontalni premik ljubljanske cone, idrijske cone in prehode med njima proti SW, tako da sta obe coni prišli v šmarješki nariv. Topliški nariv je dobil ime po Dolenjskih Toplicah, kjer je dokazan z vrtino; zgornjetriadni apnenec leži na spodnjekrednem apnencu (U. Premru s se- del., 1977). V narivu so zastopane tri podcone furlanske cone: trebanjska, do- lenjska in notranjska. Na površju so ohranjene zgornjetriadne, jurske in kredne kamenine. Roški nariv sem imenoval po Kočevskem Rogu (U. Premru s sodel., 1977); sestoji iz zgornjetriadnega dolomita ter jurskih in krednih plasti notranjske podcone. Poteka iz srednje Slovenije, prek južne Dolenjske v zahodni Zumberak. Osi gub potekajo v smeri NW-SE. Ortneški nariv je večinoma pokrit z roškim narivom. Na površju je viden v severni Dolenjski in nato ponovno med Kočevjem in Belo krajino. Sestoji iz zgornjetriadnih, jurskih in krednih plasti notranjske podcone. Celo nariva s po- leglo inverzno antiklinalo je erodirano. Blizu čela se je ohranila samo njena antiforma. Proti NE preide v poševno sinklinale z inverznim severovzhodnim krilom. Krimski nariv je prav tako večinoma pokrit z ortneškim in ponekod tudi z roškim narivom. Na površju je viden v golicah skitskih plasti pri Ribnici in v golicah permskih plasti pri Rajndolu na Kočevskem. Cerkniški nariv sega v širokem pasu iz osrednje Slovenije čez Kočevsko v Belo krajino. Njegov severni del sestoji iz plasti notranjske podcone, južni pa iz kočevske podcone. Plasti so nagubane v normalne sinklinale in antiklinale z osmi NW-SE. Severno od Banjaloke je v čelu nariva antiklinala z inverznim jugozahodnim krilom iz spodnjekrednih in jurskih plasti. Snežniški nariv sestoji iz jurskih in krednih plasti notranjske in kočevske podcone. Pri Ilirski Bistrici je v čelu nariva antiklinala z inverznim jugozahodnim krilom. Na krednih plasteh cerkniškega nariva leži terciarna postojnska sinklinala. Banjaloška lu- skasta zgradba, imenovana po Banjaloki na Kočevskem, sestoji iz mlajšepaleo- zojskih, spodnjetriadnih in karnijskih plasti ter iz zgornjetriadnega dolomita in jurskega apnenca in dolomita. Posamezne luske so močno nagubane. Nekatere teh gub so poševne in imajo inverzna krila. Po razporeditvi in obliki nagu- banih lusk domnevamo, da gre za gravitacijske luske. Na skrajnem jugozahodnem delu južne Slovenije je učkin nariv (= nariv Učke), ki obsega clauzettsko in severnoistrske podcone. Severno vzhodni del nariva je vipavska sinklinala z inverznim severovzhodnim krilom. 116 Uroš Premru Jugovzhodna balatonska narivna zgradba Za narivno zgradbo Žumberka, Samoborskoga gorovja in Medvednice so značilni faciesi južnopanonskega masiva. Narivi imajo smer NE-SW, znano tudi pod imenom balatonska smer. Ta zgradba je večinoma prekrita s severozahodno balatonsko in dinarsko narivno zgradbo. Zanjo so značilni faciesi južnopanon- skega masiva. Samoborski nariv Samoborskega gorovja in Medvednice sta K. Sikić & O. Bäsch (1975) ločila kot posebno tektonsko enoto — vulkanogeno-sedi- mentno cono. Na Medvednici sta na samoborski nariv narinjena ob reverznih prelomih še dva nariva, ki sta del medvedniških narivov; sestojita iz paleozoj- skih metamorfnih kamenin, ki so jih do sedaj imenovali kristalinik Medvednice (K. Sikić & O. Bäsch, 1975,1979). Severozahodna balatonska narivna zgradba Od jugovzhodne balatonsko narivne zgradbe sem ločil severozahodno zato, ker je nastala pozneje; usmerjenost njenih narivov pa je prav tako balatonska. Od SE proti NW ločimo več narivov. Najnižjo narivno enoto predstavlja žum- berški nariv, ki je po tektonski razdelitvi K. Sikića & O. Bascha (1975, 1979) del žumberškega avtohtona. Značilen razvoj permskih in permotriadnih plasti kaže na to, da gre v žumberškem narivu za strukturno-facialne enote južnopanonskega masiva. V vivodinskem narivu, ki leži na Medvednici na samoborskom narivu in medvedniških narivih, v Zumberku pa delno na samoborskom, delno na žumber- škem narivu, že zasledimo faciese, značilne za epigeosinklinalo Južnih Alp in Zunanjih Dinaridov. Vivodinski nariv sem imenoval po Vivodini v Zumberku. Razteza se od Zakićnice in Žumberka do Bele krajine. V čelu nariva je pri Kostanjevcu ohranjena antiklinala z inverznim krilom, severni del nariva pa predstavlja sinklinala, ki ji sledimo prek Žumberka in Bele krajine do Kolpe. Ponekod je slabo izražena, ker je nastala s ponovnim gubanjem ozemlja. Pri tem pa so se starejše in izrazitejše gube z osmi NW-SE ponekod le stežka pre- usmerile. Na vivodinskem narivu leži gorjanski nariv, ki sem ga imenoval po Gorjan- cih. Sega skoraj od Bregane prek Gorjancev in Bele krajine do Kolpe. V Gor- jancih je narivni kontakt večinoma ugreznjen ob precej mlajšem sošiškem gra- vitacijskem prelomu, ki sem ga pri analizi zanemaril. V Beli krajini je v čelu nariva poševna antiklinala z inverznim južnim krilom. Nadaljnji potek nariva spremljajo gube SW-NE in W-E. Jugozahodni del narivnega kontakta v Beli krajini je dislociran zaradi neotektonskih prelomov. Mirenski nariv leži v Krškem hribovju in okoli Mirenske doline. Imenoval sem ga po Mirni na Dolenjskem. V zahodnem delu prevladujejo gube z osmi W-E, v vzhodnem pa gube NW-SE, nastale v starejši fazi gubanja. Nanj je narinjen dolski nariv, ki pripada narivni zgradbi Južnih Alp. Dinarsko-balatonska narivna zgradba V široki coni ob zagrebškem transformnem prelomu so nastali narivi in gube v dveh fazah. V ilirski orogenetski fazi med srednjim in zgornjim eocenom so se zaradi pritiska od severovzhoda proti jugozahodu Zunanji Dinaridi nagubali Geološka zgradba južne Slovenije 117 in narinili proti SW. Nato so se v savski orogenetski fazi v spodnjem miocenu zaradi pritiskov od severozahoda proti jugovzhodu nagubali in narinili Zunanji Dinaridi in Južne Alpe proti jugovzhodu na severozahodno balatonske narivno zgradbo. Ozemlje, kjer sta bili aktivni obe fazi gubanja in narivanja, imenujem dinarsko-balatonska narivna zgradba. Posamezne narivne enote tega ozemlja sem poimenoval z dvema imenoma; prvo ime pomeni nariv starejše faze, drugo pa nariv mlajše faze. Tako imamo pri Krškem zakićniško-mirenski nariv s plast- mi ljubljanske cone, ki proti severovzhodu prehaja v zagorsko podcone. Zakić- niško-gorjanski nariv sestoji v južnem delu Orlice iz krednih plasti, zakićniško- vivodinski nariv pa na Zakićnici iz triadnih plasti ljubljanske cone, ki prehajajo v zagorsko podcone. Crniško-mirenski nariv tvori srednji del Krškega hribovja. Sestoji iz triadnih in krednih plasti zasavske podcone, ki proti severovzhodu verjetno prehajajo v kredne flišne plasti ljubljanske cone. Severovzhodni del Gorjancev nad Čatežem tvori crniško-gorjanski nariv, ki se nadaljuje pod ter- ciarnimi in kvartarnimi sedimenti Krškega polja in pride na površje s krednimi plastmi pri Krškem. Sestoji iz mezozojskih sedimentov ljubljanske cone. Enako je razvit crniško-vivodinski nariv, ki je danes zaradi erozije razdeljen na dva dela; oba ležita v vzhodnem Žumberku in segata še v Samoborsko gorovje. Japetiško-mirenski nariv predstavlja zahodni del Krškega hribovja. Sestoji iz triadnih, jurskih in krednih plasti zagorske in trebanjske podcone. Večji del japetiško-gorjanskega nariva je pokrit s terciarnimi in kvartarnimi sedimenti Krškega polja. Na manjši površini ga dobimo pri Sv. Štefanu nad Smarjeto, na večji pa v Gorjancih. Nariv sestoji iz zgornjetriadnih, jurskih in krednih plasti zasavske in trebanjske podcone. Japetiško-vivodinski nariv leži v sred- njem delu Zumberka in prav tako sestoji iz plasti zasavske in trebanjske pod- cone. V njegovem južnem delu poteka žumberški transformni prelom; ob njem je z levim premikom prišla ljubljanska cona na področje poznejšega japetiško- vivodinskega nariva. Smarješko-mirenski nariv leži na širšem področju Mirne. Sestoji iz grödenskih in triadnih plasti trebanjske podcone. Ponekod je opaziti luskasto zgradbo. Gube imajo smer W-E. Smarješko-gorjanski nariv grade srednje in zgornjetriadne ter jurske in kredne plasti trebanjske podcone. NE od Novega mesta je bila v trebanjsko podcone premaknjena zasavska podcona zaradi delovanja enega izmed transkurentnih prelomov in krškega transform- nega preloma že pred narivanjem. Nariv se nadaljuje pod terciarnimi in kvar- tarnimi plastmi Krškega polja na Gorjance. V srednjem delu Zumberka leži šmarješko-vivodinski nariv z zgornjetriadnimi, jurskimi in krednimi plastmi trebanjske podcone. V južnem delu nariva poteka žumberški transformni pre- lom, ki je premaknil s svojo prednarivno aktivnostjo ljubljansko cono in za- savsko podceno proti SW. V topliško-gorjanskem narivu okoli Novega mesta so še prisotne gube s smerjo NE-SW. V njem razlikujemo zgornjetriadne, jurske in kredne plasti dolenjske in notranjske podcone. Proti NW prehaja v rahlo nagubano zgradbo. Med Novim mestom in Sotesko poteka krški transformni prelom, ki je povzročil zaradi vertikalnih premikov med zgornjo triado in mal- mom okopnitev karbonatnega šelfa. Topliško-vivodinski nariv leži na jugoza- hodnem delu Zumberka in v severovzhodnem delu Bele krajine. V njem se zvrsti celotno zaporedje triadnih in jurskih plasti ter kredni fliš trebanjske, dolenjske in notranjske podcone. V roško-gorjanskem narivu na jugu Kočevskega Roga 118 Uroš Premru z narivno cono proti Beli krajini so razvite kamenine notranjske podcone; enako velja za ortneško-gorjanski nariv, medtem ko pokriva cerkniško-gorjanski nariv kočevska podcona. Panonska nagubana zgradba Ozemlje južne Slovenije se je najmočneje gubalo med srednjim eocenom in pliocenom, ko so nastali tudi narivi. Na panonskem prostoru pa je prišlo do gubanja še po glavnih fazah narivanja, in sicer v srednjem in zgornjem mio- cenu, tako da je dinarsko-balatonska narivna zgradba starejša od nagubane pa- nonske zgradbe. Terciarni sedimenti panonske kotline tvorijo sinklinale in antiklinale. Ohranile so se v glavnem sinklinale. Istočasno kot terciarne plasti se je gubala tudi narivna zgradba mezozojskih plasti. V severovzhodnem delu ozemlja, do koder so še segli narivi Južnih Alp, nastali na prehodu iz miocena v pliocen, pa so prišli terciarni sedimenti v sklop narivne zgradbe. Osi sinklinal in antiklinal imajo balatonsko smer, tj. NE-SW. Imajo torej isto smer kot balatonska narivna zgradba, kar govori o trajanju enako usmer- jenih sil NW-SE na obeh straneh zagrebškega preloma med zgornjim eocenom in pliocenom. Terciarne sinklinale so na površju le delno ohranjene zaradi neotektonskih prelomov, erozije in sedimentacije kvartarnih sedimentov. Najdlje na severu leže erozijski ostanki krmeljske sinklinale s sladkovodno peščeno glino, premogom in tortonskim laporjem, litotamnijskim apnencem in pešče- njakom. M. Pleničar& U. Premru (1977) sta jo imenovala krmeljska kadunja in jo imela za podaljšek senovške terciarne kadunje. Palinspastika na- rivne zgradbe in faciesi pa kažejo, da krmeljska sinklinala ni podaljšek se- novške, ampak leži južno od nje in je z njo vzporedna. Krška sinklinala (M. Pleničar & U. Premru, 1977) leži pod Krškim poljem. Na obrobju polja prihajajo na površje tortonske, sarmatske, meotske in pliocenske plasti. Sinkli- nala se nadaljuje proti NE prek Bizeljskega v Hrvatsko Zagorje, kjer jo ime- nujejo sinklinala Brezina-Veliko Trgovište (K. Sikić s sodel., 1979). Marija- goriška antiklinala sega iz Marije Gorice na Gorjance, kjer so se ohranili njeni erozijski ostanki. V profilu so zastopane plasti od helveta do pliokvartarja. Znana je tudi pod imenom antiklinala Marija Gorica-Donja Stubica (K. Sikić s sodel., 1979). Sinklinalo Brdovec-Stubica (K. Sikić s sodel., 1979) imenujem kratko stubiška sinklinala. Njeni jugozahodni erozijski ostanki leže med Bregano in Samoborom. Od tod se nadaljuje pod savskimi naplavinami v Hrvatsko Zagorje proti Stubici. Na južnem obrobju Žumberka in Medvednice leži severo- zahodno krilo savske sinklinale. Strukturno-facialne enote in tektonika plošč V južni Sloveniji se stika troje velikih enot, ki pripadajo različnim ploščam (si. 7). Strukturno-facialne enote Zunanjih Dinaridov in Južnih Alp pripadajo neaktivnemu marginalnomu morju jadranske kontinentalne plošče. V skitu se je preoblikovala jadranska plošča iz epikontinentalnega šelfa v epigeosinklinalo. Posamezne epigeosinklinalne cone so bile v obdobju mezozojske ere izredno tektonsko aktivne. Označujejo jih evgeosinklinalni in miogeosinklinalni jarki. Stabilne grude so predstavljale karbonatne šelfe. Med jarki in self i so bile nestalne pobočne cone, ki so se premeščale. Zunanji Dinaridi obsegajo največji Geološka zgradba južne Slovenije 119 prostor južne Slovenije, ki ga je v srednji triadi in delno v karnijski stopnji pokrivala miogeosinklinala, v zgornji triadi, juri in kredi pa stabilni karbonatni self. Postopna migracija pobočja proti SW se je pričela že v juri in je trajala še v eocenu. V spodnji kredi se je formiral na severovzhodu flišni jarek, ki se je postopno širil na račun karbonatnega šelfa proti jugozahodu. S širjenjem jarka je prešla pelagično-turbiditna sedimentacija spodnje krede v flišne sedimentacijo zgornje krede in paleogena. Na jadranski plošči se je odrazilo tudi razpiranje in zapiranje sosednjega oceana. Sedimenti srednje triade kažejo šibko razpiranje na jadranski plošči in močnejše razpiranje penninskega oceana in oceana ofio- litne cone, flišna sedimentacija v kredi pa na krčenje oceana in konzumacijo oceanske skorje. Ozemlje južnopanonskega masiva predstavlja prehodno oceansko ploščo. Paleozojske metamorfne kamenine kažejo na leptogeosinklinalo na oceanski plo- šči, mladopaleozojski in skitski sedimenti pa na kratonizacijo. Pri tem procesu je prešla za kratek čas oceanska plošča v kontinentalno s terestrično in deloma epikontinentalno-šelfno sedimentacijo. Normalno zaporedje karbonatno-šelfnih sedimentov srednje in zgornje triade na Kalniku (Al. S i m u n i č & An. Š i m u n i č , 1979), titonsko-valanginijskega aptihnega apnenca, hauterivijsko- albskih kremeničnih turbiditov z glinovcem (t. im. formacija »Ošterc«) na Ivan- ščici (L. Babic s sedel., 1979) in mezozojski sedimenti v zagorsko-medji- murski coni (J. P a n d ž i ć , 1979), nad njimi pa olistostromni ofiolit albsko- turonske starosti (L. Babic s sedel., 1979; Al. Simunič & An. Simu- n i č , 1979) govore bolj v prid modelu, ki sta ga postavila M. Boccaletti & G. Guazzone (1972, 1974, 1977) za marginalne dele mediteranskega prostora. Južnopanonska kontinentalna plošča se je razpirala z več jarki v obdobju med srednjo triado in albske stopnjo. Epievgeosinklinale z vmesnimi karbonatnimi šelfi so z razpiranjem prešle v leptogeosinklinalo. V razporne jarke je intrudi- rala bazična magma iz plašča. Nastala je tako imenovana semioceanska skorja. V leptogeosinklinalah je nastal radiolarijski roženec, na obodih pa različni globokomorski sedimenti. Vmesne pasove so tvorili mikrokontinenti; to so bili karbonatni šelfi in oceanska gorovja. V triadni eri so morali biti karbonatni šelfi dokaj široki, v zgornji triadi celo s stromatoliti, v juri pa kaže kondenzirana se- dimentacija (L. Babic, 1975) na zoženje karbonatnih šelfov z močnim verti- kalnim morskim strujanjem. Zoženje je nastajalo zaradi rušenja kontinentalnih pobočij s prelomi, hkrati pa se je z razpiranjem večala vmesna oceanska plošča. Med hauterivijsko in turonsko stopnjo je prišlo do subdukcije in v končni fazi do konzumacije oceanske skorje. V tem času je bila oceanizacija že končana. Istočasno s procesom konzumacije je nastajal tudi ortotektonski orogen na mestu triadno-jurskih karbonatnih šelfov in oceanskih gorovij. S tem so prišli deli orogena nad morsko gladino in so bili tektonizirani. Spremljajoča erozija je dala izvorni material za različne sedimente oceanske brazde. Subdukcija ni bila ome- jena na enotno cono niti na eno smer. Verjetno je potekala v več zaporednih smereh in menjavala smer in položaj na južnopanonski plošči. V subdukcijskih conah so nastale oceanske brazde, kjer so se usedali turbiditi in kaotični sedi- menti. Na oceanskem dnu, oziroma v leptogeosinklinali pa se je nadaljeval ba- zični vulkanizem z izlivi blazinaste lave. Turbiditi so večinoma kremenični, manj je karbonatnih . Izvirajo s kontinentalnega pobočja ortotektonskega oro- 120 Uroš Premru gena. Glinasti in meljasti sedimenti ter bloki triadnih in jurskih kamenin so prišli v kaotični sediment s plazovi in olistostromami, radiolarijski roženec, diabaz in spilit iz oceanske skorje pri napredovanju konzumacije, ultramafiti pa iz zemeljskega plašča. Nastal je ofiolit. Konzumacija se je morala končati pred zgornjesenonsko flišno transgresijo. Med južnopanonsko ploščo in jadransko ploščo jugovzhodno od zagrebškega preloma slutimo ofiolitno cono pod terciarnimi sedimenti v jugovzhodni bala- tonski narivni zgradbi. Danes predstavlja konzumirano oceansko skorjo. Odpi- ranje oceana ofiolitne cone postavljamo v triado in spodnjo juro, zapiranje pa med zgornji malm in zgornjo kredo. Subdukcija je morala potekati proti severu in se je torej pričela pred subdukcijami na južnopanonski plošči. Z oženjem oceanske skorje se je dvignil na severovzhodnem robu jadranske plošče orto- tektonski orogen, ki je bil pri napredovanju subdukcije močno tektoniziran in porušen. Material iz ortotektonskega orogena je prišel v kaotični sediment. Pri tem je bil uničen velik del jadranske plošče na območju Hrvatske. Uničeni so bili vsi Notranji Dinaridi z bosansko cono, tako da je prišla ofiolitna cona v stik z Zunanjimi Dinaridi. Precej manj je bil uničen severovzhodni rob jadranske plošče na območju Bosne, kjer je poleg srednjetriadnih evgeosinklinalnih sedi- mentov bosanske cone ohranjen tudi triadni karbonatni self med bosansko in ofiolitno cono. Pomembno vlogo pri gibanju plošč je imela zagrebška cona s snopom trans- formnih prelomov, ki smo jih določili v palinspastiki narivne zgradbe, zamiku strukturno-facialnih con in spremembi faciesov v Samoborskom gorovju in na Medvednici. Najpomembnejši je zagrebški prelom. Mezozojski zagrebški prelom poteka pod vrhnjimi narivi v Gorjancih in čez Hrvatsko Zagorje od severovzhoda proti jugozahodu. Vzporedna z njim sta žumberški in krški prelom. Potekata po zgornjih narivih in premakneta strukturno-facialne cone severovzhodnega dela Zunanjih Dinaridov. V neotektonskem obdobju sta bila delno obnovljena s sno- pom ešaloniranih prelomov. Najpomembnejši je vsekakor zagrebški prelom, ki je bil aktiven že v mezozoiku. Njegova aktivnost se je nadaljevala s snopom prelomov v terciarju in kvartarju. Zagrebški prelom je bil v strokovni literaturi večkrat obravnavan. Gorja- novič-Krambergerjevim (1907) razpravam so sledile publikacije V. K. Potkovica (1960), B. Sikoška & W. Medwenitscha (1969), H. Laubscherja (1971), J. F. De we j a s sodel., 1973) in J. P amie a (1975). Na Madjarskem, kamor poteka prelom s področja Zagreba, so ga obrav- navali med drugimi T. S z al a i (1966), G. Wein (1968, 1973), V. Dank & I. Bodzay (1971). Dewey ga je definiral kot transformni prelom, J. Fa- mi ć kot prečni prelom Zagreb-Balaton, Dank in Bodzay pa kot prelom Zagreb-Kulcs. V obdobju razpiranja oceanov v ofiolitni coni in na južnopanonski plošči so oživeli ob zagrebškem prelomu desni premiki. Zagrebški prelom je imel po- membno vlogo tudi pri cepitvi epigeosinklinalo Južnih Alp od Zunanjih Dina- ridov v starejšem mezozoiku in pri širjenju epigeosinklinale proti severovzhodu. Domnevamo, da je bilo razpiranje oceanov jugovzhodno od preloma veliko večje kot širjenje epigeosinklinale severozahodno od preloma. V obdobju krčenja oceanov ofiolitne cone in južnopanonsko plošče pa so se uveljavili ob njem Geološka zgradba južne Slovenije 121 SI. 7. Palinspastična skica tipov zemeljske skorje v mezozojski eri na območju Slo- venije in sosednjih dežel Fig. 7. Palinspastic sketch map of the earth crust in the regions of Slovenia and adjacent lands in Mezozoic era Kontinentalni plošči: AAP avstroalpidska plošča, JP jadranska plošča (JA južne Alpe, ND Notranji Dinaridi, Bii Bükk, ZD Zunanji Dinaridi) Prehodna oceanska plošča: JPP južnopanonska plošča (MK mikrokontinenti, OB oceanski bazeni) Oceanska plošča: PP periadriatska plošča, POC plošča ofiolitne cone Transformna preloma: Po podvoloveljski, Za zagrebški Continental plates: AAP Austroalpine plate, JP Adriatic plate {JA Southern Alps, IVD Inner Dinarides, Bü Bükk Mountain, ZD Outer Dinarides) Transitional ocean plate: JPP Southern Pannonian plate (MK Microcontinents, OB oceanic basins) Oceanic plate: PP Periadriatic plate, POC Plate of the Ophiolitic zone Transform faults: Po Podvolovljek fault. Za Zagreb fault levi premiki. Jadranska plošča se je pri tem le malo krčila. Poleg zagrebškega preloma sta bila z manjšimi premiki aktivna tudi preloma, vzporedna z njim. Velikosti premikov ob zagrebškem prelomu ni mogoče določiti, ker nimamo nikakršnih podatkov o velikosti oceanov ofiolitne cone in južnopanonsko plošče. Sklep Na ozemlju južne Slovenije in sosednje Hrvatske razlikujemo naslednje tek- tonske enote: jadransko ploščo z Južnimi Alpami in Zunanjimi Dinaridi, južno- panonsko ploščo in ofiolitno cono. Terciarni sedimenti panonske kotline leže diskordantno na vseh naštetih tektonskih enotah, terciarni sedimenti furlanske 122 Uroš Premru cone vzdolž Jadrana pa konkordantno na mezozojskih plasteh Zunanjih Dina- ridov. Na panonskem prostoru se je sedimentirala notranja melasa, na jadran- skem pa fliš. Mezozojske strukturno-facialne cone Južnih Alp in Zunanjih Dinaridov se- gajo v južno Slovenijo iz osrednje Slovenije. To so gorenjska, ljubljanska, idrij- ska in furlanska cona. V vzhodnem delu ozemlja se nadaljuje furlanska cona s trebanjsko, dolenjsko in notranjsko podcone, v zahodnem pa se pojavijo v njej tri nove podcone: kočevska, clauzettska in severnoistrska. V glavnem so nastale zaradi migracije flišne sedimentacijo od severovzhoda proti jugozahodu. Zanje je značilen jursko-kredni karbonatni self, za kočevsko podcone poseben razvoj karnijske stopnje in odsotnost srednjetriadnih sedimentov, za clauzettsko pod- cone podsabotinske plasti, za severnoistrske pa liburnijski skladi. Faciesi so epigeosinklinalni in so nastali na kontinentalni plošči. Južnopanonska plošča se je v mezozojski eri zelo spremenila. V paleozoiku je predstavljala oceansko ploščo z leptogeosinklinalno sedimentacijo, na prehodu iz perma v spodnjo triado se je za kratek čas kratonizirala in postala kontinen- talna plošča. V triadi, juri in spodnji kredi so se odpirali na njej oceani z vmes- nimi karbonatnimi šelfi, ki so predstavljali mikrokontinente. To je bilo obdobje ponovne oceanizacije. Oceanski tip skorje se je postopno širil, dokler ni med hauterivijem in tur onem prišlo do večfazne in različno usmerjene subdukcije ob mikrokontinentih, ki so se tedaj dvignili v ortotektonski orogen. V subduk- cijskih conah so nastale oceanske brazde s turbiditi in kaotično sedimentacijo. Pri konzumaciji je tako nastala olistostromna ofiolitna tektonska zmes. Ofiolitna cona predstavlja danes konzumirano in tektonizirano oceansko skorjo. Ocean se je razširjal v istem obdobju kot na južnopanonski plošči, krčenje oceana pa je nastopilo prej, že v zgornji juri. Pri konzumaciji in koliziji je nastal ofiolit. Porušen je bil tudi velik del jadranske plošče (bosanska cona), tako da je prišla ofiolitna cona v kontakt s strukturno-facialnimi enotami Zunanjih Di- naridov. Pri premikanju plošč je imel pomembno vlogo zagrebški transformni prelom, ki poteka pod vrhnjo narivno zgradbo. Z njim vzporedna sta žumberški in krški prelom. V tardigeosinklinalnem in postgeosinklinalnem ciklusu so bili prelomi večkrat reaktivirani. V tardigeosinklinalnem ciklusu je ozemlje doživelo močno tektonizacijo. Na prehodu iz krede v terciar je bil aktiven desni transkurentni prelom med Treb- njem in Smarjeto, ki je močno premaknil idrijsko cono in trebanjsko podcone. Med eocenom in pliocenom se je ozemlje večfazne nagubalo. Pri tem je prišlo v določenih delih tektonskih enot do narivanja. Mezozojske strukturno-facialne cone so prišle v drugoten položaj. V Zunanjih Dinaridih je nastala v ilirski orogenetski fazi med srednjim in zgornjim eocenom s pritiski od severovzhoda proti jugozahodu dinarska narivna zgradba, ki sega na severovzhodnem delu ozemlja še v strukturno-facialne enote Južnih Alp. V pirenejski orogenetski fazi med zgornjim eocenom in spodnjim oligocenom je s pritiskom od jugovzhoda proti severozahodu nastala jugovzhodna balatonska narivna zgradba. V savski orogenetski fazi v spodnjem miocenu se je v smeri NW-SE narinila severo- zahodna balatonska narivna zgradba. V rodanski fazi na prehodu miocena v plio- cen so se narinile od severa proti jugu Južne Alpe. Obe balatonski narivni Geološka zgradba južne Slovenije 123 zgradbi spremljata zagrebško cono oziroma zagrebški prelom. Na stiku velikih tektonskih enot je tako nastala dinarsko-balatonska narivna zgradba. Terciarni sedimenti panonske kotline leže transgresivno prek dinarske in balatonsko na- rivne zgradbe in so bili v rodanski fazi skupaj z njo nagubani, na ozemlju Južnih Alp pa so bili udeleženi v narivanju. Terciarni sedimenti jadranskega prostora so sodelovali pri narivanju v ilirski fazi. V postgeosinklinalnem ciklusu je bilo ozemlje v več neotektonskih fazah grudasto razkosano. Disjunktivna tektonika je sledila starejšim strukturam. Literatura Aleksič, V., Kalenić, M., Pantić, N. & Hadži, E. 1974, Istorijsko- geološka evolucija kontinentalne, prolazne okeanske i okeanske litosfere u Srbiji i susednim oblastima. Metalogenija i koncepcije geotekton. razvoja Jugoslavije. Rudar.- geol. fakult., Beograd. Aubouin, J. 1963, Essai sur la paléogéographie post-triasique et l'évolution secondaire et tertiaire du versant sud des Alpes orientales (Alpes méridionales; Lom- bardie et Vénétie, Italie; Slovénie occidentale, Yougoslavie). Bull, de la Soc. géol. de France V. Aubouin, J., Blanchet, R., Cadet, J. P., Celet, P., Charvet, J., Chorowicz, J., Cousin, M. & Rampnoux, J. P. 1970, Essai sur la géo- logie des Dinarides. V knjigi Géologie des Dinarides, Bull. Soc. géol. de France XII. Babic, L. 1973, Bazenski sedimenti gornjeg titona, beriasa i valendisa zapadno od Bregane. Geol. vjesnik 26, Zagreb. Babic, L. 1974, Razdoblje otriv-cenoman u Zumberku: str atif gr afija, postanak sedimenata i razvoj prostora. Geol. vjesnik 27, Zagreb. В a b i ć, L. 1975, Kondenzirani lias Medvednice i Ivanščice i njegovo značenje za interpretaciju paleogeografskog razvoja unutarnje dinarske regije. Geol. vjesnik 28, Zagreb. В a b i ć, L. 1976, Pomak granice između unutrašnje i vanjske Dinarske regije (primjer šireg područja Žumberka). 8. jugosl. geol. kongres, 2. knjiga, Ljubljana. Babić, L., Zupanič, J. & Crnjaković, М. 1979. Prepoznavanju dviju jedinice unutar >>klastita s ofiolitima« Ivanščice i uloga magmatskog pojasa i aktivnog kontinentalnog ruba pri njihovu postanku. IV god. znanst. skup savjeta za naftu JAZU, Zagreb. Blanchet, R. 1974, De l'Adriatique au Bassin Pannonique. Essai d'un modèle de chaîne. Mém. Soc. géol. de France 53/12. Boccaletti, M. & Guazzone, G. 1972, 1977, Gli archi appenninici, il Mar Ligure, ed il Tirreno nel quadro della tettonica dei bacini marginali retro-arco. Pubbl. del Centro di Studi per la Geol. dell'Appennino, Fase. 4, Pisa. Boccaletti, M. & Guazzone, G. 1974, 1977, Piate tectonics in the Medi- terranean region. Pubbl. del Centro di Studi per la Geol. dell'Appennino, Fase. 4, Pisa. Boccaletti, M. & Guazzone, G. 1974, 1977, Remnant arcs and marginal basins in the Cainozoic development of the Mediterranean. Pubbl. del Centro di Studi per la Geol. dell'Appennino, Fase. 4, Pisa. Boccaletti, M., Guazzone, G. & Manetti, P. 1974, 1977, Evoluzione paleogeografica e geodinamica del Mediterraneo: i bacini marginali. Pubbl. del Centro di Studi per la Geol. dell'Appennino, Fase. 4, Pisa. Bus er, S. 1976, Tektonska zgradba južnozahodne Slovenije. 8. jugosl. geol. kongres, Bled 1974, 3. knjiga Geotektonika, geofizika, Ljubljana. Celet, P. 1977, The Dinaric and Aegean Arcs: The Geology of the Adriatic. V knjigi The Ocean Basins and Margins, The Eastern Mediterranean, Plenum Press, New York and London. 124 Uroš Premru Chanell, J. E. T. & Horvath, F. 1976, The African/Adriatic Promontory as a Paleogeographical Premise for Alpine Orogeny and Plate Movements in the Carpatho-Balkan Region. Tectonophysics, 35, Amsterdam. Chorovicz, J. 1975, Le devenir de la zone Budva vers le Nord-Ouest de la Yougoslavie. Bull. Soc. géol. de France 17. Cousin, M. 1963, Contribution à l'étude géologique des Préalpes carniques orientales (Alpes méridionales, province d'Udine, Italie). Bull. Soc. géol. de France V. Cousin, M. 1970, Esquisse geologische des confins italo-yougoslaves: leur place dans les Dinarides et les Alpes méridionales. Géologie des Dinarides. Bull. Soc. géol. de France XII, Paris. Cirić, B., 1974, Širenje zemlje — glavni uzročnik savremene tektogeneze. Meta- logenija i koncepcija geotektonskog razvoja Jugoslavije, Rud.-geol. fakultet, Beograd. Dank, V. & Bodzay, I. 1971, Morphological background of the potential hydrocarbon reserves in Hungary. Simpozij Zadar, Nafta 22/4—5, Zagreb. Dewey, J. F., Pitman, W. C, Ryan, E. B. F., & Bonnin, J. 1973, Plate Tectonics and the Evolution of the Alpine System. Geol. Soc. America Bull., 84. Dimitrijevič, M. D. 1974, Dinaridi: jedan model na osnovama »nove glo- balne tektonike«. Metalogenija i koncepcija geotektonskog razvoja Jugoslavije, Rud.- geol. fakult. Beograd. Dimitrijevič, M. D. & Dimitrijevič, M. N. 1975, Ofiolitski melanž Dinarida i Vardarske zone: geneza i geotektonsko značenje. II god. znanst. skup savjeta za naftu JAZU, Zagreb. Dimitrijevič, M. N. & Dimitrijevič, M. D. 1979, Olistostromski, polifazni i reciklirani ofiolitski melanž. IV god. znanst. skup savjeta za naftu JAZU, Zagreb. D o z e t, S. 1974, Osnovna geološka karta SFRJ 1 : 100 000, list Delnice. Geologija 17, Ljubljana. D o z e t, S. 1975, Osnovna geološka karta SFRJ 1 :100 000, list Delnice. Geologija 18, Ljubljana. D o z e t, S. 1977, Triadne plasti na listu Delnice, Geologija 20, Ljubljana. D o zet, S. 1980, Jurske plasti na Kočevskem in južnovzhodnem Notranjskem. RMZ 27, št. 4, Ljubljana. Drobne, K. 1979, Paleocene and eocene beds in Slovenia and Istria. 16th Euro- pean Micropaleontological Colloquium, Ljubljana. Germovšek, C. 1955, Poročilo o kartiranju južnovzhodnega obrobja Ljubljan- skega Barja. Geologija 3, Ljubljana. Germovšek, C. 1961, O mlajšepaleozojskih in sosednjih mezozojskih skladih južno od Kočevja. Geologija 7, Ljubljana. Gorjanović-Kramberger, D. 1907, Die geotektonischen Verhältnisse des Agramer Gebirges und die mit denselben im Zusammenhang stehenden Erscheinungen. Anhang zu den Abh. d. k. preuss. Akad. Wiss., Berlin. Gorjanović-Kramberger, D. 1922, Der Bruchrand des Zagreber Gebir- ges zwischen Podsused und Zagreb und seine Bedeutung zur Heranbildung der Za- greber Terasse. Glasn. Hrv. prirodosl. društva 34, Zagreb. Gorjanović-Kramberger, D. 1924, Uber jugendliche Dislokationen bei Bijenik nähe Sv. Duh bei Zagreb und in Cučevje im Zagreb-Gebirge. Zbor. rad. po- svećen J. Cvijiću, Beograd. Hadži, E., Pantić, N., Aleksić, V. & Kalenić, M., 1974, Alpidi jugo- istočne Evrope u svetlu tektonike ploča. Metalogen. i koncepcije geotekt. razvoja JugosL, Rudar.-geol. fakultet, Beograd. Herak, М. 1956, Geologija Samoborskog gorja. Acta geol. 1, JAZU, Zagreb, Herak, М. 1962, Trias de la Yougoslavie. Geol. vjesnik 15/1, Zagreb. Geološka zgradba južne Slovenije 125 Herak, M. 1974, Paläogeographie und Fazies-Entw^icklung während der Trias in den Dinariden Kroatiens. V knjigi Die Stratigraphie der alpin-mediterranen Trias, Symposium Wien, Mai 1973, Schriftenreihe Erdwiss. Komm, österr. Akad. Wiss.,. Bd. 2, Wien. 11 i Ć , M. 1974, Nova globalna tektonika i evolucionistički model zemlje. Metalo- gen. i koncepcije geotekt. razvoja Jugosl., Rud.-geol. fakultet, Beograd. Koch, F. 1924, Geotektonische Beobachtungen im alpindinarischen Grenzgebite. Zbor. rad. posvećen J. Cvijiću, Beograd. Kossmat, F. 1913, Die Adriatische Umrandung in der alpinen í'altenregion. Mitt, d. Geol. Ges. in Wien. Wien. Kühn, O. & Ramovš, A. 1965, Zwei neue Trias-Ammonitenfaunen der Um- gebung von Novo mesto. Acta geol. 5, JAZU, Zagreb. Laubscher, H. P. 1971, Das Alpen-Dinariden-Problem und Palinspastik der südlichen Tethys. Geol. Rundsch. 60 (3). Laubscher, H. P. & Bernoulli, D. 1977, Mediterranean and Tethys. V knjigi The Ocean Basins and Margins, The Eastern Mediterranean, Plenum Press, New York and London. M i 1 j u š , P. 1972, Geological-tectonic structure and evolution of outer Dinarides and Adriatic area. Ann. Geol. Pen. Balkanique 37. M i 1 j u š, P. 1973, Osnovne crte geološko-tektonske gradje Dinarida i osvrt na perspektivnost naftnih istraživanja u savsko-vardarskoj zoni. Nafta 24, Zagreb. M i 1 j u š , P. 1976, Osnovne crte geološke gradje Dinarida i evolucije eugeo- sinklinale. 8. jugosl. geol. kongres. Bled 1974, Ljubljana. M i 1 j u s h , P. 1978, Tectonic framework and evolution of the Dinarides. Tectono- physics, Vol. 44, No. 1—4, Elsevier, Amsterdam. P a m i Ć, J. 1975, Velike poprečne frakture (transformni rasjedi?) u Unutarnjim Dinaridima. II god. znanst. skup savjeta za naftu JAZU, Zagreb. P a n d ž i ć , J. 1979, Podloga terciara jugozapadnog dijela Panonskog bazena. Osvrt na geološku gradju. IV god. znanst. skup savjeta za naftu JAZU, Zagreb. Pavšič, J. 1976, Zgornjekredne in paleocenske foraminifere ter nanoplankton Slovenije. 8. jugosl. geol. kongres, 2. knjiga, Ljubljana. Petković, V. К. 1960, Tektonska karta Jugoslavije 1:500 000, Glas. SAN 22, Beograd. Pleničar, М. 1961, Stratigrafski razvoj krednih plasti na Južnem Primor- skem in Notranjskem. Geologija 6, Ljubljana. Pleničar, M. & sodel. 1970, Tolmač za list Postojna, osnovna geološka karta 1:100 000. Zvezni geol. zavod Beograd. Pleničar, M. & Premru, U. 1975, Facialne karakteristike sjeverozapadnih Dinarida. II godišnji znanst. skup savjeta za naftu JAZU, Zagreb. Pleničar, М. & Premru, U. 1977, Tolmač za list Novo mesto, osnovna geološka karta SFRJ, Zvezni geol. zavod Beograd. Poljak, J. 1911, Kratak pregled geotektonskih odnosa Hrvatsko-Slavonskog gorja. Glasn. Hrv. prirodosl. društva, 23, Zagreb. Premru, U., Ogorelec, В. & Sribar, L. 1977, O geološki zgradbi južne Dolenjske. Geologija 20, Ljubljana. Premru, U. 1980, Geološka zgradba osrednje Slovenije, Geologija 23, Ljubljana. Radoičić, R. 1966, Microfaciès du Jurassique des Dinarides externes de la Yougoslavie. Geologija 9, Ljubljana. Rakovec, I. 1956, Pregled tektonske zgradbe Slovenije. I. jugosl. geol. kongres 1954, Ljubljana. Saint-Marc, P. 1963, Etude géologique de la région de Barels (Alpes méri- dionales, province d'Udine, Italie). Bull. Soc. geol. de France V. 126 Uroš Premru S a 1 o p e k , M. 1914, Moderna alpinska tektonika i geologija Hrvatske i Slovenije. Glasn. Hrv. prirodosl. društva 26, Zagreb. Sikošek, B. & Medwenitsch, W. 1969, Novi podaci za facije i tektoniku Dinarida. Geol. glas. 13. Sikošek, B. & Maksimović, B. 1971 Geotektonska rejonizacija Jadran- skog pojasa. Nafta, Simpozij Zadar, 4—5, g. XXII, Zagreb. Sikošek, B. & Vukašinović, M. 1975, Geotektonska evolucija Unutraš- njih Dinarida. II godišnji znanst. skup savjeta za naftu JAZU, Zagreb. S z a 1 a i, Т. 1966, Aufbau und Tektonik des Ostalpin und Karpatenblocks. Acta geol. Hungar 10. Šikić, K. & Bäsch, O. 1975, Geološka zbivanja od paleozoika do kvartara u zapadnom delu zagrebačke regije. II god. znanstv. skup savjeta za naftu JAZU, Zagreb. Šikić, К., Bäsch, O. & Šimunić, A. 1979, Tumač za list Zagreb, osn. geol. karta 1:100 000, Savezni geol. zavod Beograd. Šimunić, Al. & Šimunić, An. 1979, Litofacialno razčlanjavanje mezo- zojskih naslaga Kalničkog gorja. IV god. znanst. skup savjeta za naftu JAZU, Zagreb. Šlebinger, C. 1953, Obvestilo o kartiranju lista Cerknica 1 in 2. Geologija 1, Ljubljana. Vukašinović, S. 1975, O granicama rasprostranjenja, geotektonskoj rejoni- zaciji in naftnoj potencijalnosti Unutrašnjih Dinarida. II god. znanst. skup savjeta za naftu JAZU, Zagreb. Wein, G. 1973, Zur Kenntnis der tektonischen Strukturen in Untergrund des Neogens von Ungarn. Jahrb. geol. B. A. 116. Winkler, A. 1923, Über den Bau der östlichen Südalpen. Mitt. Geol. Gesell., Wien. Zlebnik, L. 1958, Prispevek k stratigrafiji velikotrnskih skladov. Geologija 4, Ljubljana. Hidrogeologija Hydrogeology GEOLOGIJA 25,1, 129—150 (1982), Ljubljana UDK 551.44:627.13(497.12) = 40 Variations naturelles de niveau piézométrique d'un aquifère karstique Naravna nihanja gladine podtalnice kraškega vodonosnika Primož Krivic Geološki zavod, 61000 Ljubljana, Parmova 33 Résumé La première partie de ce travail est relative à l'étude des variations naturelles de la pression ou du niveau piézométrique à l'aide d'un modèle statistique. L'étude des variations piézométriques sous l'effet des marées marines, a permis de caractériser le comportement hydrodynamique gé- néral de l'aquifère et d'évaluer les caractéristiques hydrodynamiques du milieu. La dernière partie de ce travail est consacrée à l'interprétation des pompages d'essai en milieu fissure-karstique. Ce travail montre donc la possibilité d'application des différentes approches à la résolution des problèmes hydrodynamiques des aquifères fissurés et karstiques. Kratka vsebina V prvem delu študije o hidrodinamiki razpoklinskih in kraških vodo- nosnikov so s pomočjo statističnega modela obravnavana naravna niha- nja piezometričnih nivojev podtalnice v odvisnosti od padavin in pretokov rek, ki napajajo vodonosnik. Drugi del obsega študij periodičnih nihanj gladine podtalnice pod vplivom plimovanja morja, ki omogoča določitev splošnih hidrodinamičnih parametrov vodonosnika. Zadnji del pa je po- svečen interpretaciji črpalnih poizkusov v kraško-razpoklinskih vodo- nosnikih. Avertissement. Cet article constitue la première partie d'un mémoire sous titre: «Étude hydrodynamique d'un aquifère karstique» présenté par l'auteur en vue d'une soutenance de thèse de Docteur-ingénieur à l'Université Montpellier II, France, année 1981. Les deux autres parties paraîtront dans les fascicules suivants de la GEO- LOGIJA. Pojasnilo. Članek predstavlja prvi del doktorske disertacije z naslovom: »Študija hidrodinamike kraškega vodonosnika«, ki jo je avtor zagovarjal leta 1981 na Uni- verzi Montpellier II v Franciji. Druga dva dela pa bosta izšla v naslednjih zvezkih revije GEOLOGIJA. 9 — Geologija 25/1 _________ 130 Primož Krivic Sommaire Introduction........................... 130 Caractérisation géologique et hydrogéologique générale de 1 aquifère étudié ... 131 1. Contexte général....................... 131 2. Équipement du système aquifère étudié.............. 135 Étude de variations naturelles des niveaux piézométriques......... 138 1. Introduction........................ 138 2. Corrélations entre les niveaux piézométriques des différents forages . . . 139 3. Corrélations pluie-niveaux piézométriques............. 140 4. Corrélations débit-niveau piézométrique.............. 147 5. Conclusion......................... 148 Bibliographie........................... 149 Introduction Cette étude a été réalisée dans le cadre des travaux consacrés à «l'hydro- géologie des roches fissurées et des terrains karstiques», entrepris au Depart- ment d'Hydrogéologie et de Géologie technique du Service Géologique de Ljubljana. Le système karstique qui a servi de base à cette recherche réalisée en liaison avec le Laboratoire d'Hydrogéologie de Montpellier est celui de la région de Kras (Slovénie, Nord-Ouest de la Yugoslavie), qui est une région typique, à l'origine du terme scientifique de karst qui correspond à la transcription allemande du terme slovène kras. Il s'agit de magasins karstiques très étendus qui constituent par leurs res- sources en eau souterraine un des éléments importants du développement éco- nomique de la région. Les problèmes abordés ici, concernent certains aspects de l'hydrodynamique souterraine traités à partir de données issues d'observations réalisées essentiel- lement sur forages. Bien entendu, les interprétations qui peuvent être proposées se heurtent au fait que dans les aquifères karstiques les lois régissant les écoulements souter- rains sont difficiles à saisir: la structure du milieu étant très particulière. On a montré, en effet, que les circulations d'eau se font dans des fentes d'origine tectonique, plus ou moins karstifiées, dont la distribution confère à la roche une forte hétérogénéité hydraulique (C. Drogue, 1974): conduits ou chenaux à conductivités élevées et juxtaposés à des blocs fissurés à faibles conductivités. Les chenaux ou drains sont les voies préférentielles de l'écoulement souter- rain et constituent les domaines privilégiés pour le captage des eaux. Mais l'organisation spatiale de ces chenaux et leurs caractéristiques sont très dif- ficiles à définir. Aussi, à l'heure actuelle, l'étude des aquifères karstiques est souvent effectuée à l'aide d'approches mises au point pour les terrains poreux. Des solutions spécialement adaptées au domaine karstique sont cependant pro- posées dans la littérature, mais on est encore relativement impuissant à procéd- er à l'analyse précise de certains processus liés à l'écoulement dans le karst. Dans ce travail, nous avons examiné certains phénomènes hydrodynamiques en essayant d'utiliser pour cela les solutions les mieux adaptées. La critique de cette démarche est faite dans le texte, compte tenu de la géométrie des milieux souterrains concernés. Variations naturelles de niveau piézométrique d'un aquifère karstique 131 Il a d'abord été étudié les variations naturelles des niveaux piézométriques, conjointement aux facteurs suivants: d'une part, les apports des pluies et, d'autre part, les mouvements d'un plan d'eau libre à la limite de l'aquifère (marées de la mer Adriatique). Les calculs des paramètres d'écoulement qui peuvent être ainsi faits pour des volumes relativement importants de la «nappe», sont complétés par des valeurs plus ponctuelles issues d'essais par pompages sur des forages spéciale- ment réalisés pour cette étude. Suite à l'ensemble de ces résultats, une des questions qui peut être posée, est celle de la place et de l'intérêt de l'étude de certains phénomènes relative- ment spécifiques (effets des marées océaniques, par exemple) dans une recher- che appliquée. Ceci nous parait un sujet intéressant à aborder, nous y reviendrons donc dans la conclusion de ce mémoire. CHAPITRE I Caractérisation géologique et hydrogéologique générale de l'aquifère étudié 1. Contexte général 1.1. Situation Le terrain étudié se situe entre le Golfe de Trst (Trieste), la vallée de la Vipava, la vallée de la Notranjska Reka et les massifs du Brkini et du Slavnik (fig. 1). Il s'agit d'un plateau d'altitude moyenne, comprise entre 100 et 300 m. La superficie du terrain karstique de ce secteur est de 500 km^ environ. 1.2. Contexte géologique et hydrogéologique Nous possédons peu de documents géologiques de détail sur cette région. La carte géologique de Gorica au 1 100 000 ne rend pas compte en effet de certains aspects de la structure (fracturation par exemple) qui jouent très probablement un rôle important dans l'organisation des circulations d'eau. Sans reprendre l'historique des recherches géologiques entreprises sur le Kras, nous citerons les principaux auteurs: G. Stäche (1891), F. Koss- mat (1909, 1916), B. Martinis (1951), C. d'Ambrosi (1955, 1960), M. Pleničar (1960), R. Pavlovec (1963), S. Buser (1968). 1.2.1. Description des faciès La série stratigraphique est représentée du Crétacé inférieur à l'Eocène (S. Bus er, 1968). Le Crétacé inférieur et l'étage Cénomanien sont représentés par des dolomies noires et grises surmontées de calcaires marneux qui supportent des calcaires massifs du Turonien et du Sénonien. L'ensemble de cette série a une puissance supérieure à 900 m, dont la moitié correspond aux calcaires du Turonien et du Sénonien. 1321 Primož Krivic Fig. 1. Carte hydrogéologique simplifiée du Kras SI. 1. Poenostavljena hidrogeološka karta Tržaško-komenskega Krasa Le Paleocène et l'Eocène inférieur sont formés tout d'abord de calcaires marneux et de marnes, puis de flyschs (Eocène). Ce dernier faciès joue un rôle hydraulique important: il constitue en effet les limites latérales étanches de l'aquifère karstique crétacé. 1.2.2. Données structurales Du point de vue géologique, les limites de l'aquifère karstique crétacé sont relativement bien déterminées (fig. 1). En effet, parallèlement à la faille dinari- que (orientation SE-NW) longeant la côte du Golfe de Trieste et au nord-est de celle, existe une structure synclinale de flyschs éocènes de Vipava; entre ces deux structures, affleurent des terrains du Crétacé, composés de calcaires et de dolomies. La structure géologique de ce bassin est simple: les calcaires et les dolomies forment un anticlinal dont l'axe général orienté NW-SE plonge vers le nord- ouest et disparaît dans cette direction sous la couverture alluvionnaire de la rivière Soča (fig. 1). Ce dispositif permet d'établir, aussi bien du sud-ouest qu'au nord et au nord-est, des limites du bassin versant nettes et précises. Ces limites étant donc Variations naturelles de niveau piézométrique d'un aquifère karstique 133 bien définies, reste à préciser toutefois la limite sud: en effet, la continuité des calcaires dans le massif de Slavnik et la vallée de Materija introduit une indétermination quant à la localisation précise dans l'espace, de la ligne de partage des eaux souterraines entre les bassins versants de Timav, de Rizana et de Osp. 1.2.3. Hydrogéologie générale L'aquifère karstique est alimenté, outre par les pluies, par les cours d'eau suivants: — les eaux de la Notranjska Reka qui se perdent en totalité à Škocjanske jame, — le ruisseau temporaire Raša qui alimente, par infiltration, la nappe souterraine de la partie nord-est du Kras; aux basses eaux, il se perd en totalité. Fig. 2. Equipment hydrométrique de l'aquifère étudié SI. 2. Hidrometrična merilna mesta obravnavanega vodonosnika 134! Primož Krivic Fig. 3. Carte schématique du secteur étudié avec les sources principales de Timav SI. 3. Slcica dela obravnavanega območja z glavnimi izviri Timava Variations naturelles de niveau piézométrique d'un aquifère karstique 135 — la rivière Vipava qui disparaît au niveau de Miren après avoir quitté les terrains imperméables. Un traçage prouvant cette alimentation a été réalisé par G. Ti m eus en 1910 (fig. 2). Enfin, la nappe alluviale de la Soča alimente le karst au contact des cal- caires fissurés et karstifiés sur la partie nord-ouest de l'aquifère karstique (d'après les études de F. Mosetti & C. D'Ambrosi, 1963 et de S. Morgante, F. Mosetti & E. Tongiorgi, 1966). Le fait qu'il n'existe pas de cours d'eau de surface pour drainer un plateau de 500 km^ (les cours d'eau précités ci-dessus se situant en bordure) montre l'importance du drainage souterrain. Ce drainage réapparaît essentiellement au niveau des trois sources de Timav au nord de Devin (fig. 3). Les autres exutoires voisins sont ceux de Sabliči, Moščenice, Lizert, Sardoč au nord des sources principales, et de Brojnice au sud (E. B o e g a n , 1938). Enfin tout le long de la Côte Adriatique, entre Devin et Nabrežina, il faut signaler la présence de sources sous-marines perennes ou temporaires (E. Accerboni & F. Mosetti, 1967). Le débit cumulé de toutes ces sources n'a jamais été mesuré, mais on a pu estimer le débit d'étiage global à 10 m^ s (E. B o eg an, 1938, C. d'Ambro- si, 1952, F. Bidovec, 1957, 1965), et le débit moyen à 20 m^ s (E. Boe- gan, 1938, C. d'Ambrosi, 1952). Ces sources se situant sur le territoire italien n'ont pu faire hélas l'objet d'équipement limnigraphique et d'aucune surveillance dans le cadre de cette étude. On ajoutera, enfin, que sur le plan des précipitations, la moyenne pluvio- métrique annuelle établie sur une période allant de 1926 à 1965, est de l'ordre de 1460 mm. 2. Équipement du système aquifère étudié 2.1. Forages Sur la partie nord et nord-est de l'aquifère étudié nous avons implanté dix forages: le long de la vallée de Brestovica à la frontière italienne (B—4) jusqu'à Gorjansko (B—8), dans les dolines de Kazlje (V—1) et de Avber (V—2) (fig. 2, tableau 1). Après exécution, chaque ouvrage a fait l'objet d'essais par pompage (fig. 4) et a ensuite été utilisé comme piézomètre (fig. 5). Certains forages furent équipés de limigraphes sur des périodes plus ou moins longues; il s'agit des forages B—3, B—4, B—5, B—7 et V—1. Les niveaux piézométriques dans les autres ouvrages sont mesurés une fois par semaine (tableau 2). 2.2. Stations hydrométriques Sur les rivières qui alimentent l'aquifère de Kras, il y a les quatre stations de jaugeages suivantes: Cerkvenikov mlin sur la rivière Notranjska Reka; Mi- ren et Dornberk sur la rivière Vipava; et enfin, une station sur la rivière Soča au niveau de Solkan (fig. 2). Toutes ces stations sont équipées de limnigraphes et entretenues par le Service Hydrologique de Slovénie. 136 Primož Krivic Tableau 1. Caractéristiques géologiques et techniques des forages Tabela 1. Geološki in tehnični podatki o vrtinah Fig. 4. Pompage d'essai dans le puits VB—4. Débit d'exhaure (103 l/s), rabattement sta- bilisé 0,44 m. L'eau pompée a été rejetée dans une doline située à 1000 m à l'est du puits SI. 4. Crpalni poizkus v vodnjaku VB—4. Pretok (103 Is), ustaljeno znižanje 0,44 m. Iz- črpana voda je bila odvedena v dolino 1000 m vzhodno od vodnjaka Fig. 5. Piézomètre B—4 equipé d'un limnigraphe depuis 1977, permettant l'enregistre- ment des marées dans l'aquifère. Profondeur 52,5 m, distance de la côte 4000 m SI. 5. Piezometer B—4, opremljen z limnigrafom od leta 1977, ki omogoča beleženje plimovanja v vodonosniku. Globina 52,5 m, oddaljenost od morske obale 4000 m 138: Primož Krivic Tableau 2. Durées d'observations piézométriques Tabela 2. Cas opazovanja piezometrov 2.3. Stations météorologiques Il s'agit d'un réseau météorologique de 10 stations, dont 6 se situent sur le plateau du Kras et les autres à proximité de celui-ci (fig. 2). Ces stations sont gérées par le Service Météorologique de Slovénie. Elles sont équipées de pluviographes et les données de pluie journalière sont dispo- nibles. Ci-dessous, est précisée la liste des postes consultés: • Opatje selo, • Senožeče, • Branik (Zalošče), • Bilje, • Matavun, • Nova Gorica, • Ilirska Bistrica, • Novelo pri Temnici, • Komen, • Sepulje (Godnje, Šmarje). CHAPITRE II Étude de variations naturelles des niveaux piézométriques Corrélations pluie-piézométrie-débit 1. Introduction 1.1. Objectifs Rappelons que le système karstique étudié a une superficie de 500 km- environ; qu'il se situe dans les assises carbonáteos du Crétacé et que ses limites sont relativement bien connues, sauf dans la partie Sud où une indétermination Variations naturelles de niveau piézométrique d'un aquifère karstique 139 subsiste quant à la position de la ligne de partage des eaux entre ce système aquifère et d'autres systèmes adjacents. Sur cet aquifère, l'objectif de l'étude est d'analyser les relations entre les séries chronologiques de débit, de niveaux piézométriques et données pluvio- métriques. Pour cela nous avons établi un programme (programme HYDRO- STAT) pour le traitement de données recueillies et le tracé automatique de diagrammes synthétiques. L'analyse statistique entre les différentes variables (pluie, débits, niveaux piézométriques) a été réalisée par la méthode de régression et corrélations linéaires. Il importe donc de pouvoir mettre en évidence certaines dépendances entre deux ou plusieurs paramètres, voir même le degré de dépendance. Ceci reste néanmoins relativement sommaire. Les relations entre les varia- bles «pluie», «niveaux piézométriques» et «débits» ont été étudiées à l'aide d'une méthode classique de statistique des corrélations linéaires simples. Ce travail doit donc être considéré comme une introduction à une étude ultérieure plus approfondie. 2. Corrélations entre les niveaux piézométriques des différents forages 2.1. Résultats L'étude a consisté à calculer et à analyser les corrélations entre les niveaux piézométriques des forages, deux par deux, à l'aide de régressions linéaires. Exemple: Pour les forages B—4 et B—5 la régression est la suivante: h^B^4) = 0,60 + 0,46 h,B-5i avec un coefficient de corrélation de 0,98 (fig. 6); la moyenne étant de 7,42 m pour B—5, de 4,02 m pour B—4 et l'écart-type de 2,99 m pour B—5 et de 1,40 m pour B—4 sur un échantillon de 247 couples de données. Il a été procédé ainsi pour les 45 couples de forages. Les coefficients de corrélation, des forages pris deux par deux, sont présentés dans le tableau 3. 2.2. Interprétation Pour les forages B—2, B—3, B—4, B—5, B—6, B—7, B—8 (voir tableau 3) le coefficient de corrélation est très significatif (R > 0,95). En revanche, il est faible pour les autres forages (B—1, V—1, V—2) qui ne réagissent donc pas de la même manière. Les forages B—2 à B—8 réagissent très nettement aux im- pulsions d'entrées (fig. 7). On peut donc considérer qu'ils sont représentatifs du réseau conducteur du système karstique étudié. Aussi les forages B—1, V—1, V—2 dont les niveaux piézométriques ont des variations plus lentes et qui ne se corrèlent pas avec ceux des forages précédents ne sont donc pas représentatifs du réseau conducteur. Ces forages sont implantés soit dans les zones peu perméables, soit dans des secteurs qui ne sont pas directement liés au réseau du drainage principal. « 140 Primož Krivic Fig. 6. Régression linéaire entre les niveaux piézométriques relevés sur les forages B—4 et B—5 (247 mesures) SI. 6. Linearna regresija med piezometričnimi nivoji izmerjenimi v vrtinah B—4 in B—5 (247 meritev) Cette analyse permet donc de situer les forages dans des domaines de per- méabilités de l'aquifère karstique: sur les drains conducteurs (forages B—2 à B—8) et sur les zones peu fissurées (B—1, V—1, V—2). 3. Corrélations pluie-niveaux piézométriques Nous disposons des valeurs journalières de pluviométrie pour la période de mars 1977 à janvier 1980. La liste des stations météorologiques consultées est donnée dans le chapitre I, § 2.3. Pour cette étude, nous avons retenu quatre postes qui nous paraissent être les plus représentatifs pour l'ensemble du plateau karstique; ce sont les stations météorologiques de Senožeče, Opatje Selo, Bilje et Matavun (fig. 2). Tous les piézomètres de B—2 à B—8 fonctionnent essentiellement de la même façon comme cela a été vu dans le paragraphe 2. Nous allons donc utiliser les données du piézomètre B—4 comme représentatives pour cette partie de l'aqui- fère. Les données du piézomètre B—5 serviront de contrôle et pour la compa- raison du comportement d'un point à un autre, les deux piézomètres étant équipés de limnigraphes durant la période considérée. Variations naturelles de niveau piézométrique d'un aquifère karstique 141 Fig. 7. Variations piézométriques sur les forages B—4 et B—5 (année 1978) SI. 7. Nihanje gladine podtalnice v vrtinah B—4 in B—5 (leto 1978) 142 Primož Krivic Tableau 3. Coefficients de corrélation des niveaux piézométriques des forages deux par deux Tabela 3. Korelacijski koeficienti piezometričnih nivojev po parih vrtin 3.1. Corrélation linéaire simple avec introduction d'un temps de retard entre les séries -«pluie» et ^