UDK 551.243 244:551.761 Triadni skladi v zgradbi osrednjega dela Posavskih gub Uroš Premru Geološki zavod, Ljubljana, Parmova 33 Avtor razlikuje v osrednjem delu Posavskih gub avtohtoni in alohtoni del ter litološko in biostratigrafsko razčlenjuje posamezne tektonske enote. Avtohtone enote sestoje v glavnem iz paleozojskega jedra, na krilih antiklinal pa so ohranjene še najstarejše mezozojske plasti. V alohtonih enotah odločno prevladujejo triadni skladi. Najbolj pestro je razvita skitska in karnijska stopnja ter fasansko-langobardska podstopnja. Najmlajše plasti, udeležene v narivni zgradbi, so sarmatske. Avtor skuša podati zaporedje tektonskih dogajanj, ki so privedla do današnje zgradbe in končno postavi glavni del narivanja v rodansko fazo. Prvotno enostavne gube so polegle in se narinile na avtohtono podlago. Pri tem se je celotna zgradba stisnila za dve tretjini. Uvod V letih 1969 do 1972 je skupina geologov v sestavi L. Prah, J. Volk. B. Sto-janovič, B. Ogocelec in U. Premru kartirala osrednji del Posavskih gub (si. 1.). Pregledala je 836 km2 ozemlja, kar je malo več kot 50% celotne površine lista Ljubljana. V prvi fazi raziskovanj je avtor izdelal tektonsko karto. Pri tem se je pokazalo, da sestoje alohtone tektonske enote povečini iz mezozojskih skladov, v katerih prevladujejo triadne kamenine. Na podlagi zaporedja triadnih plasti v posameznih tektonskih enotah je poskušal v drugi fazi pojasniti paleogeo-grafski razvoj in sedimentacijsko okolje v triadi. Mikrofosile je določila Lj. Šribar, rastlinske ostanke S. Pantič in konodonte J. Pohar. A. Hinterlechner-Ravnik in M. Dimič sta vzorce kamenin analizirali petrološko, M. Silvester in S. Orehek pa sedimentološko. Tektonske enote Meje med posameznimi tektonskimi enotami so povečini narivni robovi. Ponekod so kontinuirane, drugod pa zaradi radialne tektonike prekinjene, ker je narivni rob dvignjen, pogreznjen ali horizontalno premaknjen. Na tektonski karti (Tabla 1) smo zaradi manjšega merila meje ponekod poenostavili. Na ta način je postal položaj posameznih enot preglednejši. Od radialne tektonike smo prikazali samo tiste prelome, ki so bistveno premaknili narivne meje. V teh primerih predstavljajo radialni prelomi meje površinskih tektonskih enot, čeprav so bili aktivni le kot neotektonski prelomi. V nekaterih tektonskih enotah smo prikazali tudi luskasto zgradbo-, ki je nastala bodisi zaradi premikanja nekaterih plasti znotraj tektonske enote, bodisi zaradi postnarivnega stiskanja. Luskasta zgradba znotraj posameznih tektonskih enot je omejena na manjše površine. Od juga proti severu si slede naslednje tektonske enote: Dolski nariv leži med Molnikom, Volavljami in Trebeljevim. Na jug sega čez rob lista Ljubljana na list Ribnica. Po K os s matu (1905) je prehod med litijsko antiklinalo in Dolenjskim Krasom, kot je on imenoval dolski nariv, delno normalen, delno pa je ob laniškem prelomu litijska antiklinala narinjena proti vzhodu na Dolenjski Kras. Enako je razlagal zgradbo tudi Rakovec (1955). Po Buserju se je Dolenjski Kras narinil od juga proti severu na litijsko antiklinalo. Grad je imenoval vzhodni del dolskega nariva dolska plošča, ki naj bi bila narinjena proti zahodu na litijski antiklinorij, medtem ko je Dolenjski Kras narinjen na litijski antiklinorij z juga. Ponekod se javlja luskasta zgradba. Na podlagi facialnih značilnosti lahko trdimo, da sta nariv Dolenjskega Krasa in dolska plošča ista tektonska enota, ki jo bomo imenovali dolski nariv. Posebno pomemben je položaj dolskega nariva glede na litijsko antiklinalo in litijski nariv. Dolski nariv se razprostira od Molnika prek Šmartna in Zagorja proti vzhodu na list Celje. Sestoji v glavnem iz mezozojskih kamenin. Zanj je zna- Sl. 1. Položaj obravnavanega ozemlja Abb. 1. Lageskizze des Gebietes čilna komplicirana luskasta zgradba v spodnjem delu nariva. Luskasta zgradba sestoji iz permokarbonskih skladov litijske antiklinale in triadnih plasti dolskega nariva. Posamezne luske so debele nekaj deset do- sto* metrov. Južni rob dolskega nariva je pri Lanišču na listu Ribnica. Tod se po- vsej verjetnosti glede na paleozojske kamenine nadaljuje proti vzhodu prek Police in Poljan nad Grosupljem ter Debeč in Moravč v dolini Mirne na list Novo mesto', kjer zasledimo narivni rob severno- od Mokronoga in vzhodno od Krmelja. Dolski nariv je narinjen na litijsko antiklinalo. Med Litijo- in Ljubljano je povečini erodiran. Proti vzhodu, kamor vpada os litijske antiklinale, pa je večidel ohranjen. Med Vačami in Zagorjem je ohranjen tudi severni del dolskega nariva, ki ga od južnega dela južno- od Zagorja loči le ozek pas permokarbonskih kamenin litijske antiklinale. Na listu Celje pa je zaradi vpada struktur proti vzhodu vidna celotna zgradba južnega in severnega dela nariva. Litijska antiklinala je danes vidna severno in južno- od Save med Ljubljano, Litijo in Ostrežem južno od Zagorja. Naziv so- uporabljali že K o- s s m a t (1909), Winkler (1923) in Rakovec (1956), medtem ko je Grad pisal o- litijskem antiklinoriju. Med Ljubljano-, Rašico in Kresniškimi poljanami sestoji litijska antiklinala samo iz klastičnih permokarbonskih kamenin. Plasti vpadajo proti severu, le v bližini narivnega robu dolskega nariva imajo drugačen vpad, kar so povzročile deformacije permokarbonskih kamenin zaradi bližine mezo-zojskega nariva, na kar je opozoril že Grad. Na širšem območju Litije navaja Grad sinkli-nalo in antiklinalo-, ki si sledita od juga proti severu z generalno- smerjo W-E. Antiklinala naj bi bila polegla proti jugu zaradi pritiskov s severa in naj bi predstavljala teme antiklinorija. Pri ponovnem preučavanju zgradbe smo- našli tod dve brahiantiklinali in vmesno- brahisinklinalo z osmi W-E. Po definiciji antiklinorija (M o- r a w s k i, 1968—71) je prečni profil permokarbonskih plasti litijske antiklinale prekratek, da bi bilo- prostora za antiklino-rij. Po drugi strani pa tudi ne ustreza definiciji glede velikosti gub, ki se morajo- na obe strani antiklino-rij skeg a temena zniževati po- ploskvi gub. Zato je ime litijska antiklinala primerno za to- tektonsko enoto. Litijski nariv sledimo od Rašice nad Ljubljano proti vzhodu do Zagorja. V letih 1969 do 1972 smo pregledali narivni rob litijskega nariva od Rašice do Velike vasi nad Kresniškimi Poljanami. Njegovo- nadaljevanje proti vzhodu do Zagorja smo- iskali fotoge-ološko. Pri tem smo upoštevali Gradove podatke geološkega kartiranja iz let 1959—60. Narivni rob je lepo viden v reliefu od Velike vasi do Vač, ker so- bila poznejša tektonska dogajanja bolj šibka in je narivni rob ostal tektonsko- skoraj nedotaknjen. Od Vač do- Zagorja pa je narivni rob raztrgan zaradi radialnih tektonskih premikanj. Na tem odseku je lepo viden tektonski odnos med više ležečim litijskim narivom in niže ležečim dolskim narivo-m. Litijski nariv so opisali že W i n k 1 e r (1923), Rakovec (1956) in Grad. Njegova narivna plo-skev vpada položno- proti severu, sestoji pa iz triadnih, jurskih in krednih skladov. Terciarne plasti smo- prišteli k drugi tekto-nski enoti. Na Rašici se je ohranilo še prvotno čelo nariva, ki je bilo- drugod že ero-dirano. Nad vasjo Rašica imamo- v dolžini 2 km jurski apnenec, ki leži v inverzni legi pod zgornjetriadnim apnencem. Inverzna lega kaže na poleglo gubo. Čelo nariva je luskasto in vsebuje kredne plasti. V polegli gubi pa so prišli skupaj z jurskim apnencem v inverzni položaj. Pri narivanju so- kot najnižje plasti, ki so bile v najožji narivni coni, prišle v luskasto zgradbo delno pred čelo, delno pa pod čelo litijskega nariva. Laška sinklinala leži na litijskem narivu. Sestoji samo iz terciarnih sedi-mentov. Pri kartiranju v letih 1969—72 smo našli strnjene terciarne sedi-me-nte, ki leže erozijsko diskordantno na mezozojski podlagi le okoli Moravč. Manjši erozijski ostanki so še na Murovici in Ciclju severno od Dolskega. Naj-zahodnejši ostanek laške sinklinale je pri Domžalah, kjer ima obliko- neotek-to-nskega jarka. Med Moravčami in Zagorjem je laška sinklinala močno stisnjena in komplicirano nagubana (Kuščer, 1967). Pri Zagorju so- se zaradi povečanih bočnih pritiskov triadne kamenine narinile na sever zaradi mehkih terciarnih sedimento-v. Vzhodno od Moravč je zgradbo laške sinklinale nadrobno podal Kuščer (1967). Na podlagi definicij ruskih (Lazj ko, 1962) in francoskih avtorjev (G i g n o- u x , 1950) jo je imenoval laški sinklinorij. Po- novejši definiciji (Mo-rawski, 1968—1971) ta nagubana zgradba ne zadosti definiciji sinklinorija. Zahodno od Moravč, kjer leže terciarne plasti normalno- na mezozojski podlagi, je eno-tna sinklinalna zgradba. Vzhodno od Moravč pa je najbolj naguban severni del, na katerega so se narinile trde mezozojske kamenine trojanskega nariva. Pri Zagorju, kjer je laška sinklinala bočno stisnjena, pa sta nagubanost in naluskanost še močnejši. Trojansko antiklinalo sledimo kontinuirano od Lukovice prek Trojan proti vzhodu na list Celje. Sestoji iz permokarbonskih in srednjepermskih klastičnih kamenin ter zgornjepermskih, skitskih in anizičnih karbonatnih sedimentov. Zgradbo trojanske antiklinale so opisali že Kossmat (1913), W i n k 1 e r (1923) in Rakovec (1956). Na podlagi terenskih opazovanj in statistične obdelave vpadov plasti lahko rečemo, da leži med Lukovico in Trojanami antiklinala z osjo v smeri W-E, ki vpada generalno proti vzhodu. Med Lukovico in Krašnjo vpada osna ravnina po-d kotom 84° proti severu, pri Blago-vici pa je vpadni ko-t 78°. Nagnjenost osne ravnine jasno kaže na pritiske s severa. Med Trojanami in Kožico se antiklinala nadaljuje proti vzhodu. Pri Trojanah pa je južno od nje formirana brahisinklinala, nato- pa zopet brahiantiklinala, ki se nadaljuje proti vzhodu prek Kotredeščice in še dalje na področje lista Celje. Trojanska antiklinala je analogno nagubana kot litijska antiklinala. Značilno za obe je, da se sestavljena nagubana zgradba kaže šele v njunih vzhodnih delih. Rakitovška sinklinala. To ime smo dali enoti, ki leži severno od trojanske antiklinale. Sesto-ji iz spodnjetriadnih in srednjetriadnih kamenin. Zahodno- od vasi Rakitovec (severno- od Blagovice), po kateri smo- tektonsko enoto- imenovali, trojanska antiklinala normalno prehaja v rakitovško sinklinalo. Vzhodno od tod pa predstavlja mejo fleksura spodnjetriadnih kamenin, ki so tektonsko močno- porušene in stanjšane skoraj na tretjino- svo-je normalne debeline. Na površju je vidno- samo južno- krilo sinklinale z najmlajšimi fassansko-langobardskimi kameninami. Jedro sinklinale prekriva višja tektonska enota — trojanski nariv. Vpad plasti v južnem sinklinalnem krilu je strm in dokaj konstanten proti severu. Os sinklinale ima torej smer W-E. Kamniška luskasta zgradba. Vzhodni podaljšek rakitovške sinklinale in severnega dela trojanske antiklinale je kamniška luskasta zgradba. Posamezne luske vpadajo položno proti severu. Debele so okoli 80 do 300 m. Sestoje iz permokarbonskih, permskih, skitskih, anizičnih in fassansko-langobardskih plasti. Plasti vpadajo proti severu ali proti jugu. Domnevamo1, da je bila kamniška luskasta zgradba v prvi fazi tektonskih deformacij močno* nagubana. Smer osi gub je potekala W-E. V poznejših fazah so gube polegle in se narinile proti jugu v obliki lusk. Pri tem imamo v mislih gube znatno manjšega obsega kot sta rakitovška sinklinala in trojanska antiklinala. Trojanski nariv se vleče v smeri W-E skoraj prek celotnega lista Ljubljane. Na zahodni strani najdemo posamezne majhne erozijske ostanke na južni strani Tunjiškega gričevja. Kontinuirano pa ga sledimo od Kamnika do Kožice na vzhodnem robu lista, od koder se nadaljuje še na list Celje. Ime smo izbrali po vasi Trojane, ki leži približno na sredini prvotne razprostranjenosti trojanskega nariva. Prvotno je trojanski nariv prekrival kamniško1 luskasto zgradbo, rakitovško sinklinalo in trojansko antiklinalo. Erozija je srednji del trojanskega nariva odstranila, tako da je danes na površju vidna trojanska antiklinala. Najbolj erodirani del je prav na temenu obeh brahiantiklinal trojanske antiklinale. To dejstvo kaže, da se je trojanska antiklinala gubala še po narivanju. Danes je trojanski nariv zaradi erozije razdeljen na dva dela. Severni del sklenjeno sledimo od Kamnika do Kožice, južni pa je ohranjen le v večjih krpah. Pri Luko-vici so kamenine ohranjene v večjem neotektonskem jarku, na Rebri, Veliki planini in na Ržišču pa kot erozijski ostanki na grebenih trojanske antiklinale. Istovetnost severnega in južnega dela nariva dokazujejo1 facialne značilnosti kamenin trojanskega nariva. Vzhodno od Kamnika, kjer sestoji trojanski nariv iz fasansko-langobardskih in kordevolsko-zgornjetriadnih kamenin, je tektonska enota nižjega reda, ki smo jo imenovali kamniška plošča. Pri narivanju trojanskega nariva od severa proti jugu so se sorazmerno trde neplastovite kordevolsko-zgcrnjetriadne karbonatne kamenine dislocirale v obliki plošče, ki je drsela po plastičnih fassansko-langobardskih kameninah. Prvotni normalni kontakt se je spremenil v narivnega. Vzhodno1 od tod, na Jasovniku in Kožici, kjer imamo enake stra-tigrafske razmere, pa kontakt med fassansko-langobardskimi in kordevolsko-zgornjetriadnimi kameninami tektonsko1 ni prizadet. Tuhinjska sinklinala leži večidel normalno1 na trojanskem narivu. Njena južna meja predstavlja erozijsko-diskordantno mejo med mezozojskimi kameninami trojanskega nariva in terciarnimi plastmi. Le v srednjem delu, pri Jastroblju v Tuhinjski dolini, je južna meja narivna. Nastala je zaradi bočnega stiskanja tuhinjske sinklinale. Pri tem so prišle mezozojske plasti iz podlage v narivno luskasto zgradbo-. Luske so- debele 20 do 200 m. Enako je nastal zaradi bočnega stiskanja tudi nariv pri Ojstrici na vzhodnem robu karte. Severno mejo predstavlja tuhinjski nariv, na nekaterih manjših odsekih pa tudi više ležeči savinjski nariv. Tektonsko zgradbo tuhinjske sinklinale so opisovali že K os s mat (1913), W i n k 1 e r (1923) in Rakovec (1956). Kiihnel (1933) je opozoril na inverzno lego severnega krila tuhinjske sinklinale. Os tuhinjske sinklinale vpada od vzhoda proti zahodu. V Tunjiškem gričevju, ki predstavlja zahodni del sinklinale, vpada osna ravnina približno pod kotom 50° proti severu, v osrednjem delu, pri Šmartnem v Tuhinjski dolini pod kotom 35° proti severu, pri Motniku pa se zravna v vertikalno lego. Ponekod smo lahko merili vpad narivne ploskve. Poprečno znaša 10 do- 32°. Vpad ravnine kaže močne pritiske s severa, ki so bili najmočnejši prav v osrednjem delu tuhinjske sinklinale, kjer je osna ravnina najbolj položna. Proti vzhodu se tuhinjska sinklinala nadaljuje na listu Celje, kjer pogledajo na dan terciarne plasti (Ojstrica, Zahom-Zabukovica-Liboje, Zagrad južno od Celja). Tuhinjski nariv. Na tuhinjsko* sinklinalo* je narinjen tuhinjski nariv. Imenovali smo ga po Tuhinju, kjer poteka njegova južna meja. Sledimo* ga od zahodnega roba karte, od koder se nadaljuje na list Kranj, prek Pšate, Stahovice, Hruševke v Tuhinju, Zg. Tuhinja, Špitaliča in Vranskega ter preko vzhodnega roba lista Ljubljana na list Celje. Med Pšato in Zg. Hribom v Tuhinju pride na površje tuhinjski nariv v ozkem pasu izpod više ležečega savinjskega nariva. Njegova debelina je tod reducirana na 20 do* 100 m. Nekoliko večjo površino ima med Zg. Hribom in planino Slevc zaradi erozije savinjskega nariva. Pod Slevcem in pri Zg. Tuhinju ima tuhinjski nariv luskasto zgradbo. Luske sestoje iz terciarnih kamenin tuhinjske sinklinale in ladinskih kamenin tuhinjskega nariva. Debele so 10 do 50 m in vpadajo proti severu pod istim kotom kot narivni rob vzhodno in zahodno od tod. Na manjšem odseku pri Zg. Tuhinju savinjski nariv celo prekriva tuhinjski nariv. Vzhodno* od tod je ohranjen na površju veliko- širši pas tuhinjskega nariva. Pri Vranskem, kjer meji na spodaj ležečo vransko* sinklinalo*, je severni del nariva močno stanjšan. Debel je le 20 do 50 m, medtem ko cenimo- njegovo- debelino- v južnem delu na nekaj 100 m. Stanjšanje si razlagamo z delovanjem savinjskega nariva. Karbonatne kamenine tega nariva so-pri drsenju proti jugu ero-dirale mehkejše plasti zgornjega dela tuhinjskega nariva. Večji del tuhinjskega nariva sesto-ji iz fassansko-langobardskih psevdo-zilj-skih kamenin. Le ponekod je zastopan tudi najmlajši člen, ko-rdevolski dolomit ali kordevolsko-zgornjetriadni apnenec ali dolomit. Belška antiklinala. Severno- od Mo-tnika pogledajo izpod tuhinjskega nariva grodenske in skitske kamenine. Podlaga je prišla na dan zaradi dviga dveh neotekto-nskih blokov in zaradi erozije. Antiklinalna zgradba ni izrazita zaradi majhne površine izdanko-v in zaradi neo-tektonskih deformacij. Lahko pa jo rekonstruiramo na podlagi zaporedja antiklinal in sinklinal pod narivno zgradbo-. Belška antiklinala sledi proti severu trojanski antiklinali in rakito-vški sinklinali. Belško antiklinalo smo imenovali po vasi Bela v Tuhinjski dolini severozahodno od Motnika. Vranska sinklinala leži pod tuhinjskim narivom pri Vranskem. Sestoji iz oligocenskih sedimentov. Zaradi pomanjkanja plastovito-sti ne moremo podati osne ravnine. Glede na položaj posameznih lito-lo-ških členov lahko samo sklepamo*, da tone os sinklinale proti vzhodu. Podlage oligocenskih sedimentov ne vidimo* nikjer na površju. Vidna je le zgornja narivna meja s tuhinjskim narivom. Menimo*, da pripada vranska sinklinala avtohtoni podlagi kot trojanska in belška antiklinala ter rakitovška sinklinala in da sledi kot logično* severna nadaljevanje belške antiklinal e. Savinjski nariv je znan v literaturi kot nariv Savinjskih Alp na Posavske gube (K os s m a t 1913, Winkler 1923, Rakovec 1955, 1956). Sledimo ga od vasi Pšata na zahodnem robu lista Ljubljana, prek hriba Vovar, planine Slevc, Menine planine in Dobroveljske planote. Južna meja je narivni rob, ki poteka severno nad Tunjiškim gričevjem, po severnih pobočjih Tuhinjske doline ter po južnem podnožju Menine planine in Dobroveljske planote. Južni del nariva je debel okoli 1300 m. Sestoji povečini iz slabo plastovitega dolomita in apnencai kordevolske podstopnje in zgornje triade. Zaradi svoje masivnosti predstavlja trdno ploščo, ki se je narinila s severa proti jugu in močno nagubala narivno zgradbo* Posavskih gub. Smrekovška sinklinala leži v normalni legi na savinjskem narivu. Večidel sestoji iz oligocenskih sedimentov, v katerih prevladuje tufska in tufitna se-dimentacija. Po* tem se smrekovška sinklinala močno razlikuje od južneje ležečih terciarnih sinklinal. Med Bočno in Radmirjem v Zg. Savinjski dolini je v jedru helvetski lapor. Sinklinalna zgradba je zaradi številnih nectektonskih premikanj razkosana na bloke. Ime smo izbrali po Smrekovcu, ki leži v severozahodnem delu sinklinale in je iz literature znan po* svojem terciarnem vulkanizmu. Sklop tektonskih enot K o s s m a t (1913), W i n k 1 e r (1923) in Rakovec (1956) so razlikovali na listu Ljubljana troje večjih tektonskih enot: Dolenjski Kras, Posavske gube in Savinjske ali Kamniške Alpe. Dolenjski Kras je delno narinjen na Posavske gube, delno pa leži normalno na njih. Od severa pa so na Posavske gube na-rinjene Savinjske Alpe. Večina mej med posameznimi tektonskimi enotami je narivnih. Pri tem se izlušči spodnja etaža, ki sestoji povečini iz paleozojskih in delno najstarejših mezozojskih kamenin. Te so enostavno nagubane in tektonsko le malo deformirane ter predstavljajo avtohtono podlago (Tabla 1, si. 2). Avtohton je na površju ohranjen v litijski antiklinali, trojanski antiklinali, rakitovški sinklinali, belški antiklinali in verjetno tudi vranski sinklinali. Naguban avtohton tone proti severu pod Savinjske Alpe. K alohtonu štejemo narive in na njih ležeče terciarne sinklinale: dolski nariv, litijski nariv z laško sinklinalo*, trojanski nariv s tuhinjsko sinklinalo, savinjski nariv s smrekovško sinklinalo ter kamniško luskasto zgradbo*, ki leži med trojansko antiklinalo* in trojanskim narivom. Trojanska antiklinala je avtohtona samo v svojem srednjem in vzhodnem delu. Na zahodnem delu na severni strani osamelca Rašice je narinjena na litijski nariv. Tudi v svojem osrednjem delu pri Krašnji ima zgradbo polegle VRANSKA S1HKLIHALA SI. 2. Shematični profil tektonskih enot osrednjega dela Posavskih gub Abb. 2. Schematisches Profil durch die tektonischen Einheiten der mittleren Save- falten gube. Njena osna ravnina vpada pod kotom 21° proti severu, vendar narivnega kontakta z litijskim narivcm tod nismo našli. Zahodno in vzhodno od Krašnje osna ravnina ponovno preide v subvertikalno' lego. Površinski pritiski na alohtcn so prihajali cd severa, medtem ko so* bili pritiski v globini usmerjeni od juga proti severu. Prvotno enostavno nagubana zgradba je postala bolj komplicirana. Gube so polegle in se narinile bodisi na avtohton ali ena na drugo. Nekateri deli narivov so celo prekrili pod njim ležeče tektonske enote. Tako je pri Zg. Tuhinju savinjski nariv prekril tuhinjskega, pri Zlatem polju pa je tuhinjski nariv prekril vzhodni del kamniške luskaste zgradbe. Istočasno se je zaradi protipritiskov z juga avtohton podvihal pod alohton proti severu. Prvotno1 ozemlje se je pri tem močno stisnilo'. Za površinske pritiske s severa nam govore položaji osnih ravnin, ki vpa-dajo pod različnim kotom proti severu. Na podvihavanje avtohtona proti severu pa kaže tudi vpad plasti avtohtonih enot proti severu. Tudi paleogeografski razvoj in razmestitev eugeosinklinalnih in miogeosin-klinalnih jarkov v mezozoiku nam da jasno' smer geosinklinalne polarizacije N-S, ki je pravokotna na smer gub (A u b ou i n , 1965). Zanimivo je tudi vprašanje evolucije posameznih tektonskih enot. Glede na današnji položaj lahko podamo naslednje zaporedje tektonskih dogajanj: 1. guban je avtohtona in alohtona v obliki normalnih gub, 2. nastanek fleksure med severnim krilom trojanske antiklinale in južnim krilom rakitovške sinklinale, 3. nastanek kamniške luskaste zgradbe na prehodu med trojansko antikli-nalo in rakitovško- sinklinalo, 4. nastanek prevrnjenih in narinjenih gub alohtona in delno tudi avtohtona trojanske antiklinale, nastanek kamniške plošče, 5. peneplenizacija ozemlja, 6. stiskanje nekaterih delov tuhinjske in laške sinklinale, 7. neotektcnski radialni prelomi, ki so razkosali ozemlje v posamezne tektonske bloke in jih med seboj premaknili. Med posameznimi fazami evolucije sta se uveljavljali tudi močna radialna tektonika in erozija. Erozija je delovala tudi v posameznih fazah. Časovno' je posamezne faze težko opredeliti. Najmlajši sedimenti, udeleženi pri narivanju, so sarmatske plasti v Tunjiškem gričevju. Bel teh je danes v inverznem položaju. Ostanki peneplenskih površin v Savinjskih Alpah, na Menini planini, Dobroveljski planoti, med Kamnikom in Zlatim poljem, na Rašici, med Domžalami in Zagorjem in južno od Litije kažejo na enoten pe-neplen, ki je zaradi neotektonskih premikanj danes v različnih nadmorskih višinah, zaradi erozije pa ponekod uničen. Peneplenizacija je sledila po> narivanju večjih poleglih gub. Rakovec (1955) je postavil peneplenizacijo v srednji pliocen, Rijavčeva (1951) in Pleničar (1969) pa v spodnji pliocen. Na podlagi tega lahko rečemo, da se je izvršilo glavno narivanje v času med koncem sarmata in začetkom pliocena — v meotu. Po> T o 11 m a n u (1966) bi ustrezalo atiški ali rodanski fazi. Ce predpostavimo', da je bila za okopnitev sarmatskih bazenov potrebna atiška faza, se je moglo narivanje izvršiti samo v rodanski fazi. Nastanek kamniške luskaste zgradbe lahko- vežemo z nastankom kordiljer med terciarnimi bazeni. Ker postavljamo' formiranje terciarnih bazenov in vmesnih kordiljer v čas med srednjim oligocenom in koncem torto-na, lahko štejemo tudi nastanek kamniške luskaste zgradbe v to obdobje. V spodnjem pliocenu je bil avtohton v celoti pokrit z alohtonom. To vidimo iz nadmorskih višin, v katerih se nahajajo- danes ostanki peneplena, in dejstva, da je peneplen ohranjen samo na premaknjenih tektonskih enotah. Tudi severni deli nekaterih alohtonih tektonskih enot so bili delno- prekriti z više ležečimi enotami. Tako je bila prekrita poleg avtohto-na tudi večina tuhinjske sinklinale in vzhodni del laške sinklinale. Pozneje sta močno- neo-tekto-nsko- gibanje in spremljajoča erozija odkrila nekatere dele avtohtona in terciarne sinklinale alohtona. Šele tedaj so- se mogli posamezni deli tuhinjske in laške sinklinale ponovno- bočno- stisniti. Iz tega obdobja imamo- luskanje in narivanje- bočnih trših triadnih kamenin na mehke terciarne- sedimente. Palinspastična karta tektonskih enot Da bi našli prvotni položaj skladov pred tektonskimi deformacijami, smo statistično- določili širine posameznih tektonskih enot. Pri sestavljanju palinspastične karte je bila odločilna maksimalna vidna širina posamezne tektonske enote in njen položaj glede na sosednje- enote. Pri močno nagubanih eno-tah smo- upoštevali po-vprečen skrček zaradi gubanja za 1/3 (severni del trojanskega nariva in severni del avtohtona), pri poleglih gubah pa štirikratni skrček (srednji del trojanske antiklinale, tuhinjska sinklinala). Pri neotekto-nskih premikanjih so- reverzni prelomi povzročili ponoven skrček ozemlja za 1 10. Vse vredno-sti skrčkov so- določene empirično-. Na palinspastični karti si slede posamezne tektonske enote od severa proti jugu v naslednjem redu. Najbolj južno- je litijska antiklinala. Proti severu ji sledi dolski nariv. Severni del nariva je v določeni širini erodiran. Slede- litijski nariv z laško sinklinalo, trojanska antiklinala, rakito-vška sinklinala in bočni ekvivalent kamniška luskasta zgradba, belška antiklinala, vranska sinklinala in savinjski nariv s smrekovško- sinklinalo (sl. 10). Iz karte vidimo-, da je ozemlje- danes stisnjeno približno v razmerju 1:2,7. Litostratigrafski razvoj triadnih kamenin Skitska stopnja. Njen popoln profil kažeta trojanska antiklinala in rakito-vška sinklinala (sl. 4). V obeh eno-tah se spodaj menjavata meljevec in d-olomit, v rakitovški sinklinali so vmes leče- oolitnega apnenca in oolitnega dolomita. V trojanski antiklinali sledi plastoviti apnenec in rjavi lapor, ki prehajata v rdeči glinasti skrilavec z lečami rožnatega oolitnega apnenca. V rakitovški sinklinali pa leži nad melje-vcem in do-lomitom oolitni apnenec z vložki skrila-vega sljudnega laporja in meljevca. Višji del skitske stopnje- je ponekod enako razvit v obeh enotah v obliki menjavanja meljevca in d-olomita, drugod pa so- v trojanski antiklinali vmes še plasti temno- sivega mikritne-ga apnenca in lapo-rastega dolomita. V rakitovški sinklinali pa se v zgornjem delu skitske stopnje menjavata črni ploščati apnenec s fukoidi in ploščasti lapor, na vrhu pa leži sivi ali zelenkasto sivi laporasti dolomit. S fosili je dokazan le zgornji del skitske stopnje in sicer s konodontom Pachycladina sp. v temno- sivem apnencu trojanske antiklinale ter s polžema Holopella gracilior Schauroth in Natiria costata Miinster in s foraminifero Meandrospira iulia (Premoli Silva) v črnem apnencu rakitovške sinklinale. Debelina tega profila je v trojanski antiklinali ponekod 40 m, drugod doseže 80 m, v rakitovški sinklinali je debelina bolj konstantna 110 m, le v osrednjem delu so- plasti zaradi fleksure močno- stanjšane na 30 m. Rekonstruiran profil kamniške luskaste zgradbe (si. 4) je najbolj podoben razvoju trojanske antiklinale; razlika je v tem, da se med meljevcem in dolomitom v spodnjem delu profila vrine rumen kremenov peščenjak. Od drugih enot je spodnji del skitske stopnje ohranjen v belški antiklinali, kjer leži sljudni peščeni skrilavec disko-rdantno na grodenskih skladih. Peščeni skrilavec se više menjava s ploščastim ali paso-vitim do-lomito-m, vmes so- še vložki meljevca in v višjem delu še plasti oo-litnega dolomita. Nad oo-litnim dolomitom se menjavajo- dolomit, laporasti dolomit in skrilav meljevec. Debelina tega profila je o-kro-g 150 m. Zgornji del skitske stopnje je ohranjen v posameznih krpah južnega dela trojanskega nariva (si. 7). Profil se prične s svetlo rdečim laporastim dolomitom, ki vsebuje leče oolitnega apnenca in oolitnega dolomita. Više sledi sljudni peščeni lapor in črni apnenec s foraminifero- Meandrospira iulia (Premoli Silva). Razvoj je torej enak kot ponekod v rakitovški sinklinali. Del skitske stopnje z dolomitom, laporjem in peščenjakom imamo še v do-l-skem narivu (si. 6), v drugih enotah pa skitske plasti manjkajo. Anizična stopnja je do-lomitno- razvita. Anizični dolomit smo- našli na temenu trojanske antiklinale pri Blagovici, v rakitovški sinklinali in kamniški luskasti zgradbi. Tod leži ko-nko-rdantno med skitskimi in psevdo-ziljskimi kameninami (si. 4). V trojanskem narivu pa ga ne mo-rem-o ločiti od ladinskega dolomita (si. 7). Debelina anizičnega dolomita znaša 50 do 100 m. Fassansko-langobardska podsto-pnja. Razlikujemo- eugeo-sinklinalni psevdo-ziljski razvoj in miogeosinklinalni razvoj. Psevdoziijski razvo-j najdemo v severnem delu alo-htona, in sicer v savinjskem (si. 3), tuhinjskem (si. 5) in trojanskem narivu (si. 7) ter v kamniški luskasti zgradbi (si. 4). Poleg tega je prisoten v severnem delu avtohtona, tj. v trojanski antiklinali in rakitovški sinklinali (si. 4). V južnem delu trojanskega nariva prehaja psevdoziijski razvo-j v dolo-mitni razvoj, ki se nadaljuje v apnenem razvoju litijskega nariva, v dolskem narivu pa je mio-geosinklinalni razvo-j (si. 6). Za psevdoziijski razvoj so- značilne določene asociacije kamenin, ki imajo v različnih profilih različen položaj. Glede na pojav predo-rnin bi mogli razporeditev asociacij prikazati na naslednji način. V središču so v glavnem kisle predornine z različki porfirja, s kerato-firjem, porfiritom in spilitom. Slede ustrezni tufi, ki se v najglobljem delu nekdanjega eugeosinklinalnega jarka menjavajo- z radiolaritom. V naslednji asociaciji se menjavata drobnik in glinasti skrilavec, ponekod pa drobnik in tufski peščenjak. Nato se menjavajo- črni glinasti skrilavec in različki temnega apnenca z roženci; ponekod je razvit SI. 3. Geološki stolpci triadnih skladov v savinjskem narivu Abb. 3. Saulenprofile der Trias-Schichten in der Uberschiebung yon Savinjske Alpe Savinjski nariv Uberschiebung von Savinjske Alpe Stahovica - Slevc Men i na Dobroveljska planota ■ g. g. a. o. p - g. a . o ■ a ■ a - o ■ a ■ o - ~a~~ - a ■ a ■ a ■ a> gflsl ti i r i 't - 4-7 -1.....T-|\ ' .... H -4— rV i ;—r -Li_ 11 • A .\ • A A . A V A. • A -' A A •" -f • A • A> J-A--. A_-_.A .' A.-..A ■ A - A N • A • A_- A ■ A. A V ■ *• ■ A A • ' A. . A. ■ A - A • A • A • /\i • A ' A - ATA • A_- A • A - ^ • A_ A • A "A Trojanska antiklinala Rakitovška sinklinala Kamniška luskasta Trojane - Antiklinale Rakitovec - Synklinale zgradba Kamnik -Schuppen-bau Permokarbon SI. 4. Geološki stolpci triadnih skladov v trojanski antiklinali, rakitovški sinklinali in kamniški luskasti zgradbi Abb. 4. Saulenprofile der Trias-Schichten in der Trojane-Antiklinale, Rakitovec-Synklinale und in den Kamnik-Schuppenbau RADMIRJE Tabla 1 - Tafel 1 TEKTONSKA KARTA OSREDNJEGA DELA POSAVSKIH GUB DIE TEKTONISCHE KARTE DER MITTLEREN SAVEFALTEN 0 BOČUA°. STAHOVICA MM HRIB KAMNIK; / / .^akito; IPUCA' 'l-AVlC^ .ATO' ,TROJAHE; UJK.OVI9 DOMŽALE TRZIH MOfcAVil ZAQORJ DOLSKO • XRESHISKX' 'POLJAHE/ / LJUBLJANA 'VOLAVJK >VOR ji SELO TRi PAHCAn v T \ N woN\ H + 4 + + ^ \\ W\\ V/A '//// '/s/. m /////. ■////.'A Pl iocensko-kvartarne udorine Senkungen des Pl iozan-Ouarttir Smrekovška sinklinala Smrekovec-Synklinale Savinjski nariv Uberschiebung von Savinjske Alpe 1 Tuhinjski nariv Tuhinj-Uberschiebung Tuhinjska sinklinala Tuhinj-Synklinale Trojanski nariv Trojane-Uberschiebung Laška sinklinala Laško-Synkl inale Litijski nariv Litija-Uberschiebung Dolski nariv Dole-Uberschiebung Kamniška luskasta zgradba Kamnik-Schuppenbau Vranska sinklinala Vransko-Synkl inale Belška antiklinala Bela-Antikl inale Rakitovška sinklinala Rakitovec-Synkl inale Trojanska antiklinala Trojane-Antikl inale Litijska antiklinala Litija- Antiklinale Geološka meja Geologische Grenze Prelom Verwerfung Narivna meja U bersch i ebungsgrenze Fleksura Flexur samo črni apnenec ali samo glinasti skrilavec, ki prehaja v laporasti skrilavec. V to asociacijo štejemo tudi svetlejše kamenine, ki jih združujemo pod imenom vranski ploščasti apnenec. Sledi temno* sivi ali črni dolomit, ki ponekod vsebuje roženec. V navedenih asociacijah so vložki breče, konglomerata in pri Šmartnem v Tuhinjski dolini še grebenskega apnenca. Posebno asociacijo predstavlja Tellerjev (1898) dobroveljski skrilavec in peščenjak. V njej se menjavajo laporasti peščenjak, kremenov peščenjak, apnenec z rožencem, me-ljevec, črni glinasti skrilavec, lapor, glinovec, laporasti skrilavec, radiolarit in raznobarvni finozrnati tuf. Pri Rakitovcu smo v spodnjem delu fassansko-langobardske podstopnje našli v glinastem skrilavcu juvenilne oblike daonel. V srednjem delu profila se pojavi Posidonia wengensis Wissmann, vodilna vrsta za langobardsko* podstopnjo. Na jezičastih prehodih plitvomorskih sedimentov v globljemorske so pogostni kono-donti (si. 8). V zgornjem delu profila smo v glinastem skrilavcu zahodno od Kamnika našli pelod in spore, ki kažejo na mezofitsko asociacijo triada-lias: Podocarpus alatus, P. sellavii, P. curta, P. elongata, Gingko simplex, Ginkoidites cristata, Bennettites medius, Caytonia, Cordaites sp. V grebenskem apnencu pri Šmartnem v Tuhinju so* pogostne korale, školjke, alge in briozoji. Najpopolnejši profil psevdoziljskega razvoja najdemo v tuhinjskem narivu; doseže debelino okrog 800 m (si. 5). Miogeosinklinalni razvoj najdemo samo v dolskem narivu (si. 6). Gre za dolomit z vložki laporastega skrilavca, meljevca, pelitskega tufa in mikritskega apnenca. Dolomit je povečini siv, kjer je laporast, postane opekasto* rdeč. Apneni razvoj smo našli v severnem delu litijskega nariva v obliki intra-sparitnega in pelsparitnega masivnega apnenca in smo ga le po položaju uvrstili v zgornji del fassansko-langobardske podstopnje (si. 6). Kordevolska podstopnja je v dolskem in litijskem narivu dolomitno razvita. Kordevolski dolomit je svetlo siv ali bel, redko siv, debelozrnat, kristalast in luknjičav. Večinoma je neplastovit. Le na redkih krajih je slabo izražena plastovitost. Na več krajih smo* našli slabše ohranjene ostanke alge Diplopora annulata Schafhautel. Debelina dolomita znaša 200 do 500 m (si. 6). V tuhinjskem narivu ga ločimo le na odseku Špitalič—Vransko od zgornje-triadnih karbonatnih kamenin. Na ostalih odsekih tuhinjskega nariva ter v savinjskem narivu pa ga ni mogoče ločiti, ker nastopa tako v kordevolu kot v zgornji triadi enak apnenec in dolomit (si. 5). V trojanskem narivu pa se nadaljuje dolomit iz aniza prek fasana in langobarda v kordevol (si. 7). Anizična in ladinska stopnja. V južnem delu trojanskega nariva sta anizična in ladinska stopnja enotno* dolomitno razviti. V talnini dolomita so* skitske plasti, v krovnim pa karnijske. Od severa pa se v srednji del dolomita prstasto vraščajo fassansko-langobardske plasti psevdoziljskega razvoja. Dolomit je bel ali siv, drobnozrnat in srednjezrnat ter neplastovit. Pri Lukovici najdemo* tudi pasoviti dolomit, na severnem pobočju Velike planine pa leži na dolomitu sivi neplastoviti do slabo plastoviti dismikritni apnenec s številnimi ostanki ehino-dermov. Prehod med dolomitom in apnencem je postopen (si. 7). Karnijska stopnja. Kamenine te stopnje ločimo od ostalih le v dolskem in ponekod v litijskem in tuhinjskem narivu. V dolskem narivu leži konkordantno* na kordevolskem dolomitu pisana serija karnijskih sedimentov. Kontakt z dolomitom je večinoma dokaj oster. V karnijski stopnji dolskega nariva se hitro menjavajo različne kamenine v ver- 18 — Geologija 17 Tuhinjski nariv Tuhinj-Uberschiebung Pšata - Slevc Slevc - Špitalič Špitalič - Vransko SI. 5. Geološki stolpci triadnih skladov v tuhinjskem narivu Abb. 5. Saulenprofile der Trias-Schichten in der Tuhinj-Uberschiebung SI. 6. Geološki stolpci triadnih skladov v litijskem in dolskem narivu Abb. 6. Saulenprofile der Trias-Schichten in der Litija- und Dole-Uberschiebung Vronjko - Dol f-r-T-T-T I I I I T i i r i ■ V.1.1. I I T: I I I I IS i 6a3 i i i ___________ 'l T'~l'«aJl ' I >*K LilL.1J~I T7 IJZ^-^fzz I I I »UJ T T~~~~fzi E 8 9, o Litijski nariv Litijo-Uberschiebung Dolski nariv Dole-Oberschiebung IM Trojanski nariv Trojane-Uberschiebung Kamnik - Zlato polje Zlato polje - Šipek Šipek - Krvavica Lukovica -Čemšeniška planina Plastoviti apnenec Geschichteter Kalk O g Breča Brekzien M -1 ■ O O D O o G O O m m? v nng imT > iT" Plastoviti laporni apnenec - Geschichteter Mergelkalk Plastoviti apnenec z rožencem - Geschichteter Hornsteinkalk Neplastoviti apnenec Massiger Kalk Plastoviti dolomitizirani apnenec - Geschich-teter Dolorriitkalk Neplastoviti dolomitiz. apnenec - Massiger Dolomitenkalk Plastoviti dolomit Geschichteter Dolomit Plastoviti laporni dolomit - Geschichteter Mergeldolomit Plastoviti dolomit z rožencem - Geschichteter Homsteindolomit Neplastoviti dolomit Massiger Dolomit Neplastoviti dolomit z rožencem - Massiger Homsteindolomit Plastoviti lapor Geschichteter Mergel Laporni glinasti skrilavec Mergel iger Tonschiefer Glinasti skrilavec, g IT — novec - Tonschiefer, A Tonstein Melievec Aleurolith Ooliti Oolithe Tuf Tuff Drobnik Grauwacke Radiolarit Kisle vulkanske kame nine - Saure Eruptivgesteine Diabaz in spilit Diabas und Spilit Školjke Muscheln Polži Schnecken Korale Koral len Foraminifere Foraminiferen Alge Al gen Konodonti Conodonten Pel od Pol len Peščenjak Sandstein Konglomerat SI. 7. Geološki stolpci triadnih skladov v trojanskem narivu Abb. 7. Saulenprofile der Trias-Schichten in der Trojane-Uberschiebung tikalni in horizontalni smeri. Na bazi je večkrat črni plastoviti ali skladoviti mikritni apnenec in vijoličasti glinasti skrilavec. V vijoličastem skrilavcu so tanjši vložki sivega skrilavca. Vzhodno od Sela pri Pancah najdemo rdeči in sivi boksitno-hematitni silikatni oolit, ki bočno* prehaja v sivi apnenec. Med oolitom so redki vložki umazano zelenega pelitskega tufa in brečastega tufa. Kamenine so drobno nabrane in kažejo fleksurno skrilavost. Starost smo določili po stratigrafski legi in po korelaciji z enakimi kameninami na listih Ribnica in Kranj. Germovšek (1955) je našel vzhodno od našega ozemlja pri Čatežu školjko Myophoria inaequicostata Klippstein, ki dokazuje starost karnijskih sedimentov. Debelina karnijskih plasti v dolskem narivu precej variira. Menimo, da znaša 50 do 100 m (si. 6). V litijskem narivu so kamenine karnijske stopnje na Rašici in pri Prikrnici v Moravški dolini. Na Rašici je zgornja in spodnja meja karnijskih plasti ponekod dokaj ostra, le nekaj deset metrov vstran pa postopna. Plasti so iz črnega do temno sivega plastovitega mikritnega in sparitnega apnenca, ki vsebuje precej konodontov, ostanke pelagičnih školjk, algo Clypeina besici Pantič, foraminifero Permodiscus sp. radiolarije in ostrakode. Apnenec na več krajih bočno prehaja v črni in temno sivi dolomit, ki je slabo plastovit in drob-nozrnat. Ponekod popolnoma nadomesti apnenec. Bočni prehodi med apnencem in dolomitom so dolgi nekaj deset metrov. Pri Trzinu najdemo na majhni površini izdanke zelenkasto sivega glinastega skrilavca, ki je malo naguban. Pri Prikrnici je spodaj črna apnena breča, ki ji sledi ploščasti laminirani drob-nozrnati apneni dolomit, delno brečast. Više je v večji debelini odložen ploščasti mikritni in sparitni apnenec. V posameznih horizontih opazimo valovite, navzkrižne in konvolutne plasti. Avtigeni kremen nastopa v tankih redkih pasovih. Apnenec vsebuje številne konodonte, ostanke ostrakodov, alg, ehinodermov, foraminifer in fragmente pelagičnih mo-luskov. Prevladujejo konodonti in ostra-kodi. Karnijske plasti so najdebelejše (okrog 100 m) vzhodno od Mengša in pri Prikrnici. Severno in južno od Mengša se počasi izklinjajo. V manjši debelini se pojavijo pri Domžalah. Pri Kosezah se zopet izklinjajo in se pojavijo v maksimalni debelini zopet pri Prikrnici. Kjer se karnijske plasti izklinjajo*, najdemo le temno sivi apnenec, ki v debelini enega metra ali pa še manj loči kordevolski dolomit od zgornjetriadno-liasnega apnenega kompleksa. Kjer pa vmesnega temnega apnenca ni, prideta v neposredni stik kordevolski dolomit in zgornje-triadno-liasni apnenec. Lahko* trdimo*, da je v severnem delu litijskega nariva bočni prehod med dvema razvojema kamika (si. 6). Noriška in retska stopnja. Obe stopnji ločimo le v dolskem narivu. Drugod pa nastopata skupaj s kameninami kordevolske podstopnje, karnijske stopnje ali spodnje jure. V dolskem narivu je na karnijskih kameninah konkordantno odložen dolomit. Najdemo ga na manjših površinah med Molnikom in Pogledom. Večinoma je to motni drobnozmati dolomit z vmesnimi debelejšimi skladi debelozrnatega kristalastega dolomita. Na več krajih opazujemo pasoviti stro-matolitni dolomit. Noriški in retski dolomit je ohranjen le v debelini do 200 m. Vrhnjih delov dolomita danes ni več na površju (si. 6). Njegovo starost smo določili po stratigrafski legi na karnijskih plasteh in po značilnih stro-mato-litnih horizontih. Zgornja triada. Na istem področju Dobroveljske planote, kjer smo ločili kordevolski dolomit od ostalega kordevolsko-zgornjetriadnega kompleksa, smo ločili tudi zgornjetriadni apnenec; večidel je svetlo siv ali siv in neplastovit. Petrološke analize so pokazale, da sestoji iz alginega intrasparita, sparita in pelintraoosparita s številnimi odlomki ehinodermov, moluskov in pelagičnih foraminifer. Ponekod je vidna stromatolitna struktura. V zgornjem delu apnenca so vmes 20 m debeli vložki belega ali svetlo- sivega dolomita in dolomitiziranega apnenca. Više pa je v apnencu horizont z velikimi megalodontidami. Debelina apnenca znaša okoli 350 m (si. 3). Kordevolsko-zgornjetriadne- plasti. V trojanskem, tuhinjskem in savinjskem narivu ni mogoče povsod ločiti kordevolske podstopnje od zgornje triade, ker je ves kompleks enako- razvit. V trojanskem narivu so danes ohranjene kordevolsko-zgornjetriadne kamenine le na odsekih Kamnik—Zlato- polje in Sipek—Krvavica. Na odseku Kamnik—Zlato polje je kordevolsko-zgo-rnjetriadni apnenec dislociran od psev-doziljske podlage v obliki kamniške plošče. Apnenec je svetlo siv ali siv in neplastovit. V njem najdemo horizont z velikimi megalodontidami. Na odseku Sipek—Krvavica pa leži kordevolsko-zgornjetriadni apnenec normalno- na psev-do-ziljskih kameninah. V celotnem profilu nastopa bel, svetlo siv ali siv spa-ritni apnenec, le na Kožici in Krvavici je v spodnjem delu tanka plast svetlo sivega dolomita. Apnenec je neplastovit in vsebuje redke primerke fo-raminifere Permodiscus cf. pragsoides (Oberhauser). (si. 7). V tuhinjskem narivu leži med Pšato in Slevcem severno od Potoka v Tuhinju konkordantno- na fassansko-langobardskem dro-bniku ali tufu beli in svetlo sivi neplasto-viti apnenec, ki pa je viden na površju v manjši debelini, ker višje dele apnenca prekriva savinjski nariv (si. 5). V savinjskem narivu med Stahovico in Slevcem ter na Menini planini in Dobroveljski planoti ne moremo ločiti kordevolskega dolomita od zgornje-triadnega apnenca, ker nastopata dolomit in apnenec ali pa dolo-mitiziran apnenec v obliki leč ali debelejših skladov, ki bočno- jezičasto prehajajo drug v drugega. Med Stahovico- in Slevcem najdemo apnenec in dolomit, v zahodnem delu odseka med Stahovico in Selami v Tuhinju pa samo apnenec. Ta je neplastovit bel ali svetlo- siv sparit in mikrit. Med Selami in Slevcem prevladuje dolomit, ki se v dolgih jezikih zajeda v apnenec. Dolomit je bel ali siv, prav tako- neplastovit in drobnokristalast. Na Slevcu se dolomit izklinja in prevladuje zopet apnenec. Tudi na Menini planini prevladuje apnenec, med katerim so- po več sto metrov dolge leče dolomita in dolomitiziranega apnenca. V spodnjem delu smo- našli v leči belega kristalastega dolomita redke ostanke alge Diplopora annulata Schafhautl. V spodnji tretjini profila so fo-raminifere vrste Clypeina cf. besici Pantič in Permodiscus sp. Poleg foraminifer so še odlomki kodiacej in dazikladacej. V srednji tretjini profila prevladuje sparitni apnenec z redkimi tankimi vložki mikritnega apnenca. V takih primerih je vidna slabo izražena plasto-vito-st. V zgornji tretjini je značilen horizont z velikimi megalodontidami, stromatoliti, odlomki brio-zojev, ehinodermov in alg. Ponekod najdemo tudi plasti apnenca z o-nko-idi. Na zahodni strani Menine planine prevladuje nad tem horizontom apnenec, na vzhodni strani pa dolomit (si. 3). FOSILI Fossile SKIT Skyth ANIZ Anii LADIN KARN RET - Rot LIAS | ZAJZER - Seiser KAMPIL - Campil HIDASP - Hydasp PELSON ILIR - lllyr 5 i tn Z. 18 ■ ? S ^ a. KORDEVOL - Cordevol JULIJ - Jul | TUVAL NORIK - Nor SPODNJI - Untere SREDNJI - Mi rti are ZGORNJI - Obere Foraminifere Foraminiferen Meandrospira iulia Permodiscus cf. pragsoides Permodiscus p. oscilens Orbitopsella praecursor Triassina hantkeni Alge Al gen Diplopora annulata Teutloporella cf. herculea Palaeodasycladus mediterraneus Sestrosphaera liosi na Clypeina besici Polža Schnecken Holopella gracllior Natiria costata Školjke Muscheln Posidonia wengensis velike megalodontide Konodonti Conodonten Chirodella polonica Didymodella alternata Enantiognathus ziegleri Hibbardella lautissima Hibbardella magnidentata Hindeodella (Metaprioniodus) spengleri Hindeodella (M.) suevica Ozarkodina tortilis Ozarkodina seginata Ozarkodina ? torta Prionidina excavata Prionidina (Cypridodel la) muelleri Prionidina (C.) venusta Paragondolella navicula Gondolella polygnathiformis Prioniodella prioniodellides Prioniodella ctenoides Pachycladina sp. -e-©- -e- o -ee-—e -e- e 0 0 o ° e— o oo o — -o- -- SI. 8. Stratigrafska razširjenost fosilov Abb. 8. Stratigraphische Verbreitung der Fossile STRATIGRAFSKA RAZŠIRJENOST FOSILOV PO AVTORJIH Stratigraphische Verbreitung der Fossile nach Autoren Kochansky & Panlič (1966) Oberhauser (1964) Oberhauser (1964) Rodoičič (1966) Rodoičifi (1966), Mojzon (1954) Herak (1965) Herak (1965) Rodoičič (1966) Radoiiič (1966) Pantifi (1966) Ogilvie Gordon (1927) Ogilvie Gordon (1927) Legenda Legende Ogilvie Gordon (1927) Buser & Ramovš (1968) Stratigrafski položaj fosilov Stratigraphische Position der Fossile Opazovana razširjenost Beobachtete Verbreitung er (1972) Domnevna razširjenost Vermutliche Verbreitung 1 <*3 N Huckriede (1958) Kozur (1971) Ganev & Štefanov (1967) Huckriede (1958) Staesche (1964) Kordevolsko-zgornjetriadne kamenine presegajo- na Menini planini debelino 1000 m. Na Dobroveljski planoti, kjer je debelina prav takšna, prevladuje enak dismikritni in biosparitni apnenec s številnimi odlomki alg in briozojev. V nekaterih delih so organski ostanki v takih množinah, da so kamenotvorni. V Rovtu nad Šmartnim ob Dreti smo našli takoj nad kontaktom s fassansko-langobardskimi plastmi slabo ohranjene lupine polžev in preseke majhnih pela-gičnih školjk. V srednjem delu profila so v biosparitu v Golih vrtačah alge Teutloporella cf. herculea (Stopp.). V zgornjem delu najdemo v več horizontih velike megalodontide, ki jih spremljajo stromatoliti, tanki vložki sinsedimen-tarne apnene breče in kokarde (solution cavities) (si. 3). Zgornja triada in lias. Večji del kamenin litijskega nariva je zgornjetriadne in liasne starosti. Predstavljajo jih večinoma apnenci, ki zavzemajo noriško in retsko stopnjo zgornje triade in spodnjo juro-. Kjer karnijski skladi niso posebej razviti, obsega apnenec tudi vso karnijsko stopnjo. Na Rašici je svetlo sivi jedrnati in drobnozrnati apnenec. V triadnem delu je mikrit in sparit. Plastovitost je slabo izražena. V apnencu najdemo plasti belega kristalastega dolomita in dolomitiziranega apnenca, debele decimeter do enega metra, takoj nad kontaktom s karnijskimi plastmi pa tudi stromatolite. Plasti dolomita in dolomitiziranega apnenca so po nekaj 100 metrih izklinijo. V zgornjem delu apnenca je 1 do 2 m debel horizont z velikimi megalodonti-dami, ki imajo v premeru tudi do 20 cm. Na Debelem vrhu smo našli celo troje megalodontidnih horizontov. Velikost školjk raste od spodnjega k zgornjemu horizontu. Najvišji del apnenega kompleksa vsebuje leče svetlo sivega oosparitnega in pseudoosparitnega apnenca s foraminifero Orbitopsella praecursor (Giimbel) in z algo Palaeodasycladus mediterraneus Pia. Ta del apnenca je že liasne starosti. Na Rašici cenimo debelino zgornjetriadno-liasnih apnencev na okoli 1000 m. Med Domžalami, Prikrnico in Cicljem se razteza širok pas enakega apnenca kot na Rašici. V spodnjem delu je alga Clypeina besici Pantič in foraminifera Permodiscus sp. Više sledi Permodiscus pragsoides oscilens (Oberhauser). V zgornjem delu najdemo več horizontov z megalodontidami, stromatoliti in sin-sedimentarno brečo. Po nekaj deset metrov debelem vložku sparitnega apnenca sledi temnejši apnenec z majhnimi lečami oolitnega apnenca. Te kamenine vsebujejo alge Triassina hantkeni Majzon, Palaeodasycladus mediterraneus Pia, Sestrosphaera liasina Pia, Pianella sp., kodiaceje, nitaste alge, foraminifero Orbitopsella praecursor (Giimbel), radiolarije in krinoide (si. 6). Problem kronostratigrafskih mej Meje med posameznimi triadnimi enotami so povečini litostratigrafske. Vodilnih fosilov ni, našli smo samo parakronostratigrafske fosile. Na podlagi teh smo poskusili korelirati litostratigrafske enote s kronostratigrafskimi. Pri tem se je pojavil glavni problem kronostratigrafskih meja znotraj posameznih lito-loških enot. Nekaj problemov smo- rešili, več pa jih je ostalo nerešenih. Meja med paleozojskimi in skitskimi kameninami je litološko jasna. Prvi fosili se pojavijo šele v srednjem delu kampilskih plasti. V njih smo našli polža Holopella gracilior (Schauroth) in Natiria costata (Miinster), foraminifero Me- androspira iulia (Premoli Silva) in konodonta Pachycladina sp., ki so vodilni za kampilsko podstopnjo. Vrhnji del kampilskih plasti, ki je večinoma dolo-mitno ali dolomitno-laporno razvit, je brez fosilov. Zato se litološka meja med skitom in anizom le približno sklada s kronostratigrafsko* mejo (si. 8). V anizičnem dolomitu nismo našli nikakršnih fosilnih ostankov. V spodnjem delu psevdoziljskih plasti nismo našli konodontov, pač pa šele više v profilu. Zato je njihova spodnja meja problematična. Najstarejše najdbe v spodnjem delu plasti kažejo' s konodonti Hibbardela lautissima (Huckriede), Ozakordina saginata Huckriede in Prionidina (Cypridodella) venusta (Huckriede) na pričetek psevdoziljske sedimentacije s fassanom, Paragondolella navicula (Huckriede) pa na pričetek sedimentacije v srednjem delu pelsona. Vendar številnejše najdbe fassanskih konodontov kažejo* bolj na pričetek sedimentacije psevdoziljskih plasti v fassanu. Psevdoziljski facies langobardske podstopnje se prične s školjko* Posidonia mengensis Wissmann in konodontom Ozarkodina? torta (Mosher). Zanimive so najdbe nekaterih konodontov, ki jih navajajo posamezni avtorji zunaj območja. Tako smo našli vrsto Chirodella polonica Kozur & Mostler v langobardskih plasteh ter vrsti Prionidina excavata Mosher in Gondolella polygnathiformis Bo-durov & Štefanov v fassan-langobardu. V spodnjem delu kordevolskega apnenca smo našli 20 m nad kontaktom s psevdoziljskimi plastmi foraminifero Permodiscus cf. pragsoides (Oberhauser), v spodnjem in srednjem delu kordevolskega dolomita algo* Diplopora annulata Schafh. in zgornjem delu kordevolskega apnenca algo* Teutloporella cf. herculea (Stoppani). Kronostratigrafska meja med psevdoziljskimi plastmi in kordevol-skim dolomitom se le približno sklada z litostratigrafsko mejo. Po algi Diplopora annulata in foraminiferi Permodiscus cf. pragsoides sklepamo, da pripada spodnji del dolomita še langobardski podstopnji. V karnijskih plasteh litijskega nariva, ki se tudi litološko ločijo od mlajših in starejših plasti, smo našli značilno algo Clypeina besici Pantič in konodonte, ki pa še niso determinirani. Isto vrsto vsebuje tudi neplastoviti apnenec, ki smo ga uvrstili v kordevolsko-zgornje triadne in zgornjetriadno-liasne sklade. Kronostratigrafsko mejo* kordevol-karn določujejo najdbe alg Teutloporella cf. herculea (Stoppani) v zgornjem delu kordevolskega dolomita in najdbe alg Clypeina besici v julijski podstopnji. Pri Domžalah smo našli v vrhnjem delu temnega karnijskega apnenca algo Clypeina besici, takoj nad njim pa v svetlem apnencu foraminifero Permodiscus pragsoides oscilens (Oberhauser), ki označuje pričetek noriške stopnje. Iz slednjega sklepamo, da najdemo algo Clypeina besici samo v karnijski stopnji, noriška stopnja pa se prične s foraminifero Permodiscus pragsoides oscilens (primerjaj Zanki, 1971). V kordevolsko-zgornjetriadnem apnencu je v zgornjem delu horizont z velikimi megalodontidami, ki verjetno* pripada že retski stopnji (Buser & Ramovš, 1968). Smatramo, da je horizont velikih megalodontid več ali manj stalen, ker se po nekaj metrih ali kilometrih izklinja in zopet pojavi. Na prehodu retske stopnje v lias je bila na več krajih v litijskem narivu najdena foraminifera Triassina hantkeni Majzon. V isti tektonski enoti smo našli vodilne mikrofosile šele v srednjem liasu. V spodnjem delu je Sestro-sphaera liasina Pia, v srednjem delu pa Palaedasycladus mediterraneus Pia in Orbitopsella praecursor (Giimbel). Paleogeografski razvoj Začetek triade karakterizira močna transgresija na izravnan relief, ki se je formiral konec paleozoika. Paleozojska podlaga je bila zgrajena iz klastičnih temnih permokarbonskih kamenin, na katerih so se formirale večje in manjše kadunje. V njih se je sedimentiral klastični material srednjega perma kot značilni vijoličasti grodenski facies. Glede na tip sedimentacije domnevamo, da so grodenski sedimenti pretežno kontinentalnega in fluviatilnega faciesa. V zgornjem permu je v nekatere od teh kadunj vdrlo morje. V posameznih bazenih so se sedimentirali karbonatni sedimenti. Zaradi relativne zaprtosti bazenov obstaja tudi možnost, da so- se poleg morskih usedali tudi brakični sedimenti. V času skitske transgresije se je v zgo-rnjepermskih bazenih nadaljevala karbonatna sedimentacija še v skitu, medtem ko drugod leže skitske plasti trans-gresivno in diskordantno na grodenskih ali permokarbonskih kameninah (sl. 4 in 11). V skitu kaže pisani sklop sedimentov, ki se med seboj hitro menjavajo-, na nemirno osciliranje dna v pelagični morski sredini. V anizu se je morsko- dno- umirilo-. Zanj je značilen neritični ne-plasto-viti dolomit, ki je sterilen. Domnevamo, da je bila globina morja večja od maksimalne kritične globine, v kateri še lahko- uspevajo alge, ki so najbolj značilne za sedimentacijo' na grebenih (sl. 11). V fassanu in langobardu so- se formirali prvi geo-sinklinalni jarki in vmesni grebeni, ki imajo smer vzhod—zahod in so si sledili eden za drugim v smeri sever—jug. Na severu se je formiral širok eugeo-sinklinalni jarek, katerega se-dimente najdemo danes v savinjskem in tuhinjskem narivu ter na severni strani trojanskega nariva. V eugeosinklinalnem jarku so se usedali psevdo-ziljski sedimenti (sl. 8 in 11). Na severni strani tuhinjskega nariva je ohranjen aksialni del. Zanj so- značilne plasti radiolarito-v, ki zaradi velike- množine radio-larij karakterizirajo najgloblji del eugeo-sinklinalnega jarka. Poleg radiolarito-v najdemo v aksialnem delu jarka tudi tufe, dro-bnik in najbolj južno- ležeče jezike inicialnih predornin. Za interni del, ki leži severno od aksialnega na področju savinjskega nariva, so značilne- kisle predornine-, ki jih spremljajo plasti tufa in dro-bnika. Interni del se razteza še dalje proti severu na ozemlje, ki leži na listu Ravne. Eksterni del leži danes v tuhinjskem narivu in v srednjem in severnem delu trojanskega nariva; zanj so- značilne hitre- spremembe sedimentacijske-ga okolja. Zato- najdemo tod hitre vertikalne in horizontalne prehode enega sedimenta v drugega in obilje različnih vrst sedimentov. V najglobljem delu eksternega dela prevladujejo plasti drobnika, apnenca z rožencem in plasti ro-ženca. Bočno- prehajajo- na posameznih področjih v pelagični dolomit, ki nam kaže na plitvejše dele eksternega dela v obliki posameznih hrbtov znotraj eugeo-sinklinalnega jarka. Na pregibu med hrbti in globljimi deli so intraformacijski vključki homogene in hetero-gene breče in konglomerata. Ponekod kaže konglomerat s svojo ciklično- sedimentacijo z intervali gradacijske in križne laminacije na podvodno turbo-lentno- plazenje. Breča in konglomerat sta znak močne tektonske aktivnosti v eksternem delu. V širokem prehodu proti grebenu pa najdemo v glavnem pelagični apnenec, ki vsebuje- le malo ro-ženca. V južnem delu trojanskega nariva prehaja eksterni del eugeosinklinalnega jarka v manjši greben, kjer se je sedimentiral neritični apnenec. Zaradi sekundarne dolomitizacije predstavlja danes greben neritični dolomit. Abb. 9. Die palaogeographische Karte der mittleren Savefalten im Fassan-Langobard (a) und im Karn (b) LEGENDA PALEOGEOGRAFSKIH ENOT Legende der palfclogeographischen Einheiten Internal Vulkanski izlivi Vulkanische ErgUsse Aksial Eksternal External 1J J t i s o» o> Vmesni eugeosinklinalni greben (ridge) Eugeosynklinale Zwischenschwelle Miogeosinklinalni greben (ridge) Myogeosynklinale Schwelle Miogeosinklinalni jarek (furrow) s pelagično sedimentacijo Myogeos/nklinaler Trog mit pelagischer Sedimentation Miogeosinklinalni jarek (furrow) s pelagično in kontinentalno sedimentacijo - Myogeosynklinaler Trog mit pelagischer und kontinentaler Sedimen-tation Meja med tektonskimi enotami Grenze der tektonischen Einheiten Meja med paleogeografskimi enotami Grenze der paltiogeographischen Einheiten SI. 10. Palinspastična karta tektonskih enot v osrednjem delu Posavskih gub Abb. 10. Die palinspastische Karte der tektonischen Einheiten in den mittleren Save- falten SMREKOVŠK.A SIHKL-INALA . 0 2 4 6 6 40 Km SAVIHJSK|\\HARIV ^TUHiHJSKrs. WARO T U HIM j S k A ■ • S INKU MALA ;OJAWSKrV HARIV^ KAMNIŠKA luskasta! tr in,, , iAKrroyŠK A-^SIU čfr »TROMHSKA/^AHTIKLIHALA: -litijskiXwariv; LAŠKA SIHKLIMALA* + D0L5KI ^ > .V» W\N\\\N \\ \N\\N>\\»>- ITIJSKA /ANTI KUHAL, V rakitovški sinklinali, ki je ležala v prvotnem položaju precej južneje od trojanskega nariva, najdemo ponovno psevdoziljske sedimente, ki so< značilni za eksterni del eugeosinklinalnega jarka. V njem se menjavata neritični apnenec in drobnik. Omenjeni manjši jarek predstavlja vzporedni jarek glavnemu eugeosinklinalnemu jarku. Vmesni greben se v smeri od zahoda proti vzhodu izklinja, tako da na vzhodni strani preiskanega ozemlja obstaja zveza med glavnim in stranskim eugeosinklinalnim jarkom. V bistvu predstavlja manjši jarek le zaliv, ki ima isto os kot eugeosinklinalni jarek. Ze v eksternem delu glavnega jarka je opaziti tendenco formiranja posameznih vzporednih manjših jarkov. Posebno močna je ta tendenca v spodnjem delu fassan-langobarda. Šele med najmočnejšim pogrezanjem jarka v zgornjem delu langobarda so se prej omenjeni podmorski hrbti spustili v večjo* globino. Dalje proti jugu, v litijskem narivu, je bil formiran miogeosinklinalni greben, ki mu sledi še bolj proti jugu miogeosinklinalni jarek. Miogeosinklinalni greben predstavlja bel pelagični apnenec. Prehod v miogeosinklinalni jarek na tem delu ozemlja danes ni ohranjen. Šele v dolskem narivu so ohranjeni fassansko-longobarski sedimenti miogeosinklinalnega jarka. Tod so odloženi pelagični apnenec in dolomit, tufit in tuf. Ponekod je močneje prisotna laporna komponenta. V dolskem narivu je bil interni del jarka, ki pa mora segati še dalje na jug. V kordevolu je obsegal celotno področje lista Ljubljana obširen greben. V začetku se je odlagal večinoma neritični apnenec, pozneje pa algin apnenec. V dolskem, litijskem in deloma tudi tuhinjskem in savinjskem narivu je bil apnenec dolomitiziran. Algin apnenec kaže na zelo plitvo morsko vodo, neritični apnenec in dolomit pa na nekoliko globlje morje, v katerem niso mogle živeti alge v tako veliki množini. V trojanskem narivu je bilo skozi ves kordevol nekoliko globlje morje, kar sklepamo po neritičnem apnencu (si. 11). V karniku so se ponovno* formirali v smeri vzhod—zahod miogeosinklinalni jarki z vmesnimi grebeni (si. 11). Na območju savinjskega, tuhinjskega in trojanskega nariva se je ohranil greben še iz kordevola. Razlika je le v tem, da se menjavata biogenetski in neritični apnenec. Nekateri deli apnenca so* dolomitizirani. V južnem delu trojanskega nariva prehajajo grebenski sedimenti v manjši miogeosinklinalni jarek, kjer se je sedimentiral pelagični apnenec. Južneje ležeči manjši miogeosinklinalni greben je danes ohranjen v litijskem narivu. Sestavljata ga biogeni in neritični apnenec, ki sta se sedimentirala izmenoma drug na drugega. Tip sedimentacije je isti kot v sevemeje ležečem grebenu. V litijskem narivu je viden jezičast prehod med južneje ležečim grebenom in miogeosinklinalni m jarkom, ki se razprostira še dalje na jug na list Ribnica. Litijski nariv, ki predstavlja severni del miogeosinklinalnega jarka, sestoji iz neritičnega apnenca in dolomita z vmesnimi plastmi homogene breče. V dolskem narivu je danes ohranjena pisana serija sedimentov različnega tipa. Tod najdemo lapor, tuf, tufit in pelagični apnenec. Prevladujejo kamenine pelagičnega faciesa, vendar je močno* prisoten terigeni facies in kontinentalni facies v obliki boksitno-hematitnih silikatnih oolitov. Kontinentalni facies kaže na bližino kopna, ki je moralo* obstajati južno od miogeosinklinalnega jarka. Paleozojska podlaga PaltJozoische Grundlage ^ ^ Skytfi Anis Fasan - langobard Fassan - Langobard Norik, ret Nor, Rat Paleozojska podlaga Palaozoische Grundlage NeritiČni facies Neritische Fazies Pelagični facies Pelagische Fazies Zgornjepermski karbonatni sedimenti Karbonatsedimente des Oberperm 0 | o | o 1 f 1 p 1 O I o I O Neritični apnenec Neritischer Kalk mam M Radiolarit Srednjepermski klastiti Klastife des Mittelperm A / o / o Neritični dolomit Neritischer Dolomit ~rn~ Pelagični apnenec Pelagischer Kalk Ijljijijijijill il'1'i'l'i'l1 Permokarbonski klastiti Klastite des Permokarbon 6 I 6 I 41 Biogeni apnenec Biogener Kalk Apnenec z rožencem Hornstelnkalk Vulkansko-sedimentni facies Vulkanogen-sedimentOre Fazies V/fi/A / i / i Biogeni dolomitizirani apnenec in dolomit Biogener Dolomitkalk und Dolomit /, / / / / / Pelagični dolomit Pelagischer Dolomit Vulkaniti inicialnega vulkanizma Vulkanite des Initialvulkanismus Terigeni facies Terrigene Fazies Kontinentalni facies Kontinentale Fazies A \> ■ V V >\ Y A . k- A ■ Y A V A Tufi in tufiti Tuffe und Tuffite Konglomerat Boksit Bauxit Drobnik in glinasti skrilavec Grauwacken und Tonschiefer Lapor Mergel Brečni facies Brekzien-Fazies Homogena breča Homogene Breccie SI. 11. Paleogeografski profili Abb. 11. Die palaogeographischen Profile Heterogena breča# Heterogene Breccie V no-riku in retu sta se sedimentirala organski in neritični apnenec. Na območju do-lskega nariva je v spodnjem in zgornjem delu organski stromato-litni dolomit, v srednjem delu pa neritični dolomit. Prvi kaže na zelo plitvo vodo«, drugi pa na nekoliko bolj globoko. V litijskem narivu se menjavajo plasti organskega in neritičnega apnenca. Enaka sedimentacija je tudi v trojanskem, tuhinjskem in savinjskem narivu (si. 11). V tuhinjskem in savinjskem narivu so se usedali grebenski sedimenti neritičnega faciesa od kordevola do reta. Enake paleogeografske razmere so vladale tudi v severnem delu trojanskega nariva in v severnem delu litijskega nariva. V litijskem narivu se je nadaljevala neritična sedimentacija še v liasu. Grebenski razvoj, ki je trajal v severno ležečih tektonskih enotah od karnika prek no-rika in reta, vsebuje nekatere elemente, ki so- v podobnem razvoju iste starosti v Severnih apneniških Alpah, kjer so- se različni sedimenti usedali v plitvem morju globine do 20 m (Zanki, 1971). Podobne razmere so bile tudi na področju lista Ljubljana. Za prikaz odnosov med posameznimi faciesi znotraj grebena so- potrebne še dodatne raziskave. Na splošno lahko strnemo paleogeografski razvoj takole: Pričetek alpidskega orogenetskega ciklusa označuje močna skitska morska transgresija. Nemirna sedimentacija spodnje triade se je umirila šele v anizu. V fasanu in langobardu se formirajo prvi jarki in vmesni grebeni. Na severu je širok eugeosinklinalni jarek, na jugu pa širok miogeosinklinalni jarek. Vmes se je formiral miogeosinklinalni greben. Po razporeditvi obeh jarkov lahko določimo smer geosinklinalne polarizacije. Na našem ozemlju ima smer od severa proti jugu. Geosinklinalna polarizacija nam podaja smer migracije orogena in smer poznejših tektonskih struktur — poleglih gub in narivanj (Aubouine, 1965). Na območju lista Ljubljana si izmenoma slede obdobja, ko je celotno področje pripadalo grebenu (aniz, kordevol in norik-ret) ter obdobje, ko so se formirali jarki z vmesnimi grebeni (fassan-langobard in karn). Iz tega tudi sledi, da je sedimentacija v jarkih in na grebenih omejena na določena obdobja. Jarki niso nastajali vedno- na istem prostoru. Tako imamo- na območju, kjer je bil eugeosinklinalni jarek v fassanu in langobardu, v poznejših obdobjih triade grebenski razvoj sedimentov. Severni karnijski miogeosinklinalni jarek se je formiral na ozemlju, kjer je bil od aniza do- kordevola greben. Južni karnijski miogeosinklinalni jarek je nastal na prostoru, kjer je bil v kordevolu greben, v fassanu in langobardu pa delno- miogeosinklinalni jarek, delno- pa miogeosinklinalni greben. Tektogeneza Smer formiranja glavnih prelomnih sistemov je v ozki zvezi s pogrezanjem mio-geosinklinalnih in eugeosinklinalnega jarka. Smer jarkov nam pokaže tudi smer glavnega prelomnega sistema. Lahko trdimo, da je bil v posameznih tektonskih fazah skozi vso triado prisoten sistem s smerjo- vzhod—zahod. Posamezne bočne spremembe sedimentacije v jarkih pa kažejo- na podmorske hrbte in na prelomne sisteme prečne smeri. Ker pa so bočne spremembe znotraj posameznih jarkov veliko manjše v primerjavi s spremembami, ki jih vidimo med jarki in grebeni, lahko sklepamo, da so- bili prečni prelomi manj intenzivni od vzdolžnih. Verjetno so dali prelomni sistemi ozemlju parketno zgradbo. STAROST Al ter SKIT Skyth AN IZ Anis FASAN, LANGOBARD Fassan, Longobard KORDEVOL Cordevol KARNIK Korn NORIK, RET Nor , Rat LIAS EPIROGENEZA Epirogenese OROGENEZA Orogenese § O H » 7Š D—n o > S N PREDLOG Vorschlag "o -o "TI 2. > N r~ oo rt ?? S2 o z 8; , > O -o S rn O o N S" S O' "O o O- o o > £ - r— Q > O s: CP <-■2 •Z" £ -g" > > 3 -n > ' O S . < z > 5 N > t 2 O < Ln< O MEZOZOJSKA EPIROGEN: TSKA FAZA Mesozoische epirogenetische Phase tr co l Ž o ^ s £ z •o 8: ca > ca > O O 8- O £ ^ 5 r— > •OS ? " < 5" z m » J: a ~7 ^ 8 > ® N > 5 2 O < £ £ O SI. 12. Orogenetske in epirogenetske faze Abb. 12. Die Gebirgsbildungsphasen Močna spodnjetriadna transgresija je vezana na pfalsko orogenetsko fazo (si. 12). Sprememba sedimentacije med skitom in anizom kaže na rahel vpliv črnogorske orogenetske faze. Pogrezanje jarkov v fassanu in langobardu kaže na labinsko fazo (Tollmann, 1966) ali na slovensko glavno fazo (Ramovš, 1971). Glavni indikator maksimalne točke pogrezanja eugeosinklinalnega jarka je radiolarit, ki nam pokaže tudi vrh labinske faze. Na podlagi tega domnevamo, da je dosegla labinska faza na ozemlju lista Ljubljana vrh v zgornjem delu langobarda. Na maksimalna tektonska premikanja v zgornjem langobardu kažejo tudi izlivi lave inicialnega vulkanizma. Izlivi so nastali v ekster-nem delu jarka na tektonsko najbolj prizadetem delu. Jarek se je pogrezal od fassana do zgornjega langobarda, nato pa se je v veliko krajšem obdobju med zgornjim langobardom in kordevolom zopet dvignil. V eksternem delu eugeosinklinalnega jarka kažejo na močno* radialno tektoniko tudi intraformacijska homogena in heterogena breča ter tanjše plasti ciklične sedimentacije turbi-ditov. V karniku se zopet formirajo* posamezni miogeosinklinalni jarki, ki kažejo* na novo orogenetsko fazo. Tektonsko najbolj prizadet je bil zopet rob med jarkom in grebenom. Tod najdemo* tanke plasti intraformacijske homogene breče. Tektonika, ki se je manifestirala sko*zi ves karnik v obeh miogeosinkli-nalnih jarkih, pripada mladolabinski fazi (T o* 11 m a n , 1966) ali mladoslovenski fazi (Ramovš, 1971). Sedimentacija na grebenih od aniza do liasa kaže na stalno* prisotnost močne epirogenetske faze, ki jo imenujemo* mezozojska epirogenetska faza. Epiroge-netska pogrezanja v anizu na področju vzhodnih Karavank omenja Placer (1968). V anizu kaže enakomerna neplastovita sedimentacija na konstantno* pogrezanje celotnega ozemlja. Edina izjema je najdba boksitne gline v anizičnem dolomitu pri vasi Rakitovec. Njen nastanek v sicer enotni morski sedimentaciji na širokem prostoru si razlagamo s kratkotrajno okopnitvijo* manjšega predela, ki je bil pozneje izpostavljen zakrasevanju in s tem v zvezi sedimentaciji prepe-rinskih produktov karbonatne podlage v obliki boksitne gline. Poznejša dolo-mitna sedimentacija kaže na ponovno pogrezanje* pod morsko gladino (Zanki, 1971). Posebno zanimivi so* stromatolitni in ostali organski sedimenti grebenov. Re-centni stro-matoliti Bahamskih otokov nastajajo v globini 2 m (Monty, 1965, 1967). Verjetno velja to tudi za triadne stromatolite. Po* Zanklu (1971) so živele megalodontide v globini 10 m, stratificirani sedimenti so* se sedimentirali v globini 5 do* 10 m, nestratificirani detritus pa v globini 10 do* 30 m. Globina morja na grebenih je znašala nekaj centimetrov do* 30 m. Ker pa doseže skupna debelina takih plitvovodnih sedimentov več 100 m (v zgornji triadi prek 1000 m), je potrebno* za tako sedimentacijo kontinuirano* pogrezanje morskega dna. V primerih, ko se je dno* pogreznilo pod kritično* mejo* 30 m, so se sedimentirale usedline, ki so* siromašne s favno. V njih manjkajo združbe alg in briozojev, prisotne pa so* posamezne foraminifere in ehinodermi. Konec liasa ni več epirogenetskih pogrezanj na ozemlju lista Ljubljana, pač pa se južno od tod nadaljujejo še skozi vso juro. Trias im geologischen Bau der mittleren Savefalten Uroš Premru Geološki zavod, Ljubljana, Parmova 33 In der geologischen Struktur des Mittelgebietes der Savefalten unter-scheidet der Verfasser den autochthonen von dem allochthonen Teile, und sondert einzelne tektonische Einheiten nach ihren lithologischen und bostratigraphischen Merkmalen aus. Die autochthonen Einheiten bestehen hauptsachlich aus dem palaozoischen Kerne; auf den Flankenseiten der Antiklinalen sind auch die altesten mesozoischen Schichten erhalten ge-blieben. In den allochthonen Einheiten dagegen iiberwiegen bei weitem triassische Schichten. Die meisten faziellen Anderungen kommen in der skythischen und karnischen Stufe, sowie in der Fassan-Langobard Unter-stufe vor. Die jiingsten Schichten, welche in der Uberschiebung vor-kommen, gehoren ins Sarmat. Der Verfasser beschreibt die Reihenfolge der tektonischen Bewegungen, welche den heutigen Bau der Savefalten erzeugt haben; die Hauptbewegung schreibt er der rhodanischen Phase zu. Die urspriinglichen einfachen Falten kippten tiber, und wurden dem autochthonen Grundgebirge iiberschoben. Wahrend dieser Prozesse wurde das ganze Gebiet auf zwei Drittel dessen urspriinglicher Ausmasse zu-sammengedriickt. In the geologic structure of the central region of the Sava Folds the author distinguishes the autochthone from the allochthone part, and separates out individual tectonic units according to their lithological and biostratigraphical characteristics. The autochthone units are composed mainly of the Paleozoic core; on either sides of the anticlines also the oldest Mesozoic strata are preserved. In the allochthone units, however, Triassic beds are definitely prevailing. Most facies changes occur in the Skith and Carnic stages and Fassan-Langobard substage. The youngest beds, present in the overthrust structure, belong to Sarmatian. The author reviews the sequence of the geologic events, having lead to the recent structural features; the main overthrusting movement is at-tributed to the Rhodanian orogeny. The primary simple folds were moved into recumbent position, and thrust over the autochthone base-ment. During these processes the whole region was compressed to two thirds of its original extent. Fiir die Deutung verschiedener Fazies der Trias in den mittleren Savefalten wurde eine palinspastische Karte ausgearbeitet. Im Vergleiche mit dem heutigen Bau der tektonischen Einheiten, sind auf dieser Karte ihre Lagen etwas ver-andert. Von Siiden nach Norden folgen aufeinander die Litij a-Antiklinale, die Dole-tjberschiebung, die Litij a-Uberschiebung mit der Laško-Synklinale, die Trojane-Antiklinale, die Rakitovec-Synklinale und die Bela-Antiklinale, welche flankenseitlich in den Kamnik-Schuppenbau iibergeht, die Vransko-Synkli-nale, die Trojane-Uberschiebung mit der Tuhinj-Synklinale und die Oberschie-bung von Savinjske Alpe mit der Smrekovec-Synklinale. Die Triasgesteine sind meistens im Allochton, wahrend sie im Autochton nur auf den Satteln der Trojane- und Bela-Antiklinale gefunden worden sind. In der skythischen Schichtfolge wechseln Dolomit, Silt, Mergel und Tonschiefer ab. Im tieferen Teile werden dazwischen auch seltene Oolitenkalk- oder Ooliten-dolomitlinsen angetroffen, im mittleren Teil besteht ein unterbrochener Horizont von oolitischem Karbonatgestein. In dem dunklen Kalkstein der Campiler Schichten sind die Schnecke Holopella gracilior (Schauroth) und Natiria costata (Miinster), die Foraminifere Meandrospira iulia (Premoli Silva) und Conodonten Pachylina sp. gefunden worden. Der Anisdolomit ist meistens nicht geschichtet und enthalt keine Fossilien. Die Fassan-langobardischen Gesteine sind in drei Fazies entwickelt. In dem miogeosynklinaIen Troge haben verschiedene geschichtete Dolomite, Mergel und Kalksteine, mit Tuf- und Tuffitzwischenschichten sedimentiert. Auf den Schwellen bestehen Karbonatsedimente, die meistens sekundar dolomitisiert sind. In dem eugeosynklinalen Troge wird eine verschiedenartige Reihe von Gesteinen, die als pseudogailtaler Gesteine bekannt sind, angetroffen. In diesen wechseln die einzelnen lithologischen Glieder schnell ab. Im dunklen Kalkstein wurde die Muschel Posidonia ivengensis Wissmann wie auch viele Conodonten gefunden. Die untere sowie die obere Grenze der pseudogailtaler Gesteine ist noch problematisch. Den Conodonten nach, fing die Sedimentation wahrschein-lich mit Fassan oder sogar Mitte von Pelson an. Auch die chronostratigraphische Grenze zwischen Langobard und Cordevol ist noch nicht genau bestimmt. Auf Grund der gefundenen Mikrofossilien kann sie noch etwas hoher als die pseudogailtaler Gesteine reichen. Interessant ist der Fund von Conodonten in den pseudogailtaler Gesteinen mit anderem stratigraphischen Bereiche als aus Literatur bekannt ist. Zu er-wahnen sind die Spezies Chirodella polonica Kozur & Mostler, Prionidina ex-cavata Mosher und Gondolella polygnathiformis Bodurov & Štefanov. Die Cordevol-Unterstufe ist in der Form von hellem Schwellenkalkstein und -dolomit entwickelt. Der Dolomit enthalt die Alge Diplopora annulata Schaf-hautel, der Kalkstein Teutloporella cf. herculea (Stoppani) und die Foraminifere Permodiscus cf. pragsoides (Oberhauser), wie auch viele Bruchstiicke von Brio-zoen, Algen und Echinodermen. In der kamischen Stufe hat sich auf den Schwellen ahnlicher Kalkstein wie im Cordevol ausgebildet. In ihm wurde die Alge Clypeina besici Pantič gefunden. Dieselbe Spezies kann auch am Randgebiet der miogeosynklinalen Sedimentation, welche mit dunklem Kalkstein und Dolomit, verschiedenfarbigem Tonschiefer, Tuff, Mergel und Oolith aus Bauxit-Silikat Schalen, gefunden werden. In Nor und Rhat setzt sich die Schwellensedimentation fort; in der Litija-iiberschiebung dauert si noch bis zur Lias. Fiir sie sind Stromatolithen und organogener, stellenweise dolomitisierter, Kalkstein charakteristisch. Im tieferen Teile des Kalksteines befindet sich die Foraminifere Permodiscus pragsoides oscilens (Oberhauser), im oberen Teile ein unterbrochener Horizont mit grossen Megalodontiden, und iiber ihnen die Foraminiferen Triassina hantkeni Maj zon. Im lias&ischen Teile des Profiles wurden die Algen Palaeodasycladus mediterraneus Pia und Sestrosphaera liasina Pia, sowie die Foraminifere Orbitopsella praecursor (Giimbel) gefunden. Am interessantesten ist die Anordnung der geosynklinalen Troge im Fassan und Langobard. Im Norden erstreckt sich ein breiter eugeosynklinaler Trog. Im Innerteil tritt charakteristischer sauerer Initialvulkanismus auf, im axialen Teil Radiolarit. Der Aussenteil ist am verschiedenartigsten entwickelt. Siid-lich von ihm ist eine kleinere Zwischenschwelle und ein kleinerer eugenosyn-klinaler Trog mit externer Sedimentation. Es folgt eine miogeosynklinale Schwelle, und ihr ein miogeosynklinaler Trog. Von dieser Anordnung ist die geosynklinale Polarisation von Norden nach Siiden ersichtlich, welche auch durch die Richtung der spateren Faltenbildungen und tjberschiebungen be-statigt wird. Alle Troge haben durch die ganze Trias eine Ost-West Richtung. Diese ist gleichweise auch die Richtung der Hauptstorungen, welche in verschiedenen tektonischen Phasen der Trias aktiv waren. Die Querstorungen sind von unter-geordnetem Range. Im Gebiete ist eine parkettformige tektonische Struktur in Ost-West Richtung iiberwiegend. Die Trias beginnt mit einer machtigen skythischen Transgression, als Folge der pfalzischen orogenetischen Phase. Der Unterschied in der Sedimentation zwischen Skyth und Anis bezeugt einen schwachen Einfluss der montenegrini-schen Gebirgsbildungsphase. Die Bildung der Troge in Fassan und Langobard gehort der labinischen Phase an, welche im Gebiet der Savefalten ihren Hohe-punkt im oberen Teil des Langobard erreichte. In Karn hat sich die junglabi-nische Phase bei der Wiederbildung der Troge manifestiert. Die grosse Machtigkeit der Schwellenkarbonatgesteine, die sich in seichten Gewassem (0—30 m) sedimentiert haben, bezeugt bestandige epirogenetische Senkung des Gebietes. Fiir diese Phase schlagt der Autor die Benennung »Me-sozoische epirogenetische Phase« ver. Literatura Aubouine, J. 1965, Geosynclines, iz zbirke Developments in Geotectonic 1, Amsterdam, London, New York. B e n d e r, H. 1970, Zur Gliederung der mediterranen Trias II. Die Conodonten-chronologie der mediterranen Trias, Annales geologiques des pays Helleniques. Premiere serie, Athenes. Buser, S., Ramovš, A. 1968, Razvoj triadnih skladov v slovenskih Zunanjih Dinaridih. Prvi kolokvij o geologiji Dinaridov, I. del, Ljubljana. Gane v, M., Štefanov, S. 1970, Conodonten aus der untern Trias des Luda —Kamčija—Durchbruches (Ostbalkan). Izvestija na geologičeskija institut, serija paleontologija, knjiga XVI, Sofija. Germovšek, C. 1955, Poročilo o kartiranju južnovzhodnega obrobja Ljubljanskega Barja. Geologija 3, Ljubljana. Gignoux, M. 1950, Geologie stratigraphique, Pariš. Grad, K. 1969, Psevdoziljski skladi med Celjem in Vranskim. Geologija 12, Ljubljana. H e r a k, M. 1965, Comparative study of some triassie Dasycladaceae in Yugo-slavia. Geol. vjesnik, sv. 18, br. 1, god. 1964, Zagreb. Huckriede, R. 1958, Die Conodonten der mediterranen Trias und ihr strati-grafischer Wert. Palaont. Zschr. 32, Stuttgart. Kochansky-Devide, V., Pantič, S. 1966, Meandrospira u donjem i srednjem triasu i neki popratni fosili u Dinaridima. Geol. vjesnik, sv. 19, god. 1965, Zagreb. Kossmat, F. 1905, Uber die tektonische Stellung der Laibacher Ebene. Verh. d. Geol. R. A., Wien. Kossmat, F. 1909, tiber das tektonische Verhaltnisse zwischen Alpen und Karst. Mitt. Geol. Ges. Wien 2. Kossmat, F. 1913, Die adriatische Umrandung in der alpinen Faltenregion. Mitt. Geol. Ges. Wien 6. K o z u r, H. 1971, Zur Verwertbarkeit von Conodonten, Ostracoden und okolo-gisch-fazielle Untersuchungen in der Trias. Geol. zbornik, Geol. carpatica XXII., 1, Bratislava. Kozur, H., Mostler, H. 1971, Probleme der Conodontenforschung in der Trias. Geol. Palaont. Mitt. Jkb., Bd. 1, 4, Innsbruck. Kozur, H., Mostler, H. 1972, Die Conodonten der Trias und ihr stratigra-fischer Wert, I. Die »Zahnreichen — Conodonten« der Mittel- und Obertrias. Abh. Geol. B. A., Band 28, Heft 1, Wien. Kiihnel, W. 1933, Zur Stratigraphie und Tektonik der Tertiarmulden bei Kamnik (Stein) in Krain. Prirodoslovne razprave 2, Ljubljana. K u š č e r , D. 1967, Zagorski terciar. Geologija 10, Ljubljana. L a z j k o , E. M. 1962, Osnovy regionalnoj geologii SSSR, Lvov. M a j z o n , L. 1954, Contibutions to the stratygraphy of the Dachstein limestone. Acta geologica, tomus II., fasc. 3—4, Budapest 1953. M o n t y, C. 1965, Recent algal stromatolites in the windward lagoon, Andros Island, Bahams. Ann. Soc. Geol. Belg., Buli., 88. M o n t y , C. 1967, Distribution and structure of Recent stromatolitic algal mats, eastern Andros Island, Bahamas. Ann. Soc. Geol. Belg. Buli. 3, 90. M o r a w s k i, H. 1968—1971, Deutsches Handworterbuch der Tektonik. 1—3. Lfg., Hannover. Oberhauser, R. 1964, Zur Kenntnis der Forammniferengattungen Permodiscus, Trocholina und Triasina in der ostalpinen Trias. Jb. Geol. Bundesanst., Bd. 100, Wien. Ogilvie Gordon, M. 1927, Das Grodener-, Fassa- und Enneberggebiet in den Sudtiroler Dolomiten, III. Teil Palaontologie, Wien. 011, E. 1972, Zur Kalkalgen-Stratigraphie der Alpinen Trias. Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud., 21 Bd., Innsbruck. Pantič, S. 1966, Clypeina besici sp. nov. iz triaskih sedimenata spoljašnih Dina-rida. Vesnik, knj. XXIV/XXV, ser. A., Beograd. P 1 a c e r , V. 1968, Razvoj spodnjetriadnih in srednjetriadnih skladov med Črno in Suhadolom. Dipl. delo. manuskript, Ljubljana. R a d o i č i č , R. 1966, Mikrofacies du Jurassique des Dinarides externes de la Yugoslavie, Geologija 9, Ljubljana. Rakovec, I. 1955, Geološka zgodovina ljubljanskih tal iz knjige Zgodovina Ljubljane, I. knj. Geologija in arheologija, Ljubljana. Rakovec, I. 1956, Pregled tektonske zgradbe Slovenije. I. jugoslovanski geološki kongres, Ljubljana. Ramovš, A. 1971, Tektonische Bewegungen in der Trias Sloweniens (NW Ju-goslawien). I. simpozij o orogenim fazama u prostoru alpske Evrope, Savez geol. društava SFRJ, tektonska komisija KBGA, Beograd—Bor, sept. 1970 g. Rijavec, L. 1951, Pliocen v Šaleški dolini. Dipl. delo, tipkopis, Ljubljana. T a t g e, U. 1956, Conodonten aus dem germanischen Muschelkalk. Palaont. Z. 30, Stuttgart. T e 11 e r , F. 1898, Geologische Karte der osterr.-ungar. Monarchie, SW Gruppe, Nr. 84, Prassberg a. d. Sann, Wien. T e 11 e r, F. 1907, Geologische Karte der osterr.-ungar. Monarchie, SW Gruppe, Nr. 93, Cilli-Ratschach, Wien. T o 11 m a n , A. 1966, Die alpidischen Gebirgsbildungs-Phasen in den Ostalpen und Westkarpaten. Geotektonische Forschungen, Hf. 21, Stuttgart. W i n k 1 e r , A. Uber den Bau der ostlichen Stidalpen. Geol. Ges. in Wien, XVI. Bd., Wien. Zanki, H. 1971, Upper Triassic Facies in the Northern Limestone Alps. Sedi-mentologie of parts of Central Europe, Guidebook, VIII International Sedimentologi-cal Congress 1971, Heidelberg.