UD K 551.24:551.782.21/551.796 (497.12)=863 Neotektonika vzhodne Slovenije Uroš Premru Geološki zavod, Ljubljana, Parmova 33 Po fotogeološki obdelavi letalskih posnetkov je avtor razlikoval v vzhodni Sloveniji šest neotektonskih prelomnih sistemov. Na podlagi sin-genetske sedimentacije v nastalih neotektonskih jarkih je določil čas njihove aktivnosti med spodnjim pliocenom in današnjim časom. Aktivnost je razdelil na neotektonske faze, ki jih je združil v dva neotekton-ska ciklusa. Korelacijo aktivnosti neotektonskih sistemov s singenetsko sedimentacijo je prikazal na modelu enostavne straške udorine zahodno od Novega mesta ter litijske in šmarske udorine. Pomembnejše prelome je poimenoval. Določil je recentne aktivne prelome. Končno je obravnaval tudi vpliv nasledstvene tektonike, sinformne prelome na bokih terciarnih sinklinal in poprečno trajanje posameznih neotektonskih faz. Vsebina Uvod..............................211 Metoda dela...........................212 Model straške udorine.......................213 Model litijske in šmarske udorine...................215 Pričetek neotektonske aktivnosti v Sloveniji...............216 Vzrok deformacij in vrsta prelomnih sistemov..............218 Neotektonske faze.........................219 1. ciklus...........................219 2. ciklus...........................230 Povzetek............................236 Neotectonic Evolution of Eastern Slovenia...............241 Literatura............................248 Uvod V letu 1971 se mi je ponudila priložnost, da strnem in dopolnim rezultate občasnih raziskav neotektonskih prelomnih sistemov vzhodne Slovenije od leta 1967 dalje. Raziskovano ozemlje sega na zahodu od Ljubljane prek Kamnika do državne meje, na severu od Maribora do Ormoža in na vzhodu do slovensko-hrvaške meje. Površina ozemlja meri okoli 10 000 km2 (si. 1). SI. 1. Položaj na skica Fig. 1. Location sketch map Metoda dela Glavna metoda dela je slonela na fotogeološki obdelavi letalskih posnetkov iz naslednjih razlogov: 1. Neotektonski prelomi so dobro vidni v reliefu. V ta namen nam letalski posnetki omogočajo pregled večjega območja. 2. Zelo mladi in recentni prelomi se s terensko prospekcijo zelo težko določijo, ali pa je to skoraj nemogoče zaradi mehkih kamenin in pokritega terena. Pregledal sem okoli 2848 letalskih posnetkov, ki pokrivajo skoraj celotno ozemlje razen okolice Kočevske Reke. Uporabil sem topografske karte merila 1 :25 000, kjer sem na podlagi geomorfologije določil neotektonske prelome. Večina prelomov pa je bila določena na letalskih posnetkih merila 1 :15 000 do 1 : 30 000. Pri kartiranju za osnovno geološko karto SFRJ so bili na večjem delu listov Novo mesto in Ljubljana ter na manjšem delu listov Celje in Slovenj Gradec fotogeološko določeni prelomi preverjeni s terenskim opazovanjem v okolici Kostanjevice, Dolenjskih Toplic in pri Vasenem v Tuhinjski dolini. Prelome sem z letalskih posnetkov prenesel na topografsko podlago merila 1 :100 000 in jih primerjal s prelomi, označenimi na geoloških in geofizikalnih kartah. Pri tem se je pokazalo, da je dala fotogeološka obdelava precej več informacij o prelomnih sistemih kot terenska prospekcija. Vzrok za to je v pokritosti ozemlja. Na drugi strani pa na letalskih posnetkih ni mogoče dobro ločiti močnejših prelomov od šibkejših; to se d£ bolj razlikovati po geoloških in geofizikalnih kartah. V naslednji fazi obdelave sem prenesel neotektonske prelome na topografsko karto merila 1 :200 000. V pričujočem članku so grafično prikazani v precej zmanjšanem merilu samo važnejši prelomi, manjši pa so izpuščeni. Prelome sem klasificiral po smereh v prelomne sisteme in po času v neotektonske faze. Razlikoval sem sisteme vzporednih in divergentnih prelomov z vmesnimi kratkimi prečnimi prelomi. Pri razvrščanju prelomov v sisteme sem izhajal iz predpostavke, da nastanejo prelomi določenih smeri zaradi določeno usmerjenih zunanjih sil. Predpostavka je dokazana z laboratorijskimi modelnimi analizami (Gzovski, Grigorijev, Guščenko, Mihailova. Nikonov, Osokina, 1973). Smer zunanjih sil se je spreminjala le v daljših časovnih razmikih. V določenem obdobju so bili torej aktivni le prelomi določene smeri, ki pripadajo istemu prelomnemu sistemu. Relativno starost posameznih prelomnih sistemov sem določil po starosti singenetskih sedimentov v različnih udorinah, precej oddaljenih med seboj. To velja za primere, ko je starost usedlin dokazana. Za pliocenske sedimente sem uporabil pelodne analize A. Budnar-Tregubove (1969) in navedbe L. R i j a v e c (1951) o najdbah sesalcev v velenjski udorini, za pleistocenske sedimente pa pelodne analize A. Šerclja (1961, 1963, 1965, 1966, 1967, 1968, 1970). Bolj problematične pa so določitve aktivnosti holocenskih prelomov, ker manjkajo podatki o starosti holocenskih sedimentov. Določitev starosti posameznih prelomnih sistemov na podlagi starosti singenetskih sedimentov je potrdila zaporedje aktivnosti teh sistemov, določeno po fotogeološki metodi z upoštevanjem, da mlajši prelom premakne starejšega. Aktivnost prelomnih sistemov sem razdelil na neotektonske faze, le-te pa združil po nekaterih skupnih značilnostih v dva neotektonska ciklusa. Model straške udorine Za prikaz korelacije aktivnosti neotektonskih prelomov in singenetske sedimentacije v nastale tektonske jarke sem izbral kot model eno izmed enostavnejših udorin. Straška udorina s pleistocenskimi sedimenti leži zahodno od Novega mesta pri Dolenji Straži. Sedimentacijo razdelimo na dva dela. Spodnji del sedimentov, ki sestoji iz gline, melja in peska, je po Šercljevih analizah (1961, 1963) iz gunško-mindelskega interglaciala, zgornji del sedimentov podobne sestave pa je po analizah istega avtorja (1963) iz stadiala wurm III. Sedimenti obeh obdobij kažejo na jezersko in barjansko sedimentacijo. Med zgornjim in spodnjim delom sedimentov je tanka vmesna plast bobovca, ki kaže na daljšo dobo zamočvirjenosti brez dotoka novega klastičnega materiala v udorino. Za tako sedimentacijo sta bili potrebni dve neotektonski fazi pogre-zanja udorine. Prvič se je udorina pogrezala v giinško-mindelskem interglacialu, drugič pa v stadialu wiirm III. Med obema aktivnostima je daljše obdobje tektonskega mirovanja, ki ga označuje plast z bobovcem. Pri fotogeološki obdelavi straške udorine in njenega zaledja je v reliefu jasno viden prelom pod Straško goro. Prelom ima smer SW—NE in je izražen z visokim skokom, ki poteka skoraj v ravni črti med Dolenjim Poljem prek Dolenje Straže do Suhorja. Prelom sem imenoval straški prelom. Skok je visok okoli 350 m. Ostanek peneplena na Straški gori in v zaledju se je spustil STRAŠKA GORA ZALOG SI. 2. Model stranke udorine Fig. 2. Model of the Straža depression 1 aluvij, 2 pobočni grušč, 3 sedimenti gtinško-mindelskega interglaciala in stadiala wtirm III, 4 jurski apnenec večidel penepleniziran, 5 prelom, 6 ob prelomu spuščen blok / alluvium, 2 talus slope, 3 deposits of Gunz-Mindel interglacial stage and Wiirm III stage 4 Jurassic limestone subjected to peneplanation, 5 fault, 6 down thrown block za okoli 350 m ob straškem prelomu. Več manjših prelomov iste smeri je še pri Prečni, Smihelu in Birčni vasi. Povečini gre za razpoke, ker je ostal pe-neplen ob njih skoraj nepremaknjen. Močnejša sta le preloma pri Smihelu in Zalogu. Njuni severozahodni krili sta se pogreznili le za nekaj metrov (si. 2.). Ves sistem prelomov smeri SW—NE kaže na manjši tektonski jarek z močno pogreznjenim severozahodnim delom. Jugozahodni del se je le malo pogrezal, večidel se je upognil in pri tem razpokal. Mlajši prelom, vezan na že formirani tektonski jarek, označuje ravni tok Krke od Gornje Straže do Zaloga. Prelom ima smer E—W. Pogreznilo se je njegovo severno krilo. Po reliefu sodeč znaša vertikalni premik okoli 15 m. Pleistocenska sedimentacija straške udorine je od severozahoda in juga omejena s prelomoma. S tem se jasno kaže singenetski nastanek in vzročna zveza neotektonskih ugrezanj s sedimentacijo v nastali udorini. Spodnji del sedimentov ustreza aktivnosti prelomnega sistema SW—NE. Prelomi tega sistema so bili glede na starost spodnjega dela sedimentov aktivni v giinško-min-delskem interglacialu. Zgornji del sedimentov pa vzporejamo z aktivnostjo preloma smeri E—W. Njegova aktivnost je bila torej v stadialu wurm III. Po podatkih s Krškega polja so bili prelomi smeri E—W aktivni že v interstadialu wiirm II/III. Za to neotektonsko fazo lahko rečemo, da je bila ponekod aktivna že v interstadialu wiirm II/III in je trajala v stadialu wurm III. Model litijske in šmarske udorine Pri Litiji in bližnjem Smartnem leže na permokarbonski podlagi pleisto-censki in holocenski sedimenti. Čeprav so jih že precej erodirali Sava in njeni pritoki Kostrevnica, Zaglavnica in Reka, jih lahko razdelim na dva dela. Starejši sedimenti so siva, bela in rjava glina ali ilovica z vmesnimi vložki melja, meljne gline, peščene gline in glinastega ali meljnega peska. V opuščenem gli-nokopu na Bregu pri Litiji je določil A. Ser cel j (1970) v sivi glini z drobci oglja po pelodni vsebini interstadial wiirm II/III. Pri Smartnem pa je domneval zaradi bolj siromašnega peloda na zadnji wiirmski višek, tj. na wiirm III. Po obeh analizah sklepam, da je bil spodnji del usedlin sedimentiran v obdobju interstadiala wiirm II/III in stadiala wurm III. V zgornjem delu sedimentov prevladuje ilovica in glina z drobnim gruščem, med katerim je tu in tam precej slabo zaobljenih prodnikov. Grušč in prod izvirata iz permokarbonskega in grodenskega kremenovega peščenjaka ter iz mezozojskega roženca. Zgornji del sedimentov je postglacialni zasip. Pri analizi letalskih posnetkov se jasno vidi, da je okoli Litije in Smartnega več prelomnih sistemov. Prevladuje sistem s smerjo W—E. Tudi razprostranjenost pleistocenskih in postglacialnih sedimentov ima enako smer. Na obeh straneh Reke med Šmartnim in Zavrstnikom potekata dva preloma W—E. Med obema so še danes ohranjeni pleistocenski in postglacialni sedimenti, čeprav jih je Reka že delno erodirala. Ob obeh prelomih se je pogreznil neo-tektonski jarek, v katerega so se sedimentirali prej opisani sedimenti. Nastanek jarka in sedimentacija v njem sta singenetska. Glede na starost sedimentov razlikujemo dvoje ugrezanj — v obdobju interstadiala wiirm II/III in stadiala wiirm III ter v postglacialu. Manj pomembna sta na področju šmarske udorine še dva sistema prelomov, ki sta mlajša od postglacialnega. Starejši od obeh sistemov ima smer SW—NE, mlajši pa N—S. Aktivnost obeh lahko postavimo v pozni holocen. Prelomni sistem SW—NE je pri Grmačah prestavil tok Reke, sistem N—S pa jo je pri Smartnem zaobrnil iz prvotne smeri W—E proti N. Severozahodno od šmarske udorine leži litijska udorina. Obe imata ešaloni-ran položaj. Litijska udorina se je ugrezala skoraj ob istih prelomnih sistemih kot šmarska udorina. Prelomni sistem W—E je singenetski s pleistocenskimi in postglacialnimi sedimenti. Najstarejše ugrezanje je bilo prav tako v intersta-dialu wiirm II/III in stadialu wiirm III. Sledilo je ugrezanje ob istih prelomih v postglacialu. V litijski udorini je močneje izražen neotektonski jarek SW—NE, po katerem teče danes Sava in odlaga prod. Dolina Zaglavnice ima med Jabla-nico in izlivom v Reko smer NW—SE. Na letalskih posnetkih so vidni na obeh bregovih prelomi iste smeri, ob katerih se je pogreznil neotektonski jarek. Po njem teče danes Zaglavnica. Pri terenskem ogledu sem našel zdrobljene tektonske cone, ki so posebno močno izražene v dolomitu. Ker je bila holocenska aktivnost prelomnega sistema šibka, domnevam neko starejšo aktivnost, ki je bila veliko močnejša. Najmlajši prelomi imajo smer N—S. Ta sistem prelomov je tudi drugod po Sloveniji najmlajši in zato tudi danes seizmično aktiven. Področje okoli Litije je znano po svoji potresni aktivnosti. Južno od Brega pri Litiji je na dolžini nekaj deset metrov še ohranjen skok ob enem od aktivnih prelomov, ki ga erozija še ni uspela zabrisati. Znaša približno 2 m. Ob prelomu se je pogreznilo zahodno krilo. Erozijske rečne terase so posredni znaki, ki kažejo na holocenska ugrezanja. V šmarski udorini imamo dva nivoja teras. Najvišja terasa je na nadmorski višini 266 m, najnižja na višini 260 m, nivo najmlajših aluvialnih naplavin Reke pa je na višini 250 m. Erozijske terase vzdolž neotektonskega jarka niso povsod na enaki višini. Vrednosti so navedene za srednji del jarka pri Grmačah. V litijski udorini je troje erozijskih teras, ki ustrezajo trem poznoholocenskim neotektonskim fazam. Terase so na nadmorskih višinah 280 m, 250 m in 245 m. Nadmorska višina najmlajšega prodnega zasipa ob Savi je 235 m. Razlike med posameznimi nivoji nam dajo približne vrednosti ugrezanj v posameznih holo-censkih neotektonskih fazah, saj so pri formiranju rečnih teras poleg tektonskih pogojev odločilni tudi drugi vplivi. Za nastanek singenetskih teras v obeh udorinah je značilno istočasno ugrezanje, ker ju erodirajo, oziroma zasipavajo iste reke. Pri tem se je morala litijska udorina močneje ugrezati. Pod takimi pogoji so nastale v poznem holocenu erozijske terase. V nasprotnem primeru bi reke akumulirale. Na podlagi starosti sedimentov, erozijskih teras, smeri rečnih strug in foto-geološko določenih prelomov lahko sklepamo, da sta litijska in šmarska udorina nastali z ugrezanjem neotektonskih jarkov v različnih fazah. V obdobju inter-stadiala wiirm II/III in stadiala wiirm III so bili aktivni prelomi W-E. Isti prelomi so bili aktivni v postglacialu. V poznem holocenu so bili aktivni prelomi SW-NE, NW-SE in N-S. Pričetek neo tektonske aktivnosti v Sloveniji Različni avtorji obravnavajo pričetek neotektonskega premikanja dokaj različno. Nekateri ga postavljajo v torton, drugi v panon ali v poznejšo dobo. Ker so za neotektoniko značilni prelomi, moremo šteti k njej vsa tektonska doga- SI. 3. Ostanki peneplena (1) in singenetskih sedimentov (2) iz spodnjega pliocena Fig. 3. Residual peneplain (1) and syngenetic deposits (2) of Lower Pliocene janja, ki so sledila močnim narivanjem konec alpidske orogeneze. V srednjem in zgornjem miocenu so se na ozemlju Slovenije formirali terciarni bazeni z vmesnimi kordiljerami. Med miocenom in pliocenom so bila na našem ozemlju še močna tektonska dogajanja; zaradi bočnih pritiskov v smeri N-S so se plasti najprej nagubale, nato pa na večjem delu ozemlja narinile od severa proti jugu. Tako imamo sarmatske plasti v Tunjiškem gričevju pri Kamniku v inverznem položaju severnega krila tuhinjske sinklinale. Zato označujemo zadnje večje narivanje na slovenskem ozemlju kot postsarmatsko. Zaradi močnih narivanj konec miocena moremo govoriti o neotektonskih premikanjih na slovenskem prostoru šele od srednjega pliocena dalje. V spodnjem pliocenu je zajela večji del ozemlja peneplenizacija. Še en razlog, da postavljamo peneplenizacijo v spodnji pliocen, je dejstvo, da so bili na Orlici severno od Brežic peneplenizirani tudi zgornjepanonski sedimenti. V jugovzhodni Sloveniji so se odlagali transgre-sivni sedimenti srednjega in zgornjega ponta (D. Šikic, O. Basch, A. Šimunič, 1972) v tektonskih jarkih ob robu peneplena, ki so se raztezali v smeri SW-NE. Umirjena sedimentacija kaže na izvor materiala s penepleni-ziranega zaledja. Peneplenizacija v spodnjem pliocenu je zahtevala sorazmerno mirno tektonsko obdobje. Ostanki peneplena, ki jih dobimo danes v različnih nadmorskih višinah, so ponekod še dobro ohranjeni, drugod pa jih je močno razdejala erozija. To velja za območja, kjer je bilo aktivnih več neotektonskih faz z dviganji in ugrezanji in je obstajala možnost močnejše erozije (si. 3). Vzrok deformacij in vrsta prelomnih sistemov M. V. Gzovski (1973) je skupaj s svojimi sodelavci preučeval deformacije, frakture in napetostna polja v kontinentalnem delu Sovjetske zveze. Raziskovali so v naravi in na modelih ter dognanja podkrepili z matematičnimi rešitvami. Na podlagi teh preučevanj so opisali sedem najpomembnejših tipov deformacijskih mehanizmov, od katerih so se razvili v vzhodni Sloveniji v neotektonskem obdobju naslednji trije tipi: 1. vzdolžna kompresija 2. vodoravni vzdolžni strig in 3. navpični vzdolžni strig. Longitudinalna kompresija nastane zaradi zunanje sile, ki je paralelna prvotni plastovitosti kamenin. Pri tem se plastične kamenine, ki leže na neplastični podlagi, deformirajo na dva načina. Vzrok temu je v različni karakteristiki plasti, velikosti in trajanju zunanje sile ter v obliki gube, ki se razvije pri stiskanju. V prvem primeru pride do longitudinalne zožitve modela in prečne ekstenzije gube. Smer najmanjših napetosti os poteka v smeri zunanje sile, smer srednje napetosti ot vzporedno s smerjo gube, največja napetost oi pa je pravokotna na plasti. V začetnem stadiju pride do longitudialnega gubanja. Pri tem se prično napetosti as odklanjati od prvotne smeri. Teme gube se razširi v smeri zunanjih kompresijskih sil. Največje strižne napetosti so v temenu gube. Prav zaradi tega prevladujejo na temenu normalni prelomi, na krilih pa reverzni. Prelomi, ki so nastali zaradi longitudinalne kompresije in prečne ekstenzije gube, so lepo izraženi v Posavskih gubah. V drugem primeru pride do longitudinalnega zoženja modela in vzdolžne ekstenzije gube. Smer najmanjših napetosti as je enaka kot v prvem primeru, smer največjih napetosti ai pa v poznem stadiju formiranja gube vzporedna aksialni ravnim gube. Najprej se oblikuje položna normalna guba, ki pozneje poka. Nastanejo diagonalni prelomi s horizontalnimi premiki. Na temenu gube so prelomi subvertikalni. Prelome, ki so nastali zaradi longitudinalne kompresije z ekstenzijo vzdolž gub, najdemo na Dolenjskem. Longitudinalni strig nastane pri delovanju para zunanjih sil, ki imata vertikalni ali horizontalni položaj in sta nasprotno usmerjeni. Deformacije kompleksnega striga se pojavljajo na mejnih delih velikih zemeljskih grud v zgornjem delu skorje. Močne zunanje sile povzročajo regionalno pomembne prelome, ob katerih se skozi geološka obdobja menjavajo vertikalni in horizontalni premiki. Prav tako se lahko smer horizontalnega striga obrne v nasprotno smer. Mehanizmi, ki so povzročili taka premikanja, lahko nastanejo zaradi skupnega delovanja deformacij, prelomov in napetostnih polj. Poleg tega so še drugi mehanizmi, ki pa še niso dovolj preučeni, npr. gubanje pri gravitacijskem drsenju, konvekcijski tokovi v zgornjem delu zemeljskega plašča in gravitacijsko drsenje v zgornjih delih vzdignjenih velikih blokov zemeljske skorje. Pri longitudinalnem strigu nastanejo prelomi, za katere so med drugim značilni istosmerni premiki grud. V anglosaški literaturi (R. Freund, 1974) so znani pod imenom transkurentni prelomi. Ob njih imamo lahko samo leve ali samo desne premike. Glede na smer prelomov in vrsto premikov se da v vzhodni Sloveniji razlikovati naslednje prelomne sisteme: 1. W-E 2. N-S 3. NW-SE 4. SW-NE 5. transkurentni prelomi 6. obročasti prelomi Od srednjega pliocena do danes so imeli ti sistemi več faz aktivnosti, ki sem jih označil z zaporednimi številkami od najstarejše do najmlajše faze. Pri vsaki fazi je navedena starost po podatkih, ki so mi bili na voljo. Faze sem razvrstil v 2 ciklusa. Poleg omenjenih prelomnih sistemov so ponekod prisotni tudi lokalni neotek-tonski narivi in luske manjšega obsega, ki jih je težko določiti po času in smeri; zato jih navajam posebej. Neotektonske faze 1. ciklus se je pričel v srednjem pliocenu po spodnjepliocenskem mirovanju in končal ob koncu starejšega pleistocena. Vrhunec je dosegel med zgornjim delom srednjega pliocena in zgornjim pliocenom. Manifestiral se je v močnih dviganjih in spuščanjih posameznih grud in v horizontalnih premikanjih. Prelomi so dali pečat današnji zgradbi ozemlja. V 1. ciklusu ločimo 11 faz. V 1. fazi se je približno v začetku srednjega pliocena razkosal spodnjepliocen-ski peneplen. Točne starosti ni mogoče določiti, ker so skromni ostanki prelomov s smerjo NW-SE vidni le na enem kraju vzhodno od Ljubljane. Verjetno je bil prelomni sistem 1. faze razširjen na večjem delu ozemlja. Poznejša tektonska aktivnost enake smeri in enakega tipa v 5. fazi ga je ponovno aktivirala in s tem zabrisala. Premaknitve ob prelomih so bile verjetno v glavnem horizontalne. 1. faza bi utegnila biti identična z vzhodnokavkaško fazo. V 2. fazi se je razvil prelomni sistem N-S. Najdemo ga na večjih površinah, čeprav je bil na mnogih krajih ponovno aktiviran v 19. fazi. To se lepo vidi pri Kočevju in pri Črnomlju, kjer se v podaljšku prelomov, nastalih v 19. fazi, zasledi proti severu prelome iz 2. faze. Na obeh krajih so še danes ohranjene srednjepliocenske plasti (A. Budnar-Tregubov, 1961) odložene v singe-netskih udorinah. Tudi pri Braslovčah v Celjski kotlini so ob prelomih 2. faze ohranjene pliocenske plasti, ki jim do danes še niso določili točnejše starosti. SI. 4. Ostanki prelomnega sistema 2. faze iz mlajšega dela srednjega pliocena Fig. 4. Residual fault system developed in the 2nd neotectonic phase during early Middle Pliocene 1 prelomni sistem, 2 ob prelomu spuščeno krilo 1 fault set, 2 downthrown fault side Prelomni sistem 2. faze sestoji iz bolj ali manj vertikalnih prelomov, ob katerih so nastali tektonski jarki in hrbti. Prevladovalo je torej vertikalno gibanje tektonskih grud, ki kažejo parketno zgradbo. Posamezne grude so se pogreznile celo za več sto metrov. Prelomi so ohranjeni ob Temenici pri Mirni peči, med Novim mestom in Gorjanci, pri Šmarjeti, na več krajih na Gorjancih, med Šentjernejem in Šmarjem, okoli Žužemberka, Stične, pri Braslovčah, na obeh straneh Oljske gore, na Golteh, pri Šoštanju, pri Radečah in na Orlici nad Brežicami (si. 4). SI. 5. Ostanki prelomnega sistema 3. faze iz srednjega dela srednjega pliocena Fig. 5. Residual fault system developed in the 3rd neotectonic phase during the medial part of Middle Pliocene 1 ob prelomu spuščeno krilo, 2 prelom s srednjim do strmim vpadom (30° do 60°) 1 downthrown block, 2 fault moderately to steeply inclined (30° to 60°) Strukture 3. faze so zabrisane zaradi poznejših tektonskih aktivnosti. Prelomni sistem ima smer SW-NE. Na podlagi sekanja z drugimi tektonskimi sistemi sem postavil 3. fazo v srednji pliocen. Isto starost imajo tudi pliocenski bazeni, ki se raztezajo prek Bizeljskega v Hrvatsko Zagorje. Njih nastanek je vezan na prelomni sistem 3. faze, ki je dal ozemlju parketno zgradbo. Prelomi so vertikalni do subvertikalni. Ob njih so nastali jarki in hrbti. Vertikalni premiki znašajo nekaj 100 m. Ostanki prelomov, ki niso bili pozneje več aktivirani, so pri Črmošnjicah, Radečah, Zusmu, med Kamnikom in Blagovico, na Kranjski SI. 6. Prelomni sistemi iz srednjega in zgornjega pliocena Fig. 6. Fault systems of Middle and Upper Pliocene 1 prelomni sistem 4. faze, 2 prelomni sistem 7. faze, 3 prelomni sistem 8. faze, 4 ob prelomu spuščeno krilo, 5 horizontalno premikanje ob prelomu fault systems of 4th phase (i), 7th phase (2), 8th phase (3), (4) downthrown fault side, (5) horizontal displacement rebri, na Golteh in na Pohorju (si. 5). Najbolje je ohranjen žlebižki prelom, ki poteka med Kotom pri Ribnici, mimo 2lebič do Štehanje vasi. V tej fazi so bili aktivni tudi prelomi, reaktivirani v 9., 10. in 16. fazi na Krškem polju, Bizelj-skem, Kranjski rebri, na Golteh, na Pohorju in na več krajih v Posavskih gubah (si. 9). V 4. fazi je bil aktiven labotski prelom (Rakovec, 1954), ki poteka po Labotski dolini, prek Dravograda in stopi na naše ozemlje severno od Slovenj Si. 7. Prelomni sistem 5. faze iz konca srednjega pliocena (J) Fig. 7. Fault system developed in the 5th neotectonic phase during late Middle Pliocene (J) Gradca. Odtod poteka po Mislinjski dolini in čez Vitanje skoraj do Slovenskih Konjic. Njegov podaljšek lahko danes iščemo v pozneje aktiviranem konjiškem in donačkem prelomu. Od Konjic dalje počasi izgublja svojo prvotno smer NW-SE in zavije proti NE (si. 6). Labotski prelom je dobro viden tudi na gravi-metrični karti. Po vsej verjetnosti tvori skupaj z ljutomerskim, ormoškim in donačkim prelomom od Konjic in Loč proti NE sistem transkurentnih prelomov, podoben sistemu, ki je bil aktiviran v 7. fazi. Premiki ob labotskem prelomu so bili horizontalni in vertikalni. Povzročil jih je horizontalni in vertikalni longitudinalni strig kamenin. Aktivnost labotskega preloma postavljam na podlagi sekanja z ostalimi prelomnimi sistemi v srednji pliocen. Prelomni sistem 5. faze najdemo na celotnem ozemlju vzhodne Slovenije in ima smer NW-SE. Kaže, da je bila 5. faza ena najmočnejših faz med srednjim pliocenom in holocenom. Zajela je vse slovensko ozemlje. V njej je nastal sistem prelomov NW-SE, ki sestoji iz dveh istočasnih divergirajočih parketnih sistemov s horizontalnimi do subhorizontalnimi premiki. Tudi vpadi tektonskih con di-vergirajo od 60° do 90°. Potek prelomov kaže na longitudinalno kompresijo z ek-stenzijo vzdolž gube. Smer zunanje sile je NW-SE. Parketno zgradbo je verjetno povzročilo horizontalno polzenje po neravni trši podlagi v večjih globinah zaradi stiskanja gornjih plasti v osi NW-SE. Odkloni smeri prelomnega sistema so lahko posledica neenakomerne porazdelitve bočnih pritiskov ali pa različne elastičnosti zgornjega dela plasti, v katerem se je razvil prelomni sistem. Aktivnost 5. faze je povzročila nekatere regionalno pomembne prelome. Najlepše so vidni na Dolenjskem, kjer so le malo zabrisani ali premaknjeni zaradi šibkejših mlajših sistemov. Proti NE so postopoma vedno bolj zabrisani z močnejšimi mlajšimi prelomi; kljub temu sem lahko sledil njihovi smeri, razen v skrajnem severozahodnem delu ozemlja. Od SW proti NE si slede naslednji pomembnejši prelomi (si. 7): 1. borovniški prelom (I. Rakovec, 1954, S. Buser, 1974) od Ljubljanskega Barja pri Borovnici prek Loškega potoka do Hinj nad Kolpo. 2. mišjedolski prelom (S. Buser, 1974) od Ljubljanskega Barja do Ribnice. 3. želimeljski prelom (S. Buser, 1974), vzporeden z mišjedolskim. 4. ortneški prelom (S. Buser, 1974), vzporeden z mišjedolskim in želi-meljskim. Mišjedolski, želimeljski in ortneški prelom se pri Ribnici združijo in potekajo dalje proti SE do Predgrada nad Kolpo pod imenom želimeljski prelom. 5. dobrepoljski prelom (S. Buser, 1974) od Ljubljane prek Dolenjske do Čepelj zahodno od Črnomlja. 6. roški prelom med Zvirčami južno od Ambrusa do Vinice v Beli Krajini. 7. žužemberški prelom (I. Rakovec, 1954, S. Buser, 1974) od Zgornjih Gameljn prek Žužemberka do Kota zahodno od Semiča. Od tod dalje ga je fotogeološko težko identificirati zaradi številnih mlajših prelomov; je eden izmed najmočnejših prelomov na Dolenjskem. 8. topliški prelom (A. Nos an, 1973) od Kamnika prek Dolenjskih Toplic do Krašinec ob Kolpi. 9. savski prelom (I. Rakovec, 1954) od Stahovice nad Kamnikom do Ajdovca vzhodno od Žužemberka, kjer se ešalonira z novomeškim prelomom, ki poteka od Mirne peči prek Novega mesta na Gorjance. Od tod poteka metliški prelom, ki je bil reaktiviran v 14. ali 18. fazi, prek Metlike na Hrvaško. 10. otoški prelom od Mokronoga prek Otočca in Gorjancev v Žumberak. 11. škocjanski prelom (M. Pleničar, U. Premru, 1976) prihaja na naše ozemlje v Mačkinem kotu jugozahodno od Gornjega grada in poteka prek Zgornjega Tuhinja, Trojan, Medijskih toplic, Krmelja, Skocjana na Dolenjskem in prek Gorjancev v Žumberak. 12. impolski prelom od Gomilskega prek Radeč, Impolja in Cerkelj na Dolenjskem ter prek Gorjancev na Hrvaško. Na severovzhodnem delu obravnavanega ozemlja sem identificiral le posamezne dele močnejših prelomov. Bohorski prelom poteka južno od Celja prek Bohorja in Orlice do Sotle. Naslednji večji prelom — virštanjski prelom — gre prek Grobelnega in Virštanja na Hrvaško. Značilno za prelome tega sistema na Dolenjskem, v manjši meri pa tudi v Posavskih gubah, so reaktivacije posameznih delov konec pleistocena in v holo-cenu v 14. in 18. fazi, toda s povsem drugačnim tipom premikanj (si. 11). Starost 5. faze sem določil le po korelaciji prelomov z drugimi sistemi, ker na ustreznem območju ni udorin s singenetsko sedimentacijo. Menim, da je bil obravnavani sistem aktiven nekje v sredini zgornjega pliocena. Aktivnost 6. faze je omejena na Posavske gube in ozemlje severno od njih. Južna meja, do katere je segal sistem prelomov s smerjo W-E, se skoraj povsem sklada z mejo med Zunanjimi Dinaridi in Južnimi Alpami. Značilnost prelomnega sistema 6. faze je parketna zgradba s smerjo glavnih prelomov W-E. Ob prelomih so posamezne grude spuščene ali dvignjene. Vpad prelomnih con je zelo različen, od najmanj 20° proti severu ali jugu do 90°. Prelomi so normalni ali reverzni. Nekateri prelomi divergirajo ne le v horizontalni, ampak tudi v vertikalni ravnini. Kaže, da so se pri stalni longitudinalni kompresiji menjale notranje napetosti v kameninah. Največja zunanja kompre-sijska sila je bila usmerjena od severa proti jugu. Povzročila je bočno stiskanje ozemlja in s tem ob reverznih in normalnih prelomih dviganje in ugrezanje grud. Šibkejšo kompresijo je morala povzročiti tudi zunanja sila s smerjo W-E, ki je povzročila horizontalno divergiranje posameznih prelomov. Največ reverznih prelomov najdemo v Posavskih gubah, kar je verjetno ponovitev podobnih razmer glede usmeritve kompresijskih zunanjih sil kot pri postsar-matskem narivanju; vendar so bile starejše zunanje sile veliko močnejše. V Posavskih gubah so v manjši meri zastopani tudi ezetativni prelomi. Njih nastanek si razlagamo z delovanjem longitudinalne kompresije, ko sta se oblikovali dve ešalonirani brahiantiklinali. Normalni prelom, ki je nastal na temenu prve antiklinale, je prešel na krilo druge antiklinale in je postal zaradi drugače usmerjenih napetosti reverzen. Pri prehodu preloma iz ene antiklinale v drugo sta se spremenila vpad prelomne cone in smer premikanj ob njih. Prelomi, nastali v 6. fazi, so verjetno zgornjepliocenske starosti. V udorini Krškega polja, v celjski udorini in v širši okolici Senovega so v tektonskih jarkih tega prelomnega sistema odloženi rečni jezerski sedimenti zgornjega pliocena. Tudi 6. faza je dala več regionalno pomembnih prelomov, ki pa po svoji intenziteti ne dosežejo najmočnejših prelomov 5. faze. Od juga proti severu si slede (si. 8): 1. sevniški prelom se prične pri Homu nad Mirensko dolino in gre mimo Sevnice in Senovega do Orlice. 2. stranjski prelom poteka le nekoliko severneje. Med Sevnico in Stranjami se ešalonira in se nadaljuje prek Podsrede proti vzhodu. Zahodni del preloma je ezetativen, vzhodni del pa je skoraj navpičen in tvori s sevniškim prelomom globok tektonski jarek. 3. polšniški prelom zasledimo pri Kresnicah. Od tod gre prek Polšnika, Radeč, Planine nad Sevnico do Sotle. Pri Radečah se razcepi na dva kraka, ki od tod dalje potekata vzporedno. Zahodni del preloma vpada pod blagim kotom proti severu, vzhodni pa se zravna v subvertikalno lego. 15 — Geologija 19 4. moravški prelom se razteza od Kosez, severno od Moravč, do Trbovelj. Tu se razcepi na tri močnejše prelome. Tudi njegov zahodni konec se cepi v dva vzporedna preloma. Severni prelom je veliko močnejši od južnega. 5. trboveljski prelom poteka od Krašnje do Rečice pri Laškem. 6. laški prelom se pridruži trboveljskemu pri Izlakah. Od tod poteka dalje proti vzhodu prek Laškega do Kalobja (Šentjur pri Celju), kjer se ešalonira in poteka še dalje na Hrvaško. 7. marijareški prelom (K. Grad, 1969) sledimo prek Mrzlice, južno od Liboj do Škofije (Šmarje pri Jelšah). Ob njem se je pogreznilo severno krilo. 8. tuhinjski prelom spremlja Tuhinjsko dolino in se nadaljuje po južnem obrobju celjske udorine ter ob Voglajni, prek Šmarja pri Jelšah skoraj do hrvaške meje. 9. presedeljski prelom se odcepi od tuhinjskega pri Smartnem v Tuhinjski dolini. Od tod poteka z njim vzporedno prek Presedel j, Zabukovice do Savinje južno od Celja. V svojem zahodnem delu vpada poševno proti severu, v vzhodnem pa se izravna v subvertikalni položaj. 10. plešivški prelom je najmarkantnejši prelom tega sistema severno od Posavskih gub. Poteka pod Plešivcem (Uršljo goro), mimo'Straže v Mislinjski dolini na Pohorje. Za vse prelome na območju Posavskih gub je značilno, da so v osrednjih delih dokaj položni proti severu ali jugu, medtem ko se v vzhodnih delih izravnajo v vertikalni ali subvertikalni položaj. 7. faza je aktivirala večino regionalno najpomembnejših prelomov (si. 6). Sem štejemo: 1. smrekovški prelom (A. Hinterlechner-Ravnik, M. Pleničar, 1967) predstavlja podaljšek ziljskega preloma. Verjetno se nadaljuje na Madžarskem v rabskem prelomu. Na našem ozemlju spremeni ob južnovzhodnem robu Pohorja svojo prvotno smer WNW v NE. 2. šoštanjski prelom (A. Hinterlechner-Ravnik, M. Pleničar, 1967) poteka skoraj v stalni smeri in je po sekanju s smrekovškim prelomom lahko nekoliko starejši ali pa istočasen. V primeru, da je starejši, moramo iskati njegov podaljšek proti WNW ob smrekovškem prelomu. 3. donački prelom (A. Hinterlechner-Ravnik, M. Pleničar, 1967) predstavlja ponovno reaktivacijo jugovzhodnega dela labotskega preloma. Poteka od Loč prek Donačke gore na Hrvaško. 4. ormoški prelom se prične v velenjski udorini in sega prek Loč in Haloz do Ormoža. 5. ljutomerski prelom leži nekoliko severne je od ormoškega. Tudi ta se prične na severnem robu velenjske udorine in se nadaljuje prek Konjic proti Ljutomeru. Našteti prelomi tvorijo sistem transkurentnih prelomov. Zanje je značilno, da horizontalno divergirajo, zlasti ob prelomnih lokih od WNW k NE. Posamez-na'krila ob prelomih kažejo istosmerne premike. Po R. W. van Bemmelenu (1970) so se ob prelomih tega sistema premaknila severna krila proti SE, južna krila pa proti NW. Značilna drobna ešaloniranja ljutomerskega, ormoškega in donačkega preloma med Konjicami in Halozami pa kažejo na prav obratna premikanja. Tako so se morala severna Ua premakniti proti W, južna krila pa SI. 8. Prelomni sistem 6. faze iz srednjega dela zgornjega pliocena Fig. 8. Fault system developed in 6th neotectonic phase during middle part of Upper Pliocene J ob prelomu spuščena gruda, 2 prelomi s srednjim in strmim vpadom <30° do 60°) 1 downthrown fault block 2 fault moderately to steeply inclined proti E. Iste premike nam kaže tudi starejši prelom med Vitanjem in Ločami, ki so ga srnrekovški, ljutomerski in ormoški prelom postopoma premaknili vedno bolj proti E. Aktivnost transkurentnih prelomov sta povzročila horizontalni in vertikalni longitudinalni strig kamenin. Prevladujejo horizontalni premiki v velikosti nekaj deset kilometrov in vertikalni premiki nekaj 100 m. Prelomne cone takih dimenzij dosežejo globino več 10 km. Prelomi so morali biti aktivni skozi daljše geološko obdobje že pred spodnjim pliocenoni, ko je prišlo ob njih do največjih premaknitev. Lahko pa z gotovostjo rečemo, da so se v obdobju med zgornjim delom srednjega pliocena in med začetkom giinškega glaciala oblikovali med prelomi globoki tektonski jarki, kjer je prevladoval vertikalni longitudinalni strig. Tako sta nastali velenjska in konjiška udorina. Najbolj raziskana od teh je velenjska udorina; po njej sem določil zadnjo aktivnost šoštanjskega, donač-kega, ormoškega, ljutomerskega in smrekovškega preloma. Najstarejši pliocenski sedimenti velenjske udorine vsebujejo srednjepliocen-ske sesalce (L. Ri j avec, 1951). V zgornjih plasteh so našli skelete sesalcev, ki so živeli v najmlajšem delu zgornjega pliocena. (L. Rijavec, 1951). Isto starost so potrdile tudi pelodne analize (A. Ser cel j, 1968). V vrtinah pri Skalah pa so našli v glinastih plasteh oscilacijski prehod zgornjepliocenskih drevesnih vrst v giinške vrste (A. S e r c e 1 j, 1968). Tako sta nam znana samo začetek in konec tektonske aktivnosti velenjske udorine. Vprašanje pa je, ali je v vmesnem obdobju ugrezanje še trajalo ali pa je bilo občasno prekinjeno. Sedimentacija v velenjski udorini govori v prid domnevi, da se je tektonsko premikanje nekajkrat ustavilo in je nastopilo daljše mirovanje. Na takšno mirovanje kažejo plasti premoga, ki so se odlagale v biološkem ravnotežju med močvirjem, oziroma jezerom in okolico. Največje prelome spremljajo šibkejši prelomi. Med Ločami in Hrvaško imajo nekateri teh prelomov lokalno smer W-E in WSW-ENE. To so po vsej verjetnosti reaktivirani prelomi, ki so bili aktivni v 6. fazi. Potek največjih prelomov je dobro viden na gravimetrični karti. 7. faza je dala transkurentni sistem prelomov; bila je aktivna istočasno s 5. fazo, kar se lepo vidi pri Vitanju, kjer je ob prelomu, ki je bil aktiven v 5. fazi, horizontalno premaknjen mnogo močnejši smrekovški prelom, drugod pa je prav obratno. V Halozah je smer transkurentnih prelomov enaka prelomom, ki so bili aktivni v 6. fazi. V Slovenskih goricah pa so transkurentni prelomi vzporedni prelomom 8. faze, ki so dvignili Gorjance in so po tipu premikanj oživljeni transformni prelomi. Izpričana je torej istočasnost 7. faze s 5., 6. in 8. fazo. V 8. fazi so se dvigali Gorjanci, Zumberak in Samoborska gora v obliki stopničastih grud ob vertikalnih in subvertikalnih prelomih. Ponekod prelomi horizontalno divergirajo. To kaže na dvigovanje grude v sub vertikalni smeri od SW proti NE. Na severni strani Gorjancev je močnejši cerovški prelom, ki poteka prek Cerovca, na južni strani pa sošiški prelom (M. Pleničar, U. Prem-ru, 1976), ki poteka prek Sošic v Zumberaku in se na več krajih ešalonira (si. 6). V Zumberaku in Gorjancih, kjer kaže gravimetrična karta NE od črte Kostanjevica—Kostanjevac močnejši maksimum, se prelomi odklonijo od prvotne smeri SW-NE za okoli 45°. Vzrok temu mora biti trša podlaga, po vsej verjetnosti paleozojske kamenine. Regionalno najpomembnejši prelom tega sistema je transformni zagrebški prelom, ki poteka na SE strani Zumberaka in Samo-borske gore, po NW robu Zagrebške gore na Madžarsko. Neotektonsko dvigovanje Gorjancev, Zumberaka in Samoborske gore postavljam na konec zgornjega pliocena, saj najdemo ostanke pliocenskega kremenčevega peska z navzkrižno plastovitostjo na precejšnji nadmorski višini na grebenih Zumberaka na ostankih spodnjepliocenskega peneplena. Prelomi, ki so bili aktivni v 8. fazi, so pomemben tektonski element na tem delu ozemlja, saj so njihove občasne predneotektonske aktivnosti od paleozoika do pliocena dajale pečat paleogeogra- Fig. 9. Fault systems of early Pleistocene and early Holocene 1 prelomni sistem 9. faze, 2 prelomni sistem 10. in 16. faze, 3 ob prelomu spuščeno krilo, 4 prelomi s srednjim do strmim vpadom (30° do 60®) fault systems of 9th phase (1), 10 th and 16th phases (2), (3) downthrown fault side, (4) fault moderately to steeply inclined (30° to 60«) fiji tega področja. 8. fazo lahko vzporejamo s Tollmannovo (1966) vlaško fazo. 9. faza je izražena v prelomnem sistemu SW-NE severozahodno od Šmarjeških Toplic. Prelomi so šibki. Ob njih so vidni le manjši premiki ali pa gre za razpoke (si. 9). 9. faza je lahko le krajevno omejen predsunek mnogo močnejše 10. faze; prelomi obeh faz imajo skoro isto smer in je težko ločiti, kateri prelomi so bili aktivni v 9. in kateri v 10. fazi. 10. faza. V njej so bili aktivni prelomi SW-NE, ki so povečini Vertikalni in subvertikalni. Ob njih so se ugrezali tektonski jarki Ljubljanskega Barja, Krškega polja, straške udorine, Ljubljanskega polja, Kamniške Bistrice in Mi-renske doline. Vzhodno od Gornjega grada je neotektonski jarek, katerega NW krilo je spuščeno skoraj za 1000 m ob več vzporednih normalnih in reverznih prelomih. Močni prelomi tega sistema so še na Pohorju, v širši okolici Maribora in ponekod v Posavskih gubah, kjer so le slabo razviti. V 10. fazi je nastalo tudi nekaj manjših grud. Med njimi sta najpomembnejši Golte in Kranjska reber, kjer so se deloma reaktivirali prelomi 3. faze. Nekaj dvignjenih grud je tudi na severnem obrobju Mirenske doline, kjer so lepo vidne v razgibanem reliefu. V splošnem se kaže ob prelomih, aktivnih v 10. fazi, bolj tendenca nastajanja jarkov kakor hrbtov (si. 9). Največ podatkov o starosti 10. faze imamo iz Zaloga pri Novem mestu, kjer je najstarejša glina iz gunško-mindelskega interglaciala (A. Ser cel j, 1961, 1963). Južno od Šentjerneja na Krškem polju je glina polžarica iz starejšega pleistocena (ustni podatek A. Serclja). Singenetske šedimente starejšega pleistocena najdemo tudi na Ljubljanskem Barju. Najpomembnejši prelomi so: 1. straški prelom; ob njem se je pogreznila straška udorina vzhodno od Novega mesta. 2. orliški prelom; prek Krškega polja na Orlico. Ob njem se je pogreznilo SE krilo. Na Orlici se večkrat ešalonira. 3. brezoviško-viški prelom (K. Grad, 1968) ob NW robu Ljubljanskega Barja. 4. gornjegrajski prelom med Novo Štifto in Gornjim gradom; tu se večkrat ešalonira in poteka do Radmirja. 5. florjanški prelom; med gornjegrajskim in florjanškim prelomom se je pogreznil globok neotektonski jarek. Dva močnejša preloma omejujeta neotektonsko grudo planine Golte. 2. dklus se je pričel s srednjim pleistocenom in traja še danes. Ozemlje se postopno umirja; dviganja so redka, več je ugrezanj. Prelomi se pojavljajo v labilnih conah, ki se stabilizirajo skozi ves srednji in mlajši pleistocen ter ho-locen. V 11., 12. in 13. fazi so se aktivirali v Posavskih gubah in na ozemlju severno od njih posamezni prelomi W-E ali njihovi deli iz 6. faze. Na Dolenjskem in v Beli Krajini pa so nastali novi prelomi enake smeri, ki pa nimajo regionalnega pomena (si. 10). Ob prelomih se je ozemlje ugrezalo v jarke. Po pelodnih analizah iz različnih krajev Slovenije menim, da gre za troje ločenih tektonskih aktivnosti, čeprav so se izrazile v prelomnih sistemih z isto smerjo. V 11. fazi se je ugreznil tektonski jarek v Zalogu pri Ljubljani, kjer je bila pod prodom v globini okoli 39 m najdena glina mindelsko-riškega interglaciala (ustni podatek A. Serclja). Enako stara glina je na Ljubljanskem Barju na površju in ponekod v globini (A. Ser cel j, 1963, 1966, 1967). 12. faza je bila omejena na riško-wiirmski interglacial. V Podbočju na Krškem polju je na dvignjenem obrobju glina s kremenčevimi prodniki iz risko-wurmskega interglaciala (A. S e r c e 1 j, 1970). Na Ljubljanskem Barju so gline enake starosti (A. S e r -cel j, 1963, 1966, 1967). Največ podatkov imamo o 13. fazi. Glina zadnjega SI. 10. Prelomni sistemi 11., 12., 13. in 15. faze iz srednjega in mlajšega pleistocena ter holocena Fig. 10. Fault systems 11th, 12th, 13th, and 15 th phases developed during middle and late Pleistocene and Holocene 1 ob prelomu spuščen blok, 2 prelomi s srednjim do strmim vpadom (30° do 60°) 1 down thrown fault block, 2 fault moderately to steeply inclined (30° to 60°) wiirmskega interstadiala in z začetka zadnjega wiirmskega stadiala se nahaja na Ljubljanskem Barju (A. Ser cel j, 1963, 1966, 1967), v Nevljah pri Kamniku (A. Budnar-Lipovglavšek, 1944), v Radomljah pri Domžalah (po neobjavljeni analizi A. Serclja), pri Kostanjevici na Krki (A. Ser-celj, 1963), pri Šentjerneju na Krškem polju (A. Ser cel j, 1970), pri Grosupljem (A. Se reel j, 1963), na Bregu in v Smartnem pri Litiji, St. Lenartu in Trebežu pri Brežicah, pri Sv. Lovrencu pri Polzeli, pri Nazarjih, pri Slovenski Bistrici (A. Sercelj, 1970) in- pri Zalogu zahodno od Novega mesta (A. Sercelj, 1963). Sedimentacija Ljubljanskega Barja je bila po do sedaj znanih podatkih neprekinjena do riško-wurmskega interglaciala (A. Sercelj, 1963,1966,1967). Sledi večja vrzel v sedimentih, ki kaže na prekinitev tektonske aktivnosti. Nato so bili odloženi sedimenti srednjewurmskega interstadiala do holocena, ki kažejo na hitro ugrezanje Barja. Zato je možno, da je trajala tektonska aktivnost na Krškem polju, v Celjski kotlini, na Dravskem polju, v okolici Grosupljega in okoli Litije skozi tri zaporedna obdobja z vmesnimi presledki. Na Barju se je začela 11. faza že v začetku mindelskega glaciala in je skupaj z 12. fazo trajala brez presledka do začetka riško-wurmskega interglaciala. Tedaj je nastopila kratka doba tektonskega mirovanja. Isti neotektonski sistemi so oživeli nato v srednjewurmskem interstadialu, torej zopet prej kakor 13. faza v drugih udorinah (si. 13 in 14). Od močnejših prelomov naj omenim: 1. celjski prelom (K. Grad, 1969) ob južnem robu Celjske kotline; ob njem se je pogreznilo severno krilo za okoli 100 m. 2. lovrenški prelom (P. Mioč, 1975) med Mariborom in Planino na Pohorju. 3. selniški prelom (P. Mioč, 1975) je vzporeden lovrenškemu; med njima se je ugreznil ribniški neotektonski jarek. 4. polskavski prelom spremlja tok Polskave. Ob njem se je pogreznil južni rob Dravskega polja. 5. orliški prelom zahodno in vzhodno od Artič; ob njem se je pogreznil severni rob Krškega polja. V 14. fazi so se ponovno aktivirali posamezni deli prelomov, ki so nastali v 5. fazi. Tako se je formiral nov prelomni sistem NW-SE s parketno zgradbo ozemlja. Ob prelomih so se ugreznili posamezni deli udorin. V Posavskih gubah so neotektonska premikanja prispevala k ugrezanju celjske udorine, manjših udorin v Zgornjesavinjski dolini ter Ljubljanskega polja in Ljubljanskega Barja (si. 11). Po sedimentih, ki so se odlagali v nastale udorine in jarke, lahko sklepamo, da je trajala 14. faza le kratek čas konec wttrma III in v začetku holocena. Glina te starosti se nahaja v neotektonskih jarkih v Ljubečni pri Celju (po neobjavljeni analizi A. Šerclja) in na Barju (A. Sercelj, 1963, 1966). Alternativno je bila določena tudi pri Nazarjih (A. Sercelj, 1970). Nekateri prelomi so bili pozneje aktivni še v holocenu v 18. fazi; zato je težko odločiti, h kateri izmed obeh faz pripadajo posamezni prelomi, posebno na krajih, kjer singenetski sedimenti starostno niso določeni. Z gotovostjo pa sklepam, da je bil v 14. fazi aktiven del topliškega preloma med Kamnikom in Lukovico, del virštanjskega preloma med Vojnikom in Ljubečno in del dobrepoljskega preloma med Ljubljano in Lavrico. V 15. fazi so se ponovno aktivirali nekateri prelomi W-E, ki so bili aktivni že v 11., 12. in 13. fazi. Kjer so se v novo nastalih jarkih usedali holocenski sedimenti, jih je časovno lahko opredeliti. V 15. fazi sta bila ponovno aktivna celjski in polskavski prelom, enako velja za nekatere prelome na Ljubljanskem polju, v Zgornjesavinjski dolini, v jugovzhodnem delu Krškega polja, v dolini Drave pri Dravogradu ter za dele selniškega in lovrenškega preloma (si. 10). SI. 11. Prelomni sistemi 14. in 18. faze Fig. 11. Fault systems of the 14th and the 18th phase 1 prelomni sistem, 2 vertikalni premik ob prelomu 1 fault set, 2 displacement in vertical direction 16. faza je tudi holocenska. V njej so se aktivirali nekateri prelomi 10. faze, nekateri pa so nastali na novo. Prelomi tvorijo prelomni sistem s parketno zgradbo in smerjo SW-NE. Ob njih so nastali manjši jarki, ki so povečini zapolnjeni s holocenskim prodom. Na več krajih so še ohranjeni skoki, večidel pa so že erodirani. Med Šentjernejem in Belo cerkvijo na Krškem polju je med prelomi nastal večji jarek. Prelomi so subvertikalni in gravitacijski. Najmočnejša preloma tega jarka sta na severu krški prelom, na jugu pa orehovski prelom. Prvi spremlja tok Krke, drugi pa poteka prek Orehovice pod Gorjanci. Ob krškem prelomu se je jarek najgloblje ugreznil. V nastali globlji del jarka se je prelila Krka, kjer teče še danes. Po tem sklepam, da je starost teh prelomov holocen- ska. Nad Belo cerkvijo so še ohranjeni precej erodirani skoki kljub mehkemu terciarnemu laporju (si. 9). V 17. fazi so nastali prelomi s smerjo N-S. Ohranjeni so le zahodno od Kostanjevice na južnem obrobju Krškega polja. Prelomi dajejo ozemlju parketno zgradbo. Ob dviganju je nastal hrbet, ki je predstavljal oviro za pretok Krke. Pred njim je začela meandrirati. Stari meandri so na letalskih posnetkih še dobro vidni. Krka Še do danes ni uspela ovire predolbsti. Aktivnost prelomov lahko postavimo na podlagi teh dejstev v pozni holocen (si. 12). Prelomi 18. faze so vidni pri Kostanjevici na Krki. Ohranjenih je nekaj manjših prelomov in razpok. Premiki ob prelomih so znašali le nekaj metrov. Močnejša preloma potekata v rahlem konkavnem loku južno in severno od Krke. Ob njih se je ugreznil plitev in ozek tektonski jarek, po katerem teče Krka še danes. Ozemlje se je najbolj ugreznilo pri Kostanjevici, kjer je reka zastajala in ustvarila meandre, katerih ostanki so še ohranjeni. V 18. fazi so se ponovno aktivirali tudi prelomi iz 14. faze in deli prelomov iz 5. faze. Ob prelomih, ki tvorijo sistem s parketno zgradbo so se ugreznili tudi večji tektonski jarki. Na Dolenjskem so nastala kraška polja s holocensko se-dimentacijo. Ponovno je bil aktiviran del mišjedolskega preloma pri Velikih Laščah, del želimeljskega preloma med Velikimi Laščami in Kočevjem, del do-brepoljskega preloma pri Vidmu, del žužemberškega preloma ob gornjem toku Krke, deli roškega in topliškega preloma v Beli Krajini in del impolskega preloma na Krškem polju. V Posavskih gubah so se ugreznili manjši deli celjske udorine, nastal je tektonski jarek pri Radečah in pri Sevnici. Severno od Posavskih gub se je ugreznil del Dravskega polja, Mislinjske doline in Konjiškega polja (si. 12). Med pomembnejše prelome štejemo: 1. dravski prelom na severozahodni strani Dravskega polja. 2. hajdinski prelom, vzporeden dravskemu; med njima je ozek tektonski jarek. 3. konjiški prelom pod Konjiško goro je del reaktiviranega labotskega preloma, toda s povsem drugačnim premikanjem ob njem. 4. medijski prelom pri Medijskih toplicah je del reaktiviranega škocjanskega preloma. 5. metliški prelom med Jugorjami in Metliko je del reaktiviranega novomeškega preloma; ob njem se je pogrezala črnomaljska udorina. Na več krajih je ešaloniran. Prelomni sistem ima smer NW-SE. Njegovo aktivnost postavljam v holocen; dal je tektonske jarke, po katerih še danes teko reke in vrezujejo terase v holocenski prodni nanos: Drava na Dravskem polju, Sava na Krškem polju, Savinja pri Polzeli in Celju, Mislinja pri Slovenj Gradcu. Najmlajša je 19. faza. Prelomi imajo smer N-S in dajo le redko ozemlju parketno zgradbo. Zato menim, da so prelomi 19. faze še danes aktivni. Na Dolenjskem, na Dravskem polju in v Beli krajini se vidi, da gre za aktivirane prelome 2. faze. Najmočnejši prelomi so (si. 12): 1. dobliški prelom, sestavljen iz treh zaporednih prelomov; ob njem se je pogreznil vzhodni del belokranjske udorine. 2. ljubljanski prelom poteka po Ljubljanskem Barju, mimo Ljubljane med Rožnikom in Golovcem proti Vodicam, kjer se večkrat ešalonira. Njegova potresna aktivnost je znana iz močnega ljubljanskega potresa leta 1895. SI. 12. Prelomni sistemi, narivi in luske iz mlajšega holocena Fig. 12. Fault systems, thrust faults and schuppen structures developed during late Holocene 1 prelomni sistem 14. faze, 2 prelomni sistem 19. faze, 3 obročasti prelomi, 4 narivi in luske, 5 ob prelomu spuščeno krilo fault systems of 14th neotectonic phase (1), 19th neotectonic phase (2), (3) ring faults (4) thrust faults and schuppen structures, (5) downthrown fault side 3. laniški prelom (I. R a k o v e c , 1955) na vzhodnem obrobju Barja pri La-nišču. 4. vojniški prelom med Celjem in Vojnikom: ob njem se ugreza vzhodni del celjske udorine. 5. slivniški prelom ob vzhodnem vznožju Pohorja; ob njem se ugreza Dravsko polje. Dobro je viden tudi na gravimetrični karti. Večji del premikov ob njem pripisujem 2. fazi v srednjem pliocenu, manjši del premikov pa štejem v 19. fazo. 6. mariborski prelom je vzporeden slivniškemu. Spremlja tok Drave vzhodno od Maribora in s severnim delom slivniškega preloma tvori tektonski jarek. 7. brežiški prelom je vezan na brežiško potresno cono. Poteka pod Orlico mimo Brežic na Gorjance do Stojdrage. 8. obsotelski prelom ob Sotli med Bizeljskim in Kapelo. Ob močnejših prelomih znašajo skoki nekaj metrov, ob šibkejših pa le nekaj decimetrov ali samo nekaj milimetrov. Obročasti prelomi predstavljajo posebnost v neotektoniki med srednjim plio-cenom in holocenom. Imamo jih na dveh območjih vzhodno od Ljubljane (si. 12). S svojo krožno razvrstitvijo spominjajo na diapirske strukture, čeprav leže na dolomitnem ozemlju. Na letalskih posnetkih so še lepo vidni skoki, kjer se ponekod ruši dolomit. Zato menim, da so obročasti prelomi še danes aktivni. Ob njih se ozemlje stopničasto dviguje. Obe obročasti strukturi ležita v smeri W-E in sledita starim geološkim strukturam v permokarbonskih klastitih pod narinjenim cordevolskim dolomitom. Med njimi predpostavljam vložke evaporitov, ki bi mogli povzročiti obročaste prelome. V Posavskih gubah imamo na več krajih manjše narive in luske trše mezo-zojske podlage na mehkejših terciarnih plasteh (si. 12). V tuhinjski sinklinali so se med Zgornjim Tuhinjem in Vranskim naluskale triadne plasti na miocenske od juga proti severu. Podobne razmere najdemo v podaljšku iste sinklinale proti Celju. Na južnem robu Celjske kotline so se triadne kamenine narinile proti severu na oligocenske piroklastite. Tudi južni rob najbolj stisnjene laške sinklinale pri Zagorju je narivni. Neotektonsko narivanje si razlagam na naslednji način: Po najmočnejšem narivanju od severa proti jugu na prehodu iz miocena v pliocen je večina narivov pokrila tudi precejšnji del sinklinal, zapolnjenih s terciarnimi sedimenti. Sledila je peneplenizacija narivne zgradbe. Neotektonski prelomi so nastali peneplen razkosali in ustvarili pogoje za močno erozijo, ki je predolbla narive do terciarnih sinklinal. Pod vplivom nasledstvene tektonike so nastali v sinklinalah neotektonski jarki. Na krilih so ostale trše mezozojske kamenine. Zaradi lateralne kompresije, ki je bila v Posavskih gubah v pliocenu in pleistocenu, so se trše mezozojske plasti narinile ali naluskale zaradi svoje višje geografske lege na niže ležeče mehkejše terciarne kamenine. Za nastanek narivov in lusk so bili v Posavskih gubah odločilni neotektonski prelomi s smerjo W-E, ki so vzporedni osem terciarnih sinklinal. Zato so se mogla neotek-tonska narivanja in luskanja pojaviti po 6., 11., 12., 13. in 15. fazi v zgornjem pliocenu, srednjem in mlajšem pleistocenu ter zgodnjem holocenu. Narivanja in luskanja so bila mnogo šibkejša kot pri podobnih pojavih med miocenom in pliocenom. Znašajo le nekaj metrov do nekaj sto metrov. Povzetek Tektonska dogajanja od srednjega pliocena do danesi lahko razdelim na dva neotektonska ciklusa. 1. ciklus se je pričel v srednjem pliocenu po spodnjeplio-censki peneplenizaciji in tektonskem mirovanju in se je končal ob koncu sta- FAZA QRAFICWI PRIKAZ SMER SISTEMA VRSTE PRELOHCW VPADI PRELOMOV VEUKOST ■PLIOCEM P L E 1 ST O CEk HOLOCEH PSiMIVCOV SR. SUHZ S/M rtIHDEi M/R RlSS R/W WUR.M 49. M H - 5 10 -200m 44. -11 1 - W-E. .30°-90° 40-200m _1 AO. 5W-WE <5* AVI TAC. R£VE*iNI 50*- J AO -1000m 9. rt/ 5W-HE QRAVITAC 60ft- 9O0 0 -20 m - 6. SW-ME 3RAVITAC. NORMALNI 6o'-