GEOLOGIJA GEOLOGICAL RAZPRAVE IN POROČILA TRANSACTIONS Ljubljana • Letnik 1969 • 12. knjiga • Volume 12. AND REPORTS--- KROVNA ZGRADBA IDRIJSKO ŽIROVSKEGA OZEMLJA Ivan Mlakar z 11 slikami VSEBINA Uvod ...........................6 Kratek pregled dosedanjih raziskav................6 Stratigrafsko litološki podatki . .................7 Permokarbonske plasti...................7 Permske plasti......................7 Triadne plasti.......................8 Kredne plasti.......................16 Eocenske plasti......................16 Kvartarne usedline....................17 Razčlenitev in opis krovne zgradbe ................17 Avtohtona podlaga.....................18 Prvi pokrov . .....................18 Drugi pokrov.......................21 Tretji pokrov.......................22 Četrti pokrov.......................31 Poimenovanje tektonskih elementov................35 Nastanek krovne zgradbe....................37 O tektonski rajonizaciji zahodne Slovenije.............47 Povzetek..........................56 Nappe structure of the Idrija—2iri region.............57 Literatura..........................70 UVOD Geološko zgradbo zahodne Slovenije so Limanovsky, Kober in Winkler že v začetku tega stoletja razlagah s pokrovi. Vendar so bile teorije o krovni zgradbi tega ozemlja premalo podkrepljene z dokazi. Zato so pozneje geologi dvomili vanje in jih celo odklanjali. Z geološkimi raziskovanji v širši idrijski okolici smo po letu 1963 zbrali vrsto zanesljivih dokazov o krovni zgradbi tega dela slovenskega ozemlja. Ugotovili smo skoraj vse tektonske elemente, značilne za krovne strukture Severnih apneniških Alp in smo jih preverili z geološkimi vrtinami. KRATEK PREGLED DOSEDANJIH RAZISKAV Na podlagi paleontološkega materiala, ki ga je določil S t u r (1872), je Lipoid (1874) prvi detajlno stratigrafsko razčlenil sklade v bližnji idrijski okolici in v rudiŠču. Njegovi razpravi je priložena ena prvih geoloških kart bližnje idrijske okolice in je ohranila svojo vrednost do danes. Lipoldovo delo je nadaljeval Kossmat. V razpravah o idrijskem rudišču je obravnaval tudi geološko zgradbo njegove bližnje okolice (Kossmat, 1899, 1911, 1913a). Posebej je obdelal geološko zgradbo ozemlja med Idrijo in Rovtami (Kossmat, 1898) ter območja Zgornje Idrijce, Kanomlje in Trebuše (Kossmat, 1900). Leta 1905 in 1910 sta izšli Kossmatovi geološki karti listov Ajdovščina-Postojna in Skofja Loka-Idrija s tolmačema. K rop a č (1912) je tolmačil geološko zgradbo rudišča in bližje okolice s trojno prevrnjeno gubo. Ta interpretacija je bila do leta 1958 vodilo pri raziskovanjih v rudišču. V mnogih razpravah je Kossmat obravnaval tektonsko zgradbo in rajonizacijo zahodne Slovenije (Kossmat, 1903, 1906, 1909 a, b, 1913 b). Regionalno tektoniko istega ozemlja so preučevali še Limanovsky (1910), Kober (1913) in Winkler (1923, 1936). V letih 1947 do 1950 smo dobili nove geološke karte Zgornje in Srednje Kanomlje, Idrije in Ljubevške doline (Hamrla-Jager, 1947, Gantar-Schneider, 1948, Jager-Hrastnik, 1949). Nekaj let kasneje je O c epe k (1953) obdelal še ozemlje Spodnje Idrije. Karte niso bile objavljene, a pomenijo napredek v primerjavi s Kossmatovo geološko karto. Leta 1955 je B e r c e te karte reambuliral in prikazal geološko zgradbo od Zgornje Kanomlje do Zovčena. Z odkritjem zgornjepermskih skladov, novo razčlenitvijo spodnje-triadnih plasti ter ugotovitvijo noriškega dolomita na krednem apnencu so se vse dotedanje geološke karte pokazale kot precej nezanesljive (Mlakar, 1957, 1959). V letih 1958 do 1960 je ekipa Geološkega zavoda Ljubljana pod vodstvom Berceta kartirala večji del idrijsko žirovskega ozemlja in že upoštevala nove stratigrafske ugotovitve (Berce, 1959, I960, Iskra 1961 a). Karta v celoti doslej ni bila objavljena. Le neznatne dele te karte sta Iskra in B e r c e prikazala v posebnih razpravah (Iskra, 1961 b, Berce 1962b, 1963). V letih 1963 do 1968 smo ponovno detajlno pregledali okrog 160 km2 geološko najbolj zapletenega dela idrijsko žirovskega ozemlja med planoto Vojsko in Rovtami (1. sL). STRATIGRAFSKO LITOLOŠKI PODATKI V starejši literaturi sta obravnavala stratigrafske probleme na idrijskem območju predvsem Lipoid (1874) in Kossmat (1898, 1900, 1905, 1910). Po drugi svetovni vojni so dopolnjevali njune ugotovitve v zvezi s sedimentacijo na tem prostoru Berce (1959, I960, 1962 b), Mlakar (1957, 1959, 1967), Iskra (1961 a, b), Buser (1964, 1965 a) in Č a r (1968). Slabše so obdelane facialne posebnosti v razvoju posameznih skladov in predvsem facialne razlike v razvoju enako starih kamenin različnih tektonskih enot. Zato bomo posvetili tem problemom več pozornosti. Na idrijskem območju najdemo gornjepaleozojske sklade, skoraj vse triadne horizonte ter kredne in eocenske plasti. Jurske kamenine se javljajo šele na Trnovskem gozdu, 8 do 10 km južno in jugozahodno od Idrije (2. si.). Permokarbonske plasti Črni in temno sivi glinasti skrilavec z lečami sivega melja in kre-menovega peščenjaka je brez dvoma najstarejša kamenina na idpjskem prostoru. Vendar nimamo zanesljivih dokazov niti za karbonsko niti za permsko starost teh skladov. Grad (1967) jih je označil kot permokarbonske plasti. Vprašanje karbonske ali permske starosti teh skladov in njihovo problematično uvrščanje v srednjo triado (Berce, 1960, 1962 a, 1963 b) smo prikazali že pri obravnavanju strukture idrijskega rudišča (Mlakar, 1967). Te ugotovitve lahko posplošimo na celotno idrijsko ozemlje. Gornjepaleozojski glinasti skrilavec in peščenjak najdemo le v tretjem in četrtem pokrovu, vendar ni razlik v sedimentaciji teh plasti. Celotne debeline skladov ne moremo ugotoviti, je pa večja od 350 m. Permske plasti Starost sivega in rdečega grodenskega skrilavca, alevrolita, kreme-novega peščenjaka ter konglomerata paleontoloŠko ni dokazana. Vendar leže plasti vedno v talnini paleontoloŠko dobro dokumentiranih gornje-permskih skladov; uvrščamo jih v sosijsko stopnjo permskega sistema. Na idrijskem območju jih ne moremo razčleniti v spodnjo, sivo, in zgornjo, rdečo serijo. V idrijskem rudišču poznamo na primer le sivi peščenjak. Na območju Rovt najdemo v tretjem pokrovu v zgornjem nivoju teh skladov ponekod leče sivega jedrnatega dolomita. Debelina grodenskih skladov je na območju rudišča 10 do 40 m. Proti severozahodu in vzhodu je večja in ponekod preseže 150 m. Po Oma-1 j e v u (1967 b) so grodenske plasti na Zirovskem vrhu debele prek 600 m. Podatki dosedanjih vrtin ne kažejo na postopno naraščanje debeline teh skladov proti severu in severovzhodu. Grodenske kamenine nahajamo v tretjem in četrtem pokrovu, vendar v enakem razvoju. Gornjepermski skladi so na idrijskem območju najstarejši paleonto-loško dokazan stratigrafski horizont. Najdemo dolomit in apnenec s koralo Waagenophyllum indicum, polžem Bellerophon in alge Gymnocodium bellerophpntis Roth. (Mlakar, 1957, 1959; Berce, 1959, 1960). Gornjepermske kamenine poznamo predvsem v tretjem pokrovu od Vojskega do Rovt. V vznožju Govekarjevega vrha in v nekaterih vrtinah (2. sh, V/12, V/21, profil C) smo jih našli tudi v četrtem pokrovu. V tretjem pokrovu opazimo facialne razlike v razvoju teh plasti. Samo dolomitni razvoj poznamo v idrijskem rudišču. Najstarejši stratigrafski člen je sivi plastoviti dolomit s skrilavimi vložki, debel. 10 do 15 m. Mlajši horizont je temno sivi ali Črni ploščasti dolomit prav tako s skrilavimi vložki. Kontakt ni oster; na prehodu se menjavajo sive in črne kamenine. Gornjepermske plasti so v rudišču debele 50 do 70 m (M 1 a -kar, 1967, si. 3, 4, 5). Severnozahodno od Idrije se dolomitna sedimentacija gornjepermski h skladov navadno konča s črnim ploščastim apnencem, debelim okrog 10 m. Nasprotno pa je v Rovtah v istem nivoju sivi luknjičavi apnenec. V Nartu najdemo oba litološka člena, pri čemer je luknjičav apnenec mlajši. Na ozemlju Rovt vsebuje gornjepermski dolomit lečaste vložke in impregnacije sadre (1. si., vrtine R/ll, C/5 itd.), ki kažejo na lagunarno sedimen-tacijo. Triadne plasti Na idrijskem ozemlju je bila sedimentacija med permom in triado nepretrgana. O razvoju spodnjeskitskih skladov imamo največ podatkov" iz spodnje zgradbe idrijskega rudišča. Zgornjepermski dolomit prekriva sivi dolomit s stilolitskimi. površinami, ki se ponavljajo v nekaj milimetrskih intervalih. Skladi' so debeli okrog 10 m. V sredini spodnjega dela spodnjeskitskih skladov se ritmično menjavata sivi zrnati dolomit in peščeno-sljudnati dolomit. V peščenosljudnatih kameninah so pogostne valovite sedimentne teksture. Dolomitni razvoj zaključi svetlo sivi zrnati dolomit. Debelina spodnjeskitskih dolomitov v jami je 150 do 170 m. Spodnjeskitski dolomit prekriva v jami serija sivo zelenega apneno-sljudnatega skrilavca in peščenjaka z lečami oolitnega apnenca, debelega le nekaj metrov. Najdemo vsaj 6 apnenih horizontov. V zgornjih nivojih so pogostnejši in debelejši. Najmlajši oolitni horizont je kontinuiren Opisane plasti so debele 80 do 120 m (Mlakar, 1967, si. 3 do 6). Spodnjeskitske plasti poznamo iz tretjega in četrtega pokrova. Pomembnejše razlike v razvoju teh skladov so le v četrtem pokrovu na območju Kanomlje. Na območju Fežnar-Gantar starejše dolomitne in GEOLOŠKA l.sl.-Fig.l KARTA IDRIJSKEGA OZEMLJA - GEOLOGIC MAP OF THE IDRIJA REGION ^ Omevniči f ovtar ^•Gantar: Zahom fniadnlk'-^' Žirovnica. Koline, [Milanoveci Miklavcjt .Gnezda- svAntc Robar Koievše^ >jt 0 0 nC/» O o ( A . C: Sr? Podobnik1 Podroteja, lastovke Zovien ... Q> Divje ' jezero gCpiUrbaFZTec 0i lreven■ K rekov se ' Zovčan Čekovnik Hleviše Trovta P k lav že" Fežnar' Trate ■Dolenc. @ Tolmin Lenart -rf [iesAowc :Petkovi B.klavže■ Cerkno 'Medvedje brdo. 'Pesek Planina Kobal LJUBLJANA Koievnik Rovte Griže ■ Vrhnika ® A/ova Gor/ca Idrijski Jog ■ Zidank' --' Tommc Vipava 'Sebalk \Prezid Postojna ® □ rečna naplavina (1^,3,4. slika) Fluvlatile sediment (Ftg.lfjfi) -----j /apor, peščenjak in apnena breča ^—-H Marl, sandstone,calcareous breccia foraminiferni apnenec Foraminiferal limestone H0L0CEN Cfc Uj HOLOCENE 0: £ £0C£W Šs EOCENE ^UJ PALEOCEN - PALEOCENE LEGENDA H GEOLOŠKIM KARTAM IN PROFILOM 5L. I DO 5. LEGEND TO GEOLOGIC MAPS AND SECTIONS FIGS. 7. TO 5. g ZGORNJA KREDA ^ g UPPER CRETACEOUS £ a SPODNJA KREDA LOWER CRETACEOUS sivi rudistni apnenec Grey rudist limestone I 1 1 I temno sivi bituminozni apnenec 111 Dark grey bituminous limestone i jH apnenec,zrnati dolomit — F- C0RDEV0L STRATA rsr^r-i beh zrnati luknjičavi dolomit ^ k't.''.*. 'IIA/hi/a nraniilar nnrmie rtn!r,n 2 3 črni plastoviti apnenec z roženci Black stratified limestone with d beli zrnati luknjičavi dolomit White granular porous dolomite i*-"—sivo zeleni tuf in tufit z roženci ^ LANGOBARDSKE PL£~Zj Greyish green tuff and tuff,te ^ LANGOBARD STRATA r-,____ • • Wltf) cherts oirwiH s,y/ apnenec fc- I t-l Grey limestone [—_—_—_[ Črni skrHavec in peščenjak (zg. skonca) l-~- -1 Black shale and sandstone(uppskonca) „ i- rdeči in sivi apneni peščenjak ^ LANGOBARDSKE PL}° ' " I Red and 9™y calcareous sandstone I/—sividolomitni in pisani konglomerat I Grey doiomitic and variegated conglomerate t™' skrilavec in peščenjak(sp.skonca) -1 Black shale and sandstone (low. skonca) ANfZIČNA STOPNJA ANISIAN STAGE svetlo sivi dolomit Light grey dolomite J_yJ ~| temno sivi laporni apnenec i-7-1 Dark grey marly limestone "S® K^IPILSKE PUST! rdeče rjavi peSieni skrHavec o S CAMPIL STRATA l~~~ l R'ddlsh t~ ... - K. VI _ ry. .j. [7 /1 siv/ zrnati dolomit a L jsJ < ^ -- ic J te-ou skrilavec peščenjak in oolltni apnenec K £ SEISSRSKE PLASTI Shale,sandstone and odlitic limestone S " SEISER STRATA f+-1 peSčeno sliudnati dolomit,zrnati dolomit / k-*-JRŽAŠM-KOMENSKA PLANOTA x r o\ ^ ll-1 2fm 7- rc)HRUŠ I ^ _-K Kv + \g(istreiiški w-/>/ / GrČarc*c°X J K [ž&s^M&šTVFuijca ° i ' Wpava_[', /^J^f-N - 47 1 0 6 8 M*m 9-J- /o-— H® kamenine v jugozahodnem podaljšku tega pasu pri Predjesenu med eocen-skimi plastmi, smo preiskani apneni breči pripisali eocensko starost. Eocenske plasti so vtisnjene ob narivni ploskvi, ki loči sklade koševniškega pokrova od Hrušice (8. si.). Severozahodno od tod so v globoko vrezani dolini Idrijce zopet razkrite v tektonskem oknu Strug. Medsebojno zvezo skladov avtohtone podlage na idrijskem ozemlju ter na območju Vipavske doline in Hrušice prekinja na Novem svetu košev-niški pokrov, zahodno od tod pa Trnovski gozd (si. 8). Z odgovorom na vprašanje, kako daleč proti severovzhodu sežejo eocenske plasti pod Trnovski gozd, se zelo približamo rešitvi problema o velikosti narivov staro-terciarnih pokrovov v zahodni Sloveniji. Z geoelektričnim sondiranjem po metodi navidezne specifične upornosti je ugotovil Ravnik (1962) na prvem profilu v sondi E, (8. si.), oddaljeni od narivnega roba okrog 6,5 km, nizkoupornostne flišne plasti v globini okrog 1700 m (abs. —600 m) pod narinjeno gmoto karbonatnih kamenin. V sondi E, so nizkoupornostne plasti v globini 1070 m (abs. —50 m), med Colom in Črnim vrhom v sondi E(l pa na globini 600 m ((abs. —50 m). V sondi Er> na tretjem profilu pa so zadeli na iste plasti šele v globini 1125 m (abs. —270 m). Po geofizikalnih meritvah vpada narivna ploskev pod kotom 8° do 18° proti severovzhodu (Ravnik, 1962). Nizkoupornostne plasti pa so lahko le eocenski fliš, kajti karnijski peščenoskrilavi horizonti se zaradi vpada kamenin skoraj gotovo izklinjajo, kot kaže profil B (2. si.), že na območju Smrekove drage. Eocenske plasti obdajajo Trnovski gozd z juga in jugovzhoda ter povsod vpadajo podenj. Na idrijskem območju imajo pod starejšimi skladi površino vsaj 22 km33. Zato upravičeno sklepamo, da imajo eocenske plasti Vipavske doline in Podkraja pod mezozojskimi skladi Trnovskega gozda več ali manj sklenjeno zvezo s flišem v bevkovem, bratuševem in kanomeljskem tektonskem oknu ter v tektonskem oknu Strug (2. si. profila B in C in 8. si.). Narivna ploskev je sinklinalno upognjena. Z upoštevanjem rezultatov geoelektričnih meritev je trditev o tej zvezi utemeljena, vendar ni preverjena z globokim vrtanjem. Med najsevernejšim izdankom eocenskega fliša ob cesti Ajdovščina—Predmeja ter jugozahodnim robom bratuševega tektonskega okna je še vedno razdalja 10 km v zračni črti. Nekoliko manjša je oddaljenost eocenskih plasti na območju Cola in enako starih kamenin tektonskega okna Strug. Eocenski fliš in zgornjekredni apnenec smo ugotovili pod starejšimi skladi tudi na severovzhodni strani idrijskega preloma, npr. v vrtinah 1/50 in 4/52. To sta skrajni severovzhodni točki, kjer na idrijsko žirovskem ozemlju poznamo te kamenine. Od narivnega roba Trnovskega gozda južno od Cavna (1190 m) do vrtine 1/50 v Kanomlji je 18 km v zračni črti. Z ekstrapolacijo geoloških podatkov vrtin za nekaj km proti severovzhodu in ob predpostavki, da je čelo nariva nad Vipavsko dolino delno že odneseno, se dolžina nariva Trnovskega gozda prek eocenskih plasti poveča na 20 do 25 km. Eocenske plasti so v Vipavski dolini debele morda okrog 1000 m. Proti severovzhodu se po podatkih vrtin in razmer v tektonskih oknih na idrijskem območju polagoma tanjšajo in se nekaj km severovzhodno od idrijskega preloma verjetno izklinjajo. Tako leži v vrtini.K/8 pri Marožicah v Srednji Kanomlji noriški dolomit čekovniškega pokrova neposredno na zgornjekrednem apnencu avtohtone podlage. Vzdolž narivne ploskve leže proti severovzhodu pokrovi na različnih in čedalje starejših plasteh avtohtone podlage. Zato lahko trdimo, da je avtohtona podlaga zgoraj omejena s krovnim poševnim rezom. Prvi — koševniški pokrov sestoji iz spodnjekrednega in zgornjekred-nega apnenca in leži na avtohtoni podlagi kot plošča ter položno vpada proti severovzhodu ali pa ima subhorizontalno lego. Na idrijskem ozemlju ima velikost 60 km2 in je debel do 300 m. Spodaj in zgoraj je omejen s poševnim rezom. Kredne plasti vpadajo položno proti jugozahodu. Zato je pokrov na severovzhodu iz spodnjekrednega, na jugozahodu pa iz zgornjekrednega — rudistnega apnenca. Proti severozahodu se na območju kanomeljskega tektonskega okna pokrov precej stanjša (2. si. profila A, B in 3. si. profil 2) in dalje v tej smeri verjetno celo izklinja. Zaradi sorazmerno velike površine koševniškega pokrova na idrijsko žirovskem ozemlju bi lahko pričakovali ozek pas krednih kamenin tudi na eocenskem flišu severnega obrobja Vipavske doline. Pri Slokarjih, severozahodno od Ajdovščine, je zgornjetriadni dolomit narinjen na senonski rudistni apnenec (Buser, 1964, 157). Z uvrstitvijo krednih plasti v koševniški pokrov je njihova lega vzdolž narivnega roba Trnovskega gozda zadovoljivo pojasnjena. Proti vzhodu najdemo rudistni apnenec v legi, kakršna bi ustrezala koševniškemu pokrovu, šele na območju Streliškega vrha in Špika (8. si.). Apnenec leži na eocenskem flišu v tektonskih krpah, kar je ugotovil že Limanovsky (1910, 136). Na podlagi Buserjeve geološke karte seže Špikova tektonska krpa v ozkem pasu do Trnovskega gozda in izgine podenj. Omenjeni erozijski ostanki rudistnega apnenca so verjetno skrajni jugovzhodni izdanki koševniškega pokrova. Na območju Novega sveta je segal koševniški pokrov še dalje proti jugovzhodu, a je delno erodiran. Njegovo vzhodno mejo na severni strani idrijskega preloma pa je treba iskati na območju Kalce—Ziberše pod zgornjetriadnim dolomitom idrijskega pokrova. Doslej zbrani podatki vrtin kažejo, da se koševniški pokrov proti severu zelo stanjša. Tako smo npr. v vrtini 4/52 (3. si.) našli med eocen-skimi skladi avtohtone podlage ter zgornjetriadnim dolomitom čekovniškega pokrova le še 3 m temno sivega spodnjekrednega apnenca. Vendar nimamo podatkov o izklinitvi teh skladov proti severu in severovzhodu. Na vsem območju med Marožicami v Kanomlji in Ljubevčem ter ponekod celo do narivnega roba nad Vipavsko dolino leže v širini 10 km kredni apnenci na eocenskem flišu. Ta razdalja je obenem najmanjša dolžina nariva koševniškega pokrova na avtohtono podlago. Kontakt spodnjekrednega in zgornjekrednega apnenca leži na eocenskem flišu avtohtone podlage na območju tektonskega okna Strug okrog 2 km jugozahodno od Podroteje. Z ugotovitvijo oddaljenosti te točke od istega kontakta v avtohtoni podlagi na severovzhodni strani idrijskega preloma lahko grobo preverimo dolžino narivanja koševniškega pokrova na avtohtono podlago. Koševniški pokrov v prvotni legi ter približno dolžino nariva, ki znaša okrog 9 km, kaže 9. slika. Kredne plasti koševniškega pokrova leže v normalnem stratigrafskem zaporedju, ki je značilno za avtohtono podlago. Zato sklepamo, da predstavljajo njen odtrgani in proti jugozahodu premaknjeni del. Zaradi lege in načina nastanka bi lahko obravnavali koševniški pokrov kot pa-ravtohton. Na večjem delu idrijskega ozemlja je razmerje drugega — čekovniškega pokrova, ki sestoji iz zgornjetriadnih kamenin, do ostalih krovnih enot povsem jasno. Pokrov ima obliko plošče, debele do 300 m in leži med krednimi apnenci v podlagi ter paleozojskimi in triadnimi skladi v krovnim. Le na jugozahodnem delu idrijskega ozemlja opazimo drugačne medsebojne odnose čekovniškega pokrova do ostalih krovnih struktur. Severno od Hotedrščice potone čekovniški pokrov pod zgornjetriadne plasti idrijskega pokrova. Jugovzhodna meja čekovniškega pokrova je verjetno šele na območju Lipje—Logatec—Kalce (8. si.). V vrtini Č/5 smo ugotovili noriški dolomit od globine 627 m do konca vrtine na 650 m (4. si., profil 6). To kaže, da poteka severovzhodna meja čekovniškega pokrova severneje od tod. Severno od idrijskega rudišča je čekovniški pokrov debel še vedno 170 m (Mlakar, 1967, 5. si.). Nasprotno se v istem bloku v Kanomlji stanjša na 17 do 28 m (vrtini K/3 in 1/50). Na podlagi teh podatkov domnevamo, da se čekovniški pokrov nekaj km severovzhodno od idrijskega preloma vsaj na kanomeljskem območju že izklinja, podobno kot v vrtini K/2. Enake razmere lahko pričakujemo tudi proti severozahodu (2. si. profil A). Skladi čekovniškega pokrova leže v inverznem stratigrafskem zaporedju. To trditev bomo podkrepili v naslednjem poglavju še s podatki z ozemlja vzhodno od Rovt. Zato pričakujemo pod zgornjetriadnim dolomitom ponekod še jurske, najverjetneje liadne plasti. Severno od Cola poteka po podatkih B user j a (1965a, 129) važen prelom; ob njem so se na južni strani plasti prevrnile. Po medsebojni odvisnosti tektonske črte in reliefa sklepamo, da gre za narivno ploskev, nagnjeno proti severu. Južno od nje leže inverzno zgornjetriadne, jurske in kredne plasti na površini okrog 12 km2. Severno od Javornika najdemo kot podaljšek te inverzne strukture med eocenskim flišem v talnini in zgornjetriadnim dolomitom v krovnini ozek pas spodnjeliadnega belega apnenca (B u s e r , 1965a). Okrog 1,5 km vzhodno od Črnega vrha se liadne plasti izklinjajo med zgornjekrednimi skladi koševniškega in zgornjetriadnim dolomitom čekovniškega pokrova (8. si.). Zaradi inverzne lege skladov in tektonskega položaja ustreza struktura na območju Col—Javornik čekovniškemu pokrovu. Večji del zgornjetriadnih plasti in vsi jurski skladi Trnovskega gozda severno od narivne ploskve pripadajo, kot bomo podrobneje videli pozneje, najobsežnejšemu, žirovsko trnovskemu pokrovu. Po Buserjevi geološki karti sklepamo, da se prav na območju severozahodno od Cola razvije iz žirovsko trnovskega pokrova z normalno superpozicijo skladov inverzna struktura čekovniškega pokrova (8. si.). Na obrat skladov na tem območju je postal pozoren že Limanov-sky (1910, 139, 140) in ga je skušal povezati s podobnimi razmerami v karnijskih plasteh na območju Čekovnika. Narivno ploskev z območja Javornika zasledujemo še dalje proti severozahodu. Do Krekovš poteka vseskozi v gornjetriadnem dolomitu in loči sklade čekovniškega pokrova od plasti žirovsko trnovskega pokrova. Najlepše je vidna v zgornjetriadnem dolomitu severozahodno od Črnega vrha pred odcepom zadloške ceste v velikem kamnolomu za Lokvarjem, kjer vpada zelo položno proti jugozahodu. V spodnjem krilu je dolomit milonitiziran ponekod v širini več metrov (10. si.). Na koncu Zadloške planote se narivna ploskev pri Lampetu spusti v desno pobočje potoka Belce. Označuje jo več metrov široka milonitna cona v dolomitu. Narivna ploskev je bila tektonska predispozicija za nastanek Zadloške planote. Severno od tod pa se je vzdolž narivne ploskve med krednim apnencem koševniškega in gornjetriadnim dolomitom čekovniškega pokrova izoblikovala ravnica Idrijskega loga. Na idrijskem ozemlju ter na območju Zadloga in Črnega vrha leži na koševniškem pokrovu povsod gornjetriadni dolomit. Sele na območju Javornika so pod njim Še jurske in kredne plasti. Nasprotno pa najdemo karnijske kamenine na gornjetriadnem dolomitu čekovniškega pokrova šele severovzhodno od črte Hotedrščica—Krekovše. Ob narivni ploskvi Javornik—Krekovše jih doslej nismo našli. ČekovniŠki pokrov je torej spodaj omejen z bazalnim in zgoraj s krovnim poševnim rezom. Manjše leče karnijskih kamenin na noriškem dolomitu razlagamo kot tektonske odstružke. Med narivanjem mlajšega — idrijskega — pokrova so se odtrgali od podlage, torej od čekovniškega pokrova, in se ob narivni ploskvi premikali proti jugozahodu (4. si., profil 8). Glede na starost kamenin avtohtona in paravtohtona je čekovniŠki pokrov na tem ozemlju povsem tuja geološka struktura. Njegovo prvotno lego je treba iskati daleč proti severu ali severovzhodu. Na vsem ozemlju od zveznice med vrtinama 1/50 in Č/5 (8. si.) do Cola in StreliŠkega vrha leži čekovniŠki pokrov na mlajših plasteh. Zato je razdalja okrog 16 km obenem tudi najmanjša dolžina narivanja tega pokrova proti jugu oziroma jugozahodu. Ker se je čekovniŠki pokrov razvil iz žirovsko trnovskega, bomo dolžino teh premikanj obravnavali skupno z žirovsko trnovskim pokrovom. S strukturnim vrtanjem v širši idrijski okolici smo zbrali številne podatke o legi in debelini tretjega, idrijskega pokrova. Z ekstrapolacijo teh podatkov lahko podamo njegove meje precej natančno. Na območju med Kalcami in Lipjem sovpada meja idrijskega pokrova z narivnim robom gornjetriadnega dolomita prek Logaške planote. Severno od tod je njegova vzhodna meja stik idrijsko žirovskega ozemlja s poljansko vrhniškimi nizi. Del pokrova je na obeh območjih odnesen. Pri Smrečju se gornjepaleozojski skrilavec tretjega pokrova izklini med gornjetriadnimi skladi poljansko vrhniških nizov ter grodenskimi plastmi Žirovskega vrha, kar potrjuje tudi vrtina Č/5 zahodno od tod. V globini okrog 600 m smo namreč ugotovili le še 12 m temno sive do črne gline, nastale iz gornjepaleozojskega glinastega skrilavca idrijskega pokrova. Skrilavec leži med gornjetriadnim dolomitom Čekovniškega in gornjepermskim dolomitom žirovsko trnovskega pokrova (4. si., profil 6). Na geološkem profilu skozi idrijsko rudišče vidimo, da se na drugi strani idrijskega preloma idrijski pokrov proti severovzhodu naglo tanjša (Mlakar, 1967, 5. si.). V vrtini Marof-10/57 smo našli gornjepaleozojski skrilavec šele v globini okrog 700 m, tj. v absolutni višini okrog —350 m (3. si., profil 4). Skladov idrijskega pokrova niso prevrtali. Po podatkih z ozemlja južno od tod sklepamo, da so na tem območju že skoraj iztisnjeni. Podobne, razmere opazujemo tudi v Ljubevški dolini (2, si. profil C). V Kanomlji smo našli v globini okrog 300 m (abs. viš. +50 m) vrtine K/l, oddaljene od idrijskega preloma proti severovzhodu okrog 300 m, le še 26 m sivega zdrobljenega gornjepaleozojskega glinastega skrilavca, ki predstavlja idrijski pokrov. Leži na gornjetriadnem dolomitu čekovniškega pokrova in pod gornjeskitskim dolomitom žirovsko trnovskega pokrova. Sklepamo, da se idrijski pokrov proti severu izklinja pri Smrečju ter nekoliko severneje od vrtin C/5, 10/57 in K/l v Kanomlji. Podatkov o izklinitvi tretjega pokrova pod Vojskarsko planoto nimamo. Jugovzhodno od tod pa se izklinja v liniji Tratnik—Treven-Ce-kovnik. Na območju Idrija—Kalce ga odrežeta prelom Zala in idrijski prelom. Kot vsi doslej opisani pokrovi je tudi idrijski omejen spodaj z bazalnim in zgoraj s krovnim poševnim rezom (3. in 4. si.). Zato najdemo v pokrovu na severovzhodu le starejše, proti jugozahodu pa čedalje mlajše plasti. V Rovtah smo v prečnem profilu 7 (4. si.) dokazali z vrtinami v tretjem pokrovu enega izmed največjih bazalnih poševnih rezov ha idrijsko žirov-skem ozemlju. Zajema plasti od paleozoika do zgornje triade. Idrijski pokrov ima v prečnih profilih obliko leče, široke 5 do 10 km, ki položno vpada ponekod proti severu, drugod proti severovzhodu. Povsod leži na gornjetriadnih plasteh čekovniškega pokrova. Širina leče predstavlja najmanjšo dolžino narivanja idrijskega pokrova proti jugu oziroma jugozahodu glede na podlago iz čekovniškega pokrova. Za idrijski pokrov je značilno, da se skladi v njem obrnejo; severozahodno od Idrije leže povsod inverzno (3. si profili 1 do 3), v rudišču (Mlakar, 1967, si. 4 do 6) in Ljubevču so ponekod v inverzni, drugod v normalni legi, navadno pa so subvertikalni, vzhodno od Sedeja pa so v normalnem stratigrafskem zaporedju. Plasti idrijskega pokrova so del polegle sinklinale. odprte proti jugozahodu. Skladi kanomeljskega območja pripadajo zgornjemu, kamenine na območju Veharše—Rovte pa spodnjemu krilu te gube. Struktura idrijskega rudišča zajema njeno jedro (11. si.). Zaradi zasuka plasti v polegli gubi imajo tudi srednjetriadni subvertikalni prelomi v jedru in krilih gube različno lego. V rudišču so subhori-zontalni (Mlakar, 1967), vzhodno od tod pa vpadajo strmo proti severu in ponekod proti severovzhodu. V Kanomlji doslej nismo našli intenzivne triadne tektonike. Medsebojno razmerje med prvim in drugim delom idrijskega pokrova kaže vsaj na območju rudišča na luskanje (Mlakar, 1967, 5. si.). Iz geoloških razmer in orudenenja na območju »Talnine« idrijskega rudišča sklepamo, da je bil tektonski stik med prvim in drugim delom idrijskega pokrova zasnovan že v srednji triadi. Po zasuku skladov je bil nato subvertikalni prelom v starejšem terciarju reaktiviran kot narivna ploskev. Tudi prvi del idrijskega pokrova je spodaj omejen z bazalnim in zgoraj s krovnim poševnim rezom (Mlakar, 1967, 5. si.). Po istem profilu sklepamo, da je dolžina luskanja okrog 2 km. Pri doslej opisanih krovnih enotah so meje pokrovov skoraj povsod obenem tudi meje njihovega izklinjanja. Nasprotno pa so meje četrtega, žirovsko trnovskega pokrova le njegovi narivni robovi v današnjem erozijskem stadiju (4. si.). Narivni rob mezozojskih skladov na eocenski fliš med Gorico in Ajdovščino je jugozahodna meja tega pokrova. Med Predmejo in Colom sovpada skoraj povsod meja pokrova s podaljškom preloma Avče—Dol, ki se nadaljuje v dolino Bele kot predjamski prelom (B u s e r, 1964). Na območje Javornika in Črnega vrha seže žirovsko trnovski pokrov kot tektonska polkrpa, severozahodno od tod pa je na ozemlju Krekovš in Vojskega narivni rob zelo razčlenjen. Od Fežnarja proti jugovzhodu predstavlja v dolžini okrog 7 km mejo pokrova skoraj povsod idrijski prelom. Na območju Idrije omejuje pokrov kombinacija prelomov in narivnih ploskev. Pri Sedeju se narivna ploskev zopet pokaže in poteka od vzhoda proti zahodu skoraj do Rovt. Severno od tod sovpada meja pokrova z narivno ploskvijo, ki loči idrijsko žirovsko ozemlje od poljansko vrhniških nizov. Žirovsko trnovski pokrov omejujejo s severa nove krovne enote Julijske zunanje cone, medtem ko njegove severozahodne meje še ne poznamo. Plasti žirovsko trnovskega pokrova so v normalnem stratigrafskem zaporedju. Inverzna lega skladov južno od Ferjančiča je povsem lokalna. Skladi vpadajo skoraj povsod proti jugozahodu, le na vzhodnem delu idrijskega ozemlja proti jugu. Zato najdemo proti jugu in jugozahodu čedalje mlajše plasti. Poleg velike debeline, ki preseže ponekod celo 1000 m (2. si. profila B in C), karakterizira ta pokrov grandiozni bazalni poševni rez. Zajema vse plasti od mlajšega paleozoika na severovzhodu (Cerkno—2iri), do starejšega terciarja na zahodnem delu Trnovskega gozda. Narivna ploskev vpada navadno zelo položno proti severovzhodu, je ponekod subhorizontalna in le tu in tam visi v smeri narivanja, torej proti jugozahodu (3. si. profili 1 do 4). Na območju Rovte—Gorenja vas vpada narivna ploskev proti zahodu. Stik paleozojskih in triadnih plasti žirovsko trnovskega pokrova leži na ploskvi bazalnega poševnega reza v coni Praprotno brdo ter zveznice med vrtinami R/ll, Č/5 in V/21 (2. si., profil C, in 4. si., profila 6, 7). V vrtini 10/57 leži na idrijskem pokrovu že spodnjeskitski dolomit (3. si., profil 4). Zato se paleozojski plasti verjetno izklinjajo ob narivni ploskvi med Jelenkom in Fežnarjem, kar potrjujejo tudi vrtine v Kanomlji. Tako leže na idrijskem pokrovu v vrtini K/l že gornjeskitski skladi. Na vsem ozemlju od narivnega roba nad Vipavsko dolino do območja vrtin R/ll, Č/5, V/21, 10/57 ter K/l leži žirovsko trnovski pokrov na tuji podlagi. Poleg interpretacije eocenskih skladov kažejo tudi ti podatki, da je dolžina narivanja žirovsko trnovskega pokrova vsaj 20 do 25 km. Na idrijsko žirovskem ozemlju smo v posameznih pokrovih dokazali inverzno lego skladov na površini več 10 km2. Poleg tega se je drugi pokrov razvijal z obratom iz četrtega. Zato trdimo, da je krovna zgradba idrijsko žirovskega ozemlja in Trnovskega gozda končni stadij deformacije velike polegle gube (Mlakar, 1964, 1967). Avtohtona podlaga, koševniški pokrov ter idrijski pokrov, toda le z območja Veharše-Rovte, zajemajo sklade spodnjega krila gube (11. si.). Čekovniški pokrov ter inverzna serija skladov idrijskega pokrova z ozemlja Kanomlje predstavljajo srednje krilo gube. Zgornje krilo gube pa se je ohranilo v žirovsko trnovskem pokrovu. Večji del jedra polegle gube zavzame idrijski pokrov. S to narivno enoto sovpada med Idrijo in Rovtami v dolžini okrog 15 km tudi območje najbolj intenzivne srednjetriadne tektonike. Zato sklepamo, da je bila srednjetriadna labilna cona na idrijsko žirovskem ozemlju embrionalna struktura za nastanek staroterciarne krovne zgradbe. Prav ta lega daje idrijskemu pokrovu poseben pomen in ga uvršča med najbolj ugodne geološke strukture pri iskanju novih orudenih con na idrijskem območju. Prvotno orientacijo gube in njen razvoj moramo obravnavati, kot smo že poudarili, na podlagi geoloških podatkov z mnogo širšega območja. Brez dvoma se je polegla guba razvila iz gube z več ali manj vertikalno osno ravnino. Pod vplivom tangencialnih sil. usmerjenih s severa in severovzhoda, je obenem z večanjem njenih dimenzij prešla v poševno in končno v poleglo gubo. Z nenehnim naraščanjem intenzivnosti tangencialnih sil in prekoračitvijo meje plastičnih deformacij kamenin se je guba v jedru večkrat pretrgala. Posamezni bloki so se nato premikali vzdolž poleglih reverznih prelomov dalje proti jugu in jugozahodu kot samostojni pokrovi in skoraj povsod izgubili medsebojno zvezo in stik s podlago. Vsekakor so imeli peščenoskrilavi horizonti, npr. gornjepaleo-zojske, karnijske in eocenske plasti, pri ločitvi in premikanju pokrovov pomembno vlogo. Vendar ima karbonski skrilavec pri tem manjši pomen, kot. mu ga je pripisoval Winkler (1923, 170). Pri vrednotenju podanih velikosti narivanja posameznih pokrovov moramo upoštevati, da so te dolžine pravzaprav končni efekt dveh različnih faz premikanja kamenin. V obdobju plastičnih deformacij so se plasti gibale proti jugozahodu zaradi same rasti polegle gube. Šele v drugi fazi so se skladi narivali v pravem pomenu besede. Širina inverznih struktur ustreza brez dvoma dolžini premikanj v prvi fazi. V grodenskih plasteh Žirovskega vrha je lepo razvita skrilava diferencialna klivaža. Najpogosteje je orientirana pravokotno na plastovitost in vpada proti severovzhodu. Verjetno gre za klivažo aksialne površine (O m a 1 j e v , 1967a, 45). Tudi te ugotovitve se skladajo z interpretacijo idrijsko žirovskega ozemlja in Trnovskega gozda kot deformirane polegle gube (11. si.). V zvezi z nastajanjem staroterciarne krovne zgradbe moramo brez dvoma računati vsaj z delno prostorsko preorientacijo vseh efektov srednjetriadne tektonike, o tem pa smo doslej zbrali le malo podatkov (Mlakar, 1967). Tudi vloga gravitacijskih faktorjev pri nastajanju krovne zgradbe na idrijsko žirovskem ozemlju še ni preučena. O TEKTONSKI RAJONIZACIJI ZAHODNE SLOVENIJE Po sedanji nomenklaturi in tektonski rajonizaciji zahodne Slovenije (Kossmat, 1910; Rakovec, 1956) smo raziskali velik del idrijsko žirovskega ozemlja, ki je le ena izmed geotektonskih enot zahodnega dela Posavskih gub v širšem smislu. V isto strukturno enoto prištevamo v tem delu Slovenije še poljansko vrhniške nize, škofjeloško polhograjsko ozemlje. drobniško cono in porezenski pas. Poleg Ziljskih, Karnijskih, Julijskih in Kamniških Alp, Karavank ter Ljubljanske in Celjske kotline so Posavske gube del geotektonske enote višjega reda, tj. Južnih apneniških Alp. Novejša geološka raziskovanja alpskega prostora nakazujejo nove probleme v zvezi s tektonsko rajonizacijo zahodne Slovenije. Na nekdaj spornem ozemlju glede pripadnosti Alpam oziroma Dinaridom bo treba podati osnovno tektonsko razčlenitev znotraj dinarskega gorskega sistema. Po Aubouinu (1964) so značilnosti notranjih — eugeosinklinalnih območij Dinaridov pojavljanje ofiolitov, zgodnji fliš (v glavnem kredni), zgodnja orogeneza ter alohtonost ozemlja. Nasprotno pa karakterizira njihovo zunanje — miogeosinklinalno območje izostanek ofiolitov, pozni fliš (v glavnem terciarni), poznejša orogeneza ter avtohtonost ozemlja (Aubouin, 1964, 529). Zapletene in obsežne problematike alpsko dinarske meje oziroma razmejitve med Notranjimi in Zunanjimi Dinaridi ne bomo obravnavali. Nanizali bomo le vrsto novih pomembnih podatkov o medsebojnih tektonskih odnosih idrijsko žirovskega ozemlja do Hrušice, Logaške planote, poljansko vrhniških nizov in Trnovskega gozda ter kritično pregledali dosedanje teorije o tektonski zgradbi tega prostora. Večino problemov v zvezi z medsebojno lego Hrušice in Trnovskega gozda smo že nakazali pri obravnavanju avtohtone podlage. Kossmat je menil, da Trnovski gozd omejuje na vzhodu dislokacija, ob kateri se je Hrušica pogreznila (1909, 85). Nasprotno pa sta Lima-n o v s k y (1910) in Winkler (1923) pravilno obravnavala vzhodni rob Trnovskega gozda kot narivno ploskev. Medtem ko je Limanovsky (1910) jasno povedal, da je guba Hrušice pod narivom Trnovskega gozda, je Winkler (1923) obe enoti povezal v enoten pokrov. Po njegovem mnenju flišne plasti na območju Podkraja ne leže na Hrušici, kot je menil Kossmat, temveč vpadajo podnjo in so tektonsko okno pod enotnim pokrovom. Tektonska krpa Streliškega vrha je most med obema enotama (Winkler, 1923, 185, 187). Po podatkih Buserja (1964, 35) zavije narivni rob Trnovskega gozda od Cola proti Idriji in ne proti Nanosu, saj leže eocenske plasti pri Vipavi, Senaborju in Podkraju transgresivno na gornjekrednem apnencu. Hrušica z Nanosom ne predstavlja nadaljevanja nariva Visokega Krasa, ampak tvori avtohtono ozemlje. Geološke razmere iz bližnje idrijske okolice se ujemajo s to ugotovitvijo. Struktura Hrušice se pokaže na idrijskem območju šele v tektonskih oknih daleč za narivnimi robovi mlajših krovnih enot. Logaško planoto je treba obravnavati kot podaljšek Hrušice, ki je bila ob idrijskem prelomu premaknjena proti jugovzhodu, kot sta menila že Kossmat (1909, 247) in Limanovsky (1910, 142). Glede na idrijsko žirovsko ozemlje in Trnovski gozd je Logaška planota avtohtona podlaga (8. si.). Stik idrijsko žirovskega ozemlja in poljansko vrhniških nizov so starejši raziskovalci razlagali različno. Limanovsky je stik označil kot tipično narivno ploskev (1910, 147). S tem se je strinjal tudi Winkler (1923). Kossmat pa je menil, da tektonski enoti loči prelom (1903, 510). Poljansko vrhniški nizi so po njegovem mnenju le pogreznjeno nadaljevanje idrijskih struktur, saj se z njimi ujemajo v detajlih (Kossmat, 1910, 97). Med Prezidom in Praprotnim brdom smo preučevali stik idrijsko žirovskega ozemlja in poljansko vrhniških nizov v dolžini okrog 7 km. V tej coni se stikajo paleozojske in spodnjetriadne plasti idrijskega pokrova z gornjetriadnimi skladi poljansko vrhniških nizov. Na območju Mizni dol—Gradišče so karnijske plasti brez dvoma na noriškem dolomitu. Med obema stopnjama je karakteristični prehod. Inverzno lego gornjetriadnih skladov potrjuje še sam razvoj karnijskih plasti. Tako leži rdeči, mlajši peščeno skrila vi karnijski horizont na območju Rastovk pod megalodontnim apnencem. Zgornjetriadne plasti na območju Zaplana—Gradišče so v inverzni stratigraski legi, značilni za drugi čekovniški pokrov. Kontakt obeh tektonskih enot glede na morfologijo terena dokazuje, da je stik idrijsko žirovskega ozemlja s poljansko vrhniškimi nizi narivna ploskev, zelo položno nagnjena proti zahodu. To ugotovitev potrjujejo Merkalovo tektonsko okno iz gornjetriadnega dolomita ter petkovške tektonske krpe iz grodenskega peščenjaka. Z interpolacijo podatkov vrtine R/9 ter izdankov gornjetriadnih plasti poljansko vrhniških nizov ugotavljamo, da vpada narivna ploskev pod kotom 10° do 20° proti zahodu. Gornjetriadne plasti na območju Prezid— Mizni dol pa so neposredni vzhodni podaljšek čekovniškega pokrova (2. si. profil A). Podatki vrtine B-8 na Žirovskem vrhu kažejo, da vpada ista narivna ploskev na tem območju pod kotom skoraj 60° proti zahodu (O m a 1 j e v , 1967a, si. 9). Strmejši vpad narivne ploskve nakazuje tudi slabo razčlenjen stik obeh tektonskih enot severno od Smrečja (Omaljev, 1967, si. 1). Verjetno pa je narivna ploskev proti zahodu, torej v večji globini, precej položnejša, podobno kot na območju profila A (2. si.). Na Kossmatovi geološki karti so karnijske plasti in gornjetriadni dolomit na območju Podlipe v pravilni stratigrafski legi. Vzdolž tektonske črte Skrotnik—Mizni dol se torej stikajo gornjetriadne plasti čekovniškega pokrova z enako starimi kameninami v normalni superpoziciji z ozemlja severno od tod. Geološke razmere pri Skrotniku kažejo, da loči gornjetriadne plasti narivna ploskev, nagnjena proti jugozahodu. Na zahodu jo odreže stik idrijsko žirovskega ozemlja in poljanskovrhniških nizov (8. si.). Gornjetriadne plasti in starejše sklade severno od narivne ploskve zato lahko uvrstimo le v koševniški pokrov ali pa jih obravnavamo kot avtohtono podlago. Velika površina in starost kamenin poljansko vrhniških nizov nakazujeta, da lahko prvo možnost opustimo. Do istega sklepa pridemo tudi s preučevanjem geoloških podatkov na ozemlju Logatec—Vrhnika. Poudarili smo že, da je avtohto-na podlaga zgoraj omejena s krovnim poševnim rezom. Zato pričakujemo, da sestoji ta strukturna enota proti severu in severovzhodu iz čedalje starejših plasti, kar potrjujejo naslednji podatki. Logaško planoto grade jurski in kredni skladi ter na območju Borovnice še gornjetriadne in srednjetriadne kamenine. Plasti vpadajo položno proti jugozahodu. Na Kalcah leži idrijski pokrov na gornjekrednem apnencu avtohtone podlage. Severovzhodno od tod pa se med Lipjem in Vrhniko stika čekovniŠki pokrov ob tektonski črti Logatec—Vrhnika že s spodnjekrednimi skladi avtohtone podlage. Pri Vrhniki potonejo pod čekovniŠki pokrov končno Še jurske plasti (8. si.). Gornjetriadne in srednjetriadne kamenine Borovnice, kot najstarejši stratigrafski členi avtohtone podlage na tem območju, so jugovzhodni podaljšek enako starih kamenin Podlipe in Ligojne (Kossmat, 1909; 9. si. Shematični prikaz dolžine narivanja koševniškega pokrova Fig. 9. Sketch showing the thrust distance od the Koševnik nappe J jurske plasti, Kj spodnjekredne plasti, K2 zgornjekredne plasti, E eocenske plasti J Jurassic beds, K, Lower Cretaceous beds, Ks Upper Cretaceous beds, E Eocene beds Limanovsky, 1910), Šele severovzhodneje so pod njimi srednje-triadne in spodnjetriadne plasti in ponekod še paleozojski skladi. Stik med noriškim dolomitom Zaplane ter jurskimi in krednimi skladi logaške planote med Logatcem in Vrhniko je večina starejših raziskovalcev označevala kot prelom. Po poteku tektonske črte jugovzhodno od Prezida sklepamo, da je ta stik narivna ploskev, nagnjena proti severozahodu. Do istega sklepa je prišel že Limanovsky (1910, 149). Winkler pa je menil, da vpada narivna ploskve v obratno smer (1923, 193). Stik različnih stratigrafskih členov avtohtone podlage z gornje-triadnim dolomitom Zaplane povezujemo s krovnim poševnim rezom avtohtone podlage in ne z intenzivnejšim grezanjem južnega bloka na zahodu in čedalje manjšim proti vzhodu, kot sta menila Kossmat (1905) in Rakove c (1956, 79). Glede na razčlenitev krovne zgradbe idrijsko žirovskega ozemlja sestoje poljansko vrhniški nizi iz dveh enot. Gornjetriadne plasti Zaplane, ki jih je Buser (1965, 46) označil kot zaplanska luska, pripadajo če-kovniškemu pokrovu, obsežno ozemlje severno od tod pa avtohtoni podlagi. 2e Limanovsky (1910, 150) je ugotovil, da je »kompleks Zaplane« prevrnjen in je videl njegovo povezavo z inverzno serijo skladov na območju Col—Javornik. Sklade obeh območij je skupno z gornjekrednim apnencem med Črnim vrhom in Idrijo označil kot »gubo Zaplane«, ki leži med pokrovom Trnovskega gozda, kamor je prištel tudi idrijsko žirovsko ozemlje in strukturo Hrušice (Limanovsky, 1910 Tab I Fig. 1). Vsi raziskovalci zahodne Slovenije ugotavljajo, da je škofjeloško pol-hograjsko ozemlje narinjeno proti zahodu in tako leži na poljansko vrhniških nizih (Kossmat, 1910, 81, Limanovsky, 1910; Winkler, 1923; Rakovec, 1956, 77). Tektonske krpe karbonskih skladov južno od Poljan pa je že Kossmat (1903) razlagal kot erozijske ostanke nariva škofjeloško polhograjskega ozemlja proti zahodu. Geološke razmere na vzhodnem obrobju idrijsko žirovskega ozemlja kažejo, da je segal nariv idrijsko žirovskega ozemlja še dalje proti vzhodu. Širina poljansko vrhniških nizov navadno ne presega 10 km, na profilu A (2. si.) pa je ugotovljena krovna zgradba na dolžini skoraj 25 km. Zato se pridružujem mnenju Limanovskega (1910) in Winkler j a (1923), da sta idrijsko žirovsko ter škofjeloško polhograjsko ozemlje del enotnega pokrova. Poljansko vrhniški nizi so le veliko tektonsko polokno (Limanovsky, 1910, 148; Winkler, 1923, 147), ki ga na jugu delno prekriva čekovniški pokrov. Obsežne tektonske krpe gornjepaleozojskih plasti južno od Poljan pa dokazujejo nekdanjo medsebojno zvezo obeh strukturnih enot (Winkler, 1923, 148). Idrijsko žirovsko ter škofjeloško polhograjsko ozemlje ni narinjeno na poljansko vrhniške nize z zahoda oziroma vzhoda, kot pogosto beremo v literaturi, temveč s severa ali severovzhoda. Subparalelne približno v smeri severozahod—jugovzhod potekajoče meje tektonskega polokna poljansko vrhniških nizov so se izoblikovale bodisi zaradi že prvotne antiklinalne upognjenosti narivne ploskve s subvertikalno skoraj prečno 10. si. Narivna ploskev med noriškim dolomitom čekovniškega in žirovsko trnovskega pokrova pri Lokvarju Fig. 10. Thrust plane between Norian dolomite of the Cekovnik and Ziri—Trnovo nappes at Lokvar alpsko usmerjeno osno ravnino »gube« ali pa poznejšega upogiba te ploskve skupno z avtohtono podlago (2. si. profil A). Podobne »strukturne hrbte in depresije« ugotavljamo na vsem pregledanem idrijsko žirovskem ozemlju tako v prečnih profilih kakor tudi v vzdolžnem geološkem profilu. Sinklinalne upognitve narivnih ploskev so najbolj vidne v prečnih profilih na območju Krekovše—Javornik in Jelenk—Rovte. Nasprotno pa prihajajo na površje starejši pokrovi na območju med Kanomljo in Godovičem na velikih površinah zaradi antiklinalne upognitve narivnih ploskev (3. si. profila 3 in 4). Osi B »gub« imajo dinarsko smer s položnim vpadom proti severozahodu. Sinklinalno upognjenost narivnih ploskev v vzdolžnem profilu A (2. si.) najdemo na območju Rovt, drugod pa v podlagi idrijskega rudišča in v Ljubevču na drugi strani idrijskega preloma. Strnadovo tektonsko okno in znana anomalija v poteku kredne podlage na zahodnem obrobju rudišča pa so posledica prečnoalpsko orientiranih »strukturnih hrbtov«. Komplicirano zgrajeno »idrijsko tektonsko polokno« med Trnovskim gozdom in idrijsko žirovskim ozemljem ima torej podobno lego oziroma nastanek kot tektonsko polokno poljansko vrhniških nizov med sosednjima tektonskima enotama. Vendar geneza in starost tega tipa deformacij še nista preučena. Dvojni upogib narivne zgradbe je na območju Trnovskega gozda nastal po W i n k 1 e r j u (1923, 192) šele v tretji fazi razvoja struktur Trnovskega gozda in Hrušice. Gornjetriadne plasti v dolini Kopačnice (8. si.) omenjajo že v starejši literaturi. Najnovejše raziskave, potrjene z globokim vrtanjem, kažejo, da leže paleozojski skladi idrijsko žirovskega ozemlja na območju Cerknega in Škofja na srednjetriadnih kameninah (Grad, 1967). Glede na potek narivne ploskve med čekovniškim pokrovom in avtohtono podlago na območju Miznega dola ne izključujemo možnosti, da pripada del gornjetriadnih plasti Kopačnice čekovniškemu pokrovu. Najpomembnejši kriterij pri ugotavljanju pripadnosti skladov k eni ali drugi tektonski enoti bo v tem primeru lega gornjetriadnih plasti. Medtem ko so se mnenja starejših raziskovalcev o medsebojnih odnosih doslej opisanih tektonskih enot precej razhajala, so vsi ugotovili soglasno, da je idrijsko žirovsko ozemlje del Trnovskega gozda in ločen od njega le z idrijskim prelomom (Kossmat, 1909 a, 247; Limanovsky, 1910; Winkler, 1923). Rakovec (1956) je na podlagi Kossmatovih geoloških podatkov postavil ob idrijskem prelomu mejo med Alpami in Dinaridi. V normalnem zaporedju paleozojskih in triadnih skladov žirovsko trnovskega pokrova so gornjetriadne, jurske, kredne in terciarne plasti Trnovskega gozda le najmlajši stratigrafski členi. Vse plasti od paleozojskih na Žirovskem vrhu do terciarnih v okolici Zagorja vpadajo proti jugozahodu. Kontinuiteto so prekinili erozija med planoto Vojsko in Godovičem ter predvsem idrijski prelom in prelom Zala. Na severozahodu pa loči obe tektonski enoti le idrijski prelom, ob katerem so se bloki horizontalno premikali. Vse krovne enote na jugozahodni strani idrijskega preloma najdemo tudi na njegovem drugem krilu. Razvoj kamenin pa se v pokrovih ne spremeni. Zato idrijski prelom ne more biti meja med geološkimi strukturami visokega reda, kot so Alpe in Dinaridi. S stališča obravnavanja alpsko dinarske meje sta idrijsko žirovsko ozemlje in Trnovski gozd nerazdružljiva enota in ju je treba kot celoto prišteti k enemu ali drugemu gorskemu sistemu. Iz istih razlogov težko zagovarjamo celo mnenje, da je prav idrijski prelom meja med idrijsko žirovskim ozemljem in Trnovskim gozdom (Kossmat, 1909b, 85). Glede na strukturne karakteristike ozemlja se zdi, da je najprimernejša jugozahodna meja idrijsko žirovskega ozemlja narivna ploskev Javornik—Zadlog—Krekovše—Vojsko—Fežnar. Šele severozahodno od tod postavimo mejo ob idrijskem prelomu. Na območju Idrije pa je zaradi prepletanja enih in drugih enot meja lahko le konvencionalna. Različen tektonski stil je ena izmed bistvenih karakteristik, po katerih se posamezne interpretacije geološke zgradbe zahodne Slovenije ločijo med seboj. Kossmat je na tem prostoru ugotovil grudasto zgradbo oziroma sistem manjših narivnih teles z luskasto narinjenimi robovi, ki v bistvu leže avtohtono na svoji normalni podlagi (Kossmat, 1909 b, 116; 1910, 98). Winkler (1923, 1936) je zagovarjal narivno zgradbo in menil, da leže grude na tuji podlagi na velikih distancah. Limanovsky (1910) pa je razlagal geološko zgradbo ozemlja z arhitekturo obsežnih poleglih gub. sw NE 11. si. Izhodna struktura polegle gube s prvotno lego posameznih krovnih enot. Legenda na 8. sliki Fig. 11. Sketch showing the original recumbent fold with initial position of single nappe structure units Številni zbrani podatki ne govore v prid prvi tektonski interpretaciji tega dela zahodne Slovenije. Kossmat sam je večkrat izrekel mnenje, da medsebojna lega tektonskih gradbenih elementov povsem ustreza tipu krovne zgradbe (1906, 1910, 91—95; 1913 b). Vendar je našel številne pomisleke in sam zavrnil to razlago. Idrijsko žirovsko in škofjeloško polhograjsko ozemlje po Kossmatovem mnenju ne more biti del enotnega pokrova. Na meji idrijsko žirovskega ozemlja in »tektonskega okna« poljansko vrhniških nizov je južno od Žirovskega vrha premik čedalje manjši in pri Logatcu leži na obeh krilih že enak gornjetriadni dolomit (Kossmat, 1903, 517). Gornjetriadne plasti tega območja pripadajo dvema tektonskima enotama, ki se med seboj razlikujeta še po legi skladov. Zato pomisleki proti krovni zgradbi na tem območju niso utemeljeni. Geološke razmere pri Gorici so bile K o s s m a t u eden izmed najbolj tehtnih dokazov proti krovni zgradbi tega dela zahodne Slovenije. Nariv Trnovskega gozda prehaja po njegovem mnenju proti zahodu v poleglo gubo. Severno od Gorice pa leže na severovzhodnem krilu goriško vipavske kadunje eocenske plasti z bazalnim konglomeratom na robni gubi Sabotina oziroma postopoma pogrezajočem se pokrovu Trnovskega gozda. Tako so po njegovih ugotovitvah navidezno samostojni »pokrovi« povsem zlepljeni s svojo zunanjo cono. Podobno je Kossmat tolmačil tudi geološke razmere na območju litijske antiklinale, kjer njeno južno krilo potone normalno pod triadne plasti Dolenjske (Kossmat, 1909 a, b; 1910, 95; 1913 b). Geološke razmere pri Gorici je Winkler dobro poznal, jih upošteval in vendar našel novo interpretacijo obsežnih pokrovov med Trnovskim gozdom in Ljubljansko kotlino. Nastanek krovne zgradbe ozemlja je razlagal z vrtilnim gibanjem obsežne kameninske gmote okrog dveh fiksnih točk, in sicer okrog prve zahodno od Gorice in druge na območju litijske antiklinale. Tektonski mehanizem je označil kot upogib. V osi upogiba, ki poteka prav na ožjem idrijskem območju, je bila po njegovem mnenju dolžina narivanja največja. Vzhodno in zahodno od tod pa je intenziteta premikanj polagoma pojemala, dokler ni končno v fiksnih točkah popolnoma zamrla. Z vračanjem blokov v izhodiščno lego je Winkler pojasnjeval prvotne oziroma nove medsebojne odnose posameznih tektonskih enot (Winkler, 1923). Nariv Trnovskega gozda je Winkler označil kot razkosan nariv gube. Z zasukom za 30° do 40° okrog fiksne točke pri Gorici je ta prvotno južnoalpski tektonski element zavzel dinarsko lego. Glede na kredno tektonsko polokno pri Idriji pa je sklepal, da so se skladi zaradi vrtenja narinili na vzhodnem obrobju Trnovskega gozda že za 15 do 20 km proti jugu (Winkler, 1923, 156). Kanomeljsko tektonsko okno, vojskarsko tektonsko polokno in geo-električne sonde Ea in Ea dokazujejo, da znaša dolžina nariva Trnovskega gozda na območju profila B (2. si.) vsaj 18 km. Zaradi velike dolžine premikanj, ugotovljenih komaj 12 km vzhodno od »fiksne točke«, upravičeno dvomimo, da ta na tem območju res obstoji. Narivna ploskev se skoraj gotovo nadaljuje v flišnih plasteh še dalje proti zahodu in loči eocenske sklade žirovsko trnovskega pokrova od enako starih kamenin goriško vipavske flišne cone. Luskanje med krednimi plastmi in eocen-skimi skladi nad Solkanom (Winkler, 1923, 183) govori v prid tej domnevi. Zaradi avtohtone lege Hrušice (B u s e r , 1964) je Winklerjeva interpretacija geoloških razmer na območju jugovzhodno od Idrije s starejšim in mlajšim narivom (Winkler, 1923, 190) nesprejemljiva. Kot najtehtnejši argument proti razlagi tektonske zgradbe tega dela zahodne Slovenije s poleglo gubo sta Kossmat in Winkler navajala izostanek srednjega, inverznega krila gube (Kossmat, 1913 a, b; Winkler, 1923, 147). Winkler je poznal obratno lego skladov na območju Cola. Vendar je zapletene geološke razmere tako na tem ozemlju kakor tudi v bližnji idrijski okolici razlagal kot komplikacije v osi upogiba (Winkler, 1923, 177). Inverzne lege plasti čekovniškega in dela idrijskega pokrova starejši raziskovalci še niso poznali. Zato je moral tudi Limanovsky razlagati izostanek inverznih kril gub kot posledico drsenja, ki je dele gube medsebojno premaknilo (Limanovsky, 1910). Po podatkih Limanovskega je Trnovski gozd skupno s pripadajočim škofjeloško polhograjskim ozemljem zgornja, Hrušica s poljansko vrhniškimi nizi in Dolenjskim krasom pa globlja polegla guba (Limanovsky. 1910). Interpretacija idrijsko žirovskega ozemlja in Trnovskega gozda, kakršno je podal Limanovsky, je zelo blizu dejanskemu stanju, o spodnji polegli gubi pa nimamo novejših geoloških podatkov. Medtem ko Kropačevo pojmovanje geološke zgradbe idrijskega rudišča s trojno prevrnjeno gubo ne ustreza (Mlakar, 1967), so njegove razlage strukture širšega idrijskega območja z veliko poleglo gubo dokaj pravilne (K r o p a č, 1912, 12—25, Fig. 2). Berce je odklonil razlago obravnavanega območja z gubo in zanikal celo inverzno lego skladov v narivni zgradbi (Berce, 1962 a, 10). Lego gornjepaleozojskega glinastega skrilavca in grodenskega peščenjaka na gornjepermskih in spodnjetriadnih plasteh je razlagal kot diskordantno lego psevdoziljskih in psevdogrodenskih skladov, torej srednjetriadnih kamenin, na predlangobardskih strukturah (Berce, 1963, 146). Zato je sklepal na zelo intenzivno srednjetriadno tektoniko celo na območjih, kjer je skoraj ni. V inverzni seriji paleozojskih in triadnih plasti idrijskega pokrova najdemo v Kanomlji v primerjavi z Bercetovimi podatki le neznatno erozijsko diskordanco med anizičnimi in langobardskimi skladi. Nasprotno pa je npr. narivni rob žirovsko trnovskega pokrova med Sedejem in Kurjo vasjo po tej interpretaciji podan kot pravilna lega psevdoziljskih skladov z langobardskim konglomeratom. Dolžino narivov v zahodni Sloveniji so starejši raziskovalci različno ocenjevali. Razdaljo med severnim obrobjem tektonskega polokna poljansko vrhniških nizov in narivnim robom nad Vipavsko dolino, ki znaša okrog 40 km, je obravnaval Limanovsky (1910) kot dolžino nariva Trnovskega gozda. Winkler pa je menil, da znaša maksimalna dolžina nariva Trnovskega gozda okrog 25 km (Winkler, 1923, 176). Na podlagi rezultatov geoloških in drugih raziskovalnih metod menimo, da je velikost narivov, kakršno je zagovarjal Winkler, v tem delu Slovenije povsem utemeljena. Ker predstavljajo gornjetriadne plasti Ko-pačnice avtohtono podlago ali pa ČekovniŠki pokrov, moramo dolžino narivov povečati na okrog 30 km. Večji del Trnovskega gozda in idrijsko žirovskega ozemlja je alohton. Na območju Trnovskega gozda leži na eocenskih plasteh, v bližnji idrijski okolici pa na krednih skladih. Zaradi krovnega poševnega reza avtohtone podlage lahko pričakujemo jurske plasti pod starejšimi kameninami v coni Vrhnika, Zaplana, Rovte, Žiri. Severno od tod pa je lega triadnih skladov pod paleozojskimi kameninami Žirovskega vrha spet dokazana. Korensko cono pokrovov iz bolj strmo ležečih skladov moramo torej iskati severno od Gorenje vasi, a je verjetno prekrita z mlajšimi pokrovi. Zato bodo novi podatki s tega območja zelo pomembni za pravilno interpretacijo tektonske zgradbe zahodne Slovenije. Na istem območju je iskal korensko cono pokrovov tudi Winkler (1923, 165), medtem ko se po podatkih Limanovskega (1910) nahaja šele na območju litijskega svoda. Na podlagi podatkov z idrijskega ozemlja ne moremo točneje opredeliti starosti terciarne krovne zgradbe. Vsekakor pa je večji del deformacij posteocenski. Krovna zgradba je presekana s sistemom dinarskih prelomov, izmed katerih so najpomembnejši idrijski prelom ter preloma Avče—Dol in Zala. Brez dvoma so to najmlajše tektonske deformacije na tem prostoru, saj sta ob njih premaknjena tako avtohton kakor tudi alohton (2. si. profilC; Mlakar, 1967, si. 5). Po starejših literaturnih podatkih se je ob dinarskih prelomih vedno pogreznilo severovzhodno krilo glede na jugozahodno (Kossmat, 1909b, 116; Winkler, 1923, 126). Novejši podatki pa kažejo, da gre ob idrijskem prelomu za horizontalna desna premikanja blokov na razdaljo do 2,5 km (Mlakar, 1964). Enake premike lahko pričakujemo tudi ob drugih dinarskih prelomih celo na širšem območju. Idrijski prelom je po mnenju W i n k 1 e r j a pliocenske starosti, saj je ob njem premaknjen celo mladopliocenski ravnik (Winkler, 1936, 241). Zasnovan pa je bil že nekoliko preje (Kossmat, 1909b, 121), po Winkler j evih podatkih celo v miocenu (1923, 225). POVZETEK Širšo idrijsko okolico karakterizira staroterciarna krovna zgradba, raziskana z rudarskimi deli in številnimi vrtinami. Ozemlje je zelo bogato s tektonskimi gradbenimi elementi, značilnimi za krovne strukture. V krovni zgradbi sodelujejo vse plasti od mlajšega paleozoika do starejšega terciarja. Avtohtono podlago grade mezozojske plasti in staroterciarni skladi v normalni superpoziciji. Prvi, koševniški pokrov, ki ga lahko označimo tudi kot paravtohton, je iz krednih kamenin v pravilni legi. Gornjetriadne plasti ter ponekod še jurski in kredni skladi v obratnem stratigrafskem zaporedju grade drugi — čekovniški pokrov. Tretji — idrijski pokrov sestoji iz paleozojskih in triadnih plasti v normalni in inverzni superpoziciji. V zgradbi četrtega, žirovsko trnovskega pokrova pa sodelujejo vse plasti od mlajšega paleozoika do eocena v pravilni stratigrafski legi. Krovna zgradba, nastala pod vplivom tangencialnih sil, usmerjenih s severa in severovzhoda, je končni stadij deformacije velike polegle gube. Avtohtona podlaga, koševniški pokrov in del idrijskega pokrova •/. normalnim zaporedjem plasti predstavljajo spodnje krilo polegle gube. Čekovniški pokrov ter inverzni del idrijskega pokrova pripadajo srednjemu krilu. Zgornje krilo gube pa je ohranjeno v žirovsko trnovskem pokrovu. Vse krovne enote so spodaj omejene z bazalnim in zgoraj krovnim poševnim rezom. Na idrijskem območju je ugotovljena intenzivna srednjetriadna tek-tonika. Ob prelomih s smerjo sever—jug in vzhod—zahod so se bloki radialno premikali za več 100 m. Srednjetriadna labilna cona je embrio-nalna struktura staroterciarne krovne zgradbe. Tržaško komenska planota, goriško vipavska flišna cona, Hrušica. logaška planota in poljansko vrhniški nizi so avtohtona podlaga glede na Trnovski gozd in idrijsko žirovsko ozemlje. Gornjetriadne plasti Za-plane pripadajo čekovniškemu pokrovu. Stik idrijsko žirovskega ozemlja in poljansko vrhniških nizov je narivna ploskev, nagnjena proti zahodu. Idrijsko žirovsko in škofjeloško polhograjsko ozemlje pa sta del enotnega pokrova. Večji del Trnovskega gozda in idrijsko žirovskega ozemlja je alohton. Dolžina narivanja je 25 do 30 km. Korensko cono moremo iskati severno od Gorenje vasi. Starosti krovne zgradbe ne moremo natančneje določiti, vendar večji del deformacij izvira iz posteocenske dobe. Avtohton in alohton sta presekana s sistemom dinarskih prelomov. Ob njih so sledovi horizontalnih desnih premikov do 2,5 km. Prelomi so verjetno pliocenske starosti. NAPPE STRUCTURE OF THE IDRIJA—ZlRI REGION Ivan Mlakar With 11 Figures INTRODUCTION Since 1963, detailed investigations have given numerous proofs for the nappe structure of the wider surroundings of Idrija. Nearly all tectonic elements characteristical for Alpine nappe structures were ascertained and confirmed by deep bore holes. STRATIGRAPHIC AND UTHOLOGIC DATA In the Idrija region Upper Paleozoic strata, nearly all Triassic horizons, Cretaceous and Eocene beds are found (Fig. 1). Jurassic rocks do not occur up to Trnovski gozd (Trnovo forest) southwest of Idrija (Fig. 2). Permo-Carboniferous beds. Black and dark grey clay shale with lenses of grey siltstone and quartz sandstone represent without doubt the oldest rocks in the Idrija—2iri region. However there are no definite proofs neither for Carboniferous nor for Permian age of these beds (Mlakar, 1967). Their thickness could not be determined, but it exceeds 350 m. Permian beds. Grey and red shale, siltstone, quartz sandstone, and conglomerate form always the footwall of the paleontologically well defined Upper Permian dolomite and limestone. Therefore they are ranged into the Sosio stage of the Permian system (Groden beds). In the Idrija ore deposit their thickness varies from 10 do 40 m, but in the northeast of Idrija it exceeds 600m (Omaljev, 1967). The Upper Permian beds contain the coral Waagenophyllum indicum Waagen et Wentzel, the snail Bellerophon sp., and the alga Gymnocodium bellerophontis Rothpletz. In the surroundings of Rovte the Upper Permian dolomite abounds with gypsum. The thickness of the Upper Permian beds reaches up to 70 m. Triassic beds. The sedimentation between the Permian and Triassic periods was continuous. Upper Permian beds are overlain by Lower Scythian dolomite with stylolites on bedding planes, of a thickness of 10 m. In the middle of the lower portion of Lower Scythian beds there occurs rhytmic alteration of grey granular and sandy micaceous dolomite. The thickness of the Lower Scythian dolomite is about 150 m. The dolomite is overlain by greyish green and reddish calcareous micaceous shale, and sandstone including lenses of oolitic limestone. The thickness of the beds reaches up to 150 m. In the sandy micaceous dolomite Claraia clarai Emm., Pseudomonotis telleri Bittner is found. In the sandy micaceous shale and oolitic limestone Pseudomonotis venetiana Hauer, Myacites fassaensis Wism., and Pecten discites Schl. occur. The lower part of Upper Scythian beds is composed of grey granular dolomite, rarely bedded dolomite occurs. In the upper part alternate grey marly shale and limestone. In some places reddish brown sandy shale is interbedded between dolomite and limestone. The upper part of the dolomite contains a layer with crinoids. The limestone abound with fossils, such as Tirolites idrianus Mojs., Tirolites camiolicus Mojs., and Natiria costata Miinst. The dolomite is up to 150 m thick, the calcareous marly beds up to 200 m. Anisian dolomite extends over relatively small parts of the region. The dolomite is grey ad crushable. Of the collected fossile relicts only Meandrospira dinarica Kochansky-Devid£ & Pantič is a key-fossil for the lllyrian substage of Anisian. The thickness of the dolomite reaches 300 m. Due to Middle Triassic erosion it has been partly or entirely removed. The sedimentation in the Mesozoic era in the Idria region was for the first time interrupted at the end of the Anisian stage, according to the data as collected up to now. Different types of sedimentary facies within Langobardian strata indicate a variegated environment of sedimentation. The considerable thickness of the clastic and pyroclastic sediments, the angular uncomformity as well as important stratigraphical breacks suggest coogenetic movements and volcanic activity during Ladinian stage (Koss- mat, 1898, 1936). Fassan strata could not be proved by paleontological research in the Idrija region up to now. The basal sediments of Langobardian strata are quartz sandstone, in some places bauxite, or black clayey shale and sandstone, nominated Lower Skonca horizon. On a large area the older beds are directly overlain by Langobardian conglomerate, composed of gravel originating from Anisian, Scythian and even Upper Permian rocks. Between Idrija and Rovte the thickness of the conglomerate exceeds in some parts 400 m. The conglomerate is overlain by reddish calcareous sandstone and shale, with a thickness of a few tens of metres. The Upper Skonca horizon represent grey calcareous shale and sandstone, of a thickness up to 70 m. The beds are covered by grey or dark grey compact limestone with chert. Its thickness varies from a few metres up to 100 m in the vicinity of Rovte. . , The youngest Langobardian stratigraphic unit is tuff and tuffite with chert. Porphyrite, orthophyre and quartz keratophyre tuffs of thicknesses up to 80 m, are found. Keratophyre and diabase occur near Stopnik, and Ravne nearly 13 km northwest from Idrija. The thickness of the Langobardian beds varies quickly in lateral direction, some of the units are even thinning out. In areas which were sinking during the Middle Triassic the Langobardian strata profile is more complete, elsewhere only younger stratigraphic units can be found. Up to now in the basal conglomerate and sandstone no fossils were found. The Lower and Upper Skonca horizons are abundant with vegetable remains (Lipoid, 1874). In the limestone, tuff and tuffaceous marl occur between others: Joanites deschmani Mojs., Posidonia wengensis, Daonella lommeli, Trachyceras idrianum Mojs. Cordevol beds. Frequent changes in sedimentation environment reflect in the Cordevol beds as well. These beds are composed of white granular dolomite, light grey reef limestone and platy limestone with chert. Dolomitic development of Cordevol strata with intercalations of reef limestone occurs mainly in areas without significant stratigraphic breaks between the Anisian stage and the Langobardian substage. Calcareous development of Cordevol strata occurs only in areas of intensive Middle Triassic tectonic. In the dolomite of a thickness up to 250 m, Diplopora annulata and Thecosmilia cf. chlatrata Emmr. occur. In the black limestone, which is near Rovte 400 m thick, fossile remnants of Avicula tojanae, Cidaris dorsata, Diplopora annulatissima, Myalina eduliformis are abundant. Carnian beds. Changes of facies persist already in the lower part of the Carnian strata, consisting of grey granular dolomite, platy limestone, variegated sandstone, marl, shale and megaloSontid limestone. In the dolomitic development of Cordevol beds the lower portion of Carnian strata consists of platy limestone. In Rovte, Cordevol and Carnian limestones join without interbedded dolomite. Carnian limestone is about 30 m thick, Carnian dolomite, however, only a few metres. The megalodontid limestone, which is in places up to 100 m thick, devides the clastic series of Carnian beds into two parts. By alternation of dolomitic and shaly layers the upper sandy shaly Carnian horizon grades into Norian dolomite. The total thickness of Carnian strata was assessed at 400 to 500 m (Fig. 3, Section 2; Fig. 4, Section 7). Fossile remains are very abundant, specially in limestone. Most frequent are Myophoria kefersteini, Pachycardia rugosa and Hoernesia bipartita. Norian beds. In the Idrija region only the lower part of Norian dolomite occurs. Its thickness amounts to about 1200 m. The dolomite is light grey, crushable, and usually bedded. For the first 30 to 50 metres of Upper Triassic dolomite intercalations of yellowish-brown or grey dolomitic marl are distinctive. About 40 to 50 metres above the Carnian beds, two layers of grey cavernous limestone appear. Norian dolomite contains Megalodus triqueter Wulf., Worthenia solitaria Benn., and Sphaerocodium bornemanni Rothpletz (Buser, 1964). Cretaceous beds. The Lower Cretaceous is represented by dare grey bedded bituminous limestone with thin layers of grey granulated dolomite. In the limestone Requieniae and Orbitulinae occur. To the Upper Cretaceous belongs light grey and white massive rudistid limestone. Besides macrofauna Radiolites beaumontis var. Toucas, abundant microfossils were found: Thaumatoporella parvovesiculifera (Raineri), Nezzazata cf. simplex Omara, and others. The thickness of the Cretaceous strata could not be accurately measured, but it amounts to a few hundred metres. Eocene beds. In the Idrija region the geosynclinal sedimentation terminates with Eocene beds. They overlie unconformably the Upper Cretaceous beds, and consist of greyish-green Flysch marl, more rarely sandstone, in which Nummulites cf. aturicus, Alveolina cf. oblonga and other fossils appear. In the Idria region the maximum thickness of Eocene strata is 120 m. Quaternary sediments occur along the Idrijca river and some larger creeks. Scree accumulated at the foot of steeper slopes. ANALYSIS OF THE NAPPE STRUCTURE The tectonic contact of Triassic and Paleozoic strata with Cretaceous limestone in the vicinity of Idrija has been described nearly a century ago by Lipoid (1874). However, only recent exploration drillig yielded sufficient data to describe the structures as imbricate thrusts (Berce, 1958). Stratigraphic data collected in 1957 made a more detailed analysis of the imbricated thrusts possible (Mlakar, 1959). Now the structural units, formerly called imbricate, are considered as nappes, which follow in the order: 2iri—Trnovo nappe Idrija nappe Čekovnik nappe Koševnik nappe Autochthonous basement. Autochthonous basement In the vicinity of Idrija the autochthonous basement is composed from Upper Cretaceous and Eocene rocks (Fig. 1 and Fig. 5). The Upper Cretaceous limestone overlain by Eocene Flysch appears to the surface only in the valley of the Idrijca river, in the tectonic window Strug and in the Bevk window in the valley of the Nikova river. The borehole 1/50 indicates a thickness of the Upper Cretaceous limestone exceeding 500 m. Eocene rocks, unconformably overlaying the Senonian limestone (Fig. 6), are found in the valleys of the rivers Idrijca and Nikova, and in the Kanomlja area as well. Their upper boundary is the thrust plane of the first nappe (Fig. 7). The borehole 3/52 proves the continuity of Eocene strata in the Bratuševa grapa with the Flysch outcrops in the Nikova valley. The Bratuš and Kanomlja windows are of the triple type, and represent a rare tectonic phenomenon even for the whole Alpine region. According to data from other boreholes, the area of Eocene strata covered by older sediments amounts to at least 22 square km. Southwest, south, and southeast of Idrija the autochthonous basement is composed of different tectonic units (Fig. 8). The Trst—Komen plain, Hrušica, and Logatec plain are parts of a large plateau of Mesozoic rocks, syncline shaped in the Vipava region, and cut by the Predjama and Idrija faults. The beds dip slightly under Trnovo forest, and show only in the area northwest and west of Postojna a tendency of thrusting over the Eocene Flysch. The main characteristics of this plateau are the Mesozoic age of the rocks, their great thickness, simple tectonic structure, and on its northern border the onlapping of Eocene beds over the Upper Cretaceous limestone. The structural unit outcropping in the Kanomlja, Bratuš, Bevk, and Strug windows shows the same characteristics as the structure of the southern and south-eastern border of Trnovo forest. Therefore it can be considered as autochthonous basement. The continuity of the autochthonous basement between Idrija and the Vipava valley is interrupted by the Koševnik nappe near Novi svet, and in the west by the Trnovo forest. If the extension of Eocene strata below the Trnovo forest were known, the question of the size of the old Tertiary thrusts in western Slovenia could be answered. Geoelectrical soundings by the apparent resistivity method (Ravnik, 1962) have shown in the point E3 (Fig. 8), distance of 6,5 km from the thrust border, Flysch beds of low resistivity in the depth of about 1700 m (Mean sea level —600 m). In point E2 the same rocks seem to be about 1070 m (M. s. 1. —50 m) below the surface. Between Col and Črni vrh in point E 6 the low resistivity layers are in a depth of 600 m (M. s. 1. —50 m). In point E5 the same layers seem to be deeper, at a depth of .1125 m (M. s. 1. -270 m). According to geophysical measurements the thrust plane dips between 8° and 18° towards northeast (Ravnik, 1962). The low resistivity layers can only be Eocene Flysch, as the Carnian sandy shale thins out due to its steep dip most certainly already in the vicinity of Smrekova draga (Fig. 2, Section B—B'). Eocene strata enclose the Trnovo forest from the south and southeast, and dip under it. In the Idrija region they are overlain by older beds on an area of at least 22 square km. Therefore a continuity of the Eocene strata between Vipava—Podkraj area and the Flysch in the tectonic windows of Bevk, Bratuš, Kanomlja, and Strug can be assumed. This connection is covered by the Mesozoic beds of the Trnovo nappe (Fig. 2, Section B—B' and C—C', and Fig. 8). The thrust plane is syncline shaped. According to data, obtained by geophysical measurements and from bore holes 1/50 and 4/52 it can be concluded, that the distance of thrust of the Trnovo forest over Eocene strata amounts to about 20 to 25 km. Along the thrust plane the nappes are underlain by older and older beds of autochthonous basement. Therefore one can maintain, that the autochthone basement's top plane is an oblique sectional plane. Koševnik nappe. The larger part of Cretaceous limestone in the vicinity of Idrija belongs to the Koševnik nappe. It lies over the Eocene Flysch in the shape of a 300 m thick slab. In the northeast it consists of Lower Cretaceous, in the southwest of Upper Cretaceous limestone. According to data from geological surveying of the surface, from mining works and exploratory drilling, the area of the Cretaceous beds of the Koševnik nappe in the vicinity of Idrija amounts to about 60 square km. The Koševnik nappe is confined on bottom and top by oblique sectional planes. The Cretaceous strata dip slightly towards southwest. In the whole area between Marožice, Kanomlja, Ljubevč, and partly even to the thrust front in the Vipava valley (Slokarji, Streliški vrh), the Cretaceous limestone is underlain by Eocene Flysch, in a length of 10 km. This is therefore the minimum distance of thrust of the first nappe over the autochthonous basement. The Cretaceous strata of the Koševnik nappe are in normal strati-graphic position, characteristical for the autochthonous basement. Therefore they are considered to be a part of the autochthonous basement, broken off and displaced towards southwest. Due to its position and origin, the Koševnik nappe can be treated as a parautochthonous nappe (Fig. 9). Cekovnik nappe consists of Norian dolomite and Carnian beds. The Upper Triassic rocks form a slab of maximum thickness of 300 m, on the average 150 to 200 m. In the Cekovnik nappe the Carnian beds pass gradually over into Norian dolomite only in the area Mizni dol—Gradišče, on the eastern border of the map. Elsewhere the contact between these rocks is a thrust- plane. Frequent shale intercalations in the Norian dolomite prove that it belongs to the lower horizons of Upper Triassic dolomite. The Čekovnik nappe lies in inverted stratigraphic position. Data from boreholes 1/50, V/21, Č/5, R/10 and others show, that the area where Upper Triassic beds are overlain by older rocks amounts to at least 70 square km. The Pevc tectonic klippe proves a former continuity of the nappe in the area Čekovnik—Koševnik—Godovič. In the east of Col below the Upper Triassic dolomite there are Jurassic and Cretaceous beds, whereas Carnian rocks overlaying Norian dolomite can be found only in the northeast of the line Hotedrščica—Krekovše. Smaller lenses of Carnian rocks overlaying Norian dolomite can be explained as dislodged slices broken off from the Čekovnik nappe. The existing data show that the Čekovnik nappe is confined by a lower and an upper oblique sectional planes as well. The distance between Col and the boreholes 1/50 and Č/5, amounting to about 16 km, is the minimum thrust distance of this nappe in southern and southwestern direction. The Idrija nappe is the most complicated nappe unit in the structure of the Idrija—Žiri region, but it was relatively well explored by numerous boreholes and by mining works in the Idrija ore deposit. The nappe is composed by rocks ranging from the Younger Paleozoic to the Norian stage of Triassic. A part of the beds of the Idrija nappe is repeated. Therefore the third nappe is treated as consisting of two parts (III/l and III/2). The first part of the Idrija nappe is considerably thinner then the second, and its area is smaller as well. Only beds belonging to Younger Paleozoic and Lower Triassic occur. The strata of the first part of the Idrija nappe have been found and identified below the Idrija ore deposit by drilling (Mlakar, 1967, Fig. 5). Paleozoic and Lower Triassic strata, about 65 m thick, are in inverted stratigraphic position. In the same cross-section, in the northeast of the Idrija fault, the thickness of the first part of the Idrija nappe is only 6 to 30 m. Between Log and Medvedje brdo the first part of the Idrija nappe builds on the surface a 6,5 km long belt at the contact between Upper Triassic strata of the Čekovnik nappe nad the second part of the Idrija nappe. It consists of Paleozoic beds only, with a maximum thickness of 100 m. There are no sufficient data to discuss inverted or normal stratigraphic position. The first part of the Idrija nappe covers an area of about 15 square km, but tectonic remnants near Lenart show that it was wider spread formerly (Fig. 5). The second part of the Idrija nappe is found in a zone of 26 km in length between Zgornja Kanomlja and Rovte. Northwest of Idrija its strata lie everywhere in inverted position, in the east of Idrija the stratigraphic sequence is normal. The area of the Idrija ore deposit is of a transitional character: here strata can be found in normal and in inverted position, and in subvertical position as well. The inverted structure of the second part of the Idrija nappe consists in the area between Kanomlja, Nikova £ind Slanice of all strata from Younger Paleozoic to Carnian. The thrust planes inside the nappe complicate the otherwise relatively simple positional relationship between the rocks. In the northeast of the Idrija fault the inverted structure of the second part of the Idrija nappe is 250 m thick. It was explored by drilling (Mlakar, 1967, Fig. 5). In the lower parts of the Idrija ore deposit Paleozoic and Lower Triassic strata lie as a rule in inverted or subvertical position. In higher parts of the ore deposit mainly Anisian and Lango-bardian beds are found. The rocks of the lower and upper parts of the ore deposit are divided by a subhorizontal fault plane which originated by rotation of a Middle Triassic subvertical fault. The same age and origin is attributed to the contact between Paleozoic and Middle Triassic strata in the hanging wall of the Idrija ore deposit (Mlakar, 1967, Fig. 8). In the immediate vicinity of Idrija, the Idrija nappe is nearly everywhere covered by the Žiri—Trnovo nappe. The second part of the Idrija nappe appears on the surface only southeast of Urbanovec, in the shape of a narrow, 11 km long belt, extending towards Rovte. The Urbanovec—ZovČan fault strikes east-west and joins the Idrija fault near Sedej, dividing the Idrija nappe into two blocks. In the northern one only Paleozoic rocks are found, whereas in the south Triassic, in some places also Upper Permian rocks are preserved. The fault dips steeply northwards, and Paleozoic and Triassic rocks are in contact along it in a height of a few hundred metres. In the Čekovnik and 2iri—Trnovo nappes the fault does not reflect. Data collected up to now show the age of the fault as Middle Triassic, and indicate that it might be an extension of a great fault within the Idrija ore deposit. The subparallel Dolenc fault, situated some hundreds of metres in the south, corresponds to the boundary between the lower and upper structure of the Idrija ore deposit. Between Sedej and Mravljišče, Langobardian beds are underlain by different older stratigraphic units. Pre-Langobardian and Langobardian rocks are cut by faults of northwest-southeast, north-south, and east-west directions. In the first part of the Idrija nappe and in the Čekovnik nappe, these faults die out. Their age is pre-Langobardian but they have been active in the whole Ladinian stage of the Triassic. Similar relations between Langobardian and pre-Langobardian structures exist farther in eastern direction, and especially in the Kuhu—Kotlina area. Just here Kossmat found the best proofs for the expressive unconformity within the Triassic (Kossmat, 1898). Berce has chosen this area to illustrate the Middle Triassic tectonic in the Idrija region (Berce, 1963, Fig. 2). In the Kuhu—Kotlina area the Langobardian beds have after pene-planation transgressed over differently uplifted blocks of Lower Triassic and Anisian rocks, which are mutually separated by subvertical faults. The angle between pre-Langobardian beds and the Middle Triassic erosional-tectonic unconformity plane does not exceed 15° to 20°. In southwestern direction Langobardian beds of the second part of the Idrija nappe are overlain by Cordevol, Carnian, and Norian beds. On the northern side of the upthrown block of Paleozoic strata proofs for Middle Triassic tectonic can be found, similar to those in the Kuhu—Kotlina area. Erosional remnants of Groden sandstone on Norian dolomite eastwards of Rovte are called Petkovec tectonic klippe. The second part of the Idrija nappe bellow the Ziri—Trnovo nappe in the area near Rovte, was ascertained by deep drilling (Fig. 4, Sections 6 and 7). In the Idrija area itself the second part of the Idrija nappe extend in an area of 87 square km. In the west of Idrija the beds, in inverted stratigraphic position, extend over an area 8 km long and about 3.5 km wide, i. e. 28 square km; additional geological data allow to increase this area for further 3 sq. km. Cross-section show the Idrija nappe as being lense-shaped, of a width varying from 5 to 10 km, slightly dipping in northern or northeastern direction. The beds of the Idrija nappe are part of an overturned syncline, opened to the southwest. Its Kanomlja part belongs to the upper — inverted limb, the Veharše—Rovte part to the lower — normal limb of the overturned syncline; the Idrija ore deposit is in its core (Fig. 11). In the overturned syncline the Middle Triassic faults of subvertical type have differing positions in the limbs and core. In the ore deposit they are subhorizontal (Mlakar, 1967). In the ore deposit the Idrija nappe consists of two wedges, called the first and the second part of the nappe (Mlakar, 1967, Fig. 5). The length of the wedges is about 2 km. Similarly as all formerly described nappes, the first as well as the second part of the Idrija nappe are confined on bottom and top by oblique sectional planes. In section 7 (Fig. 4) drilling has shown one of the largest bottom oblique sectional planes in the Idrija—Ziri region. It includes beds ranging from Paleozoic to Upper Triassic. The width of the Idrija nappe represents simultaneously also the minimum thrust distance of this structural unit in southern or southwestern direction, respective to the basis formed by the Cekovnik nappe. The Ziri—Trnovo nappe consists in the Idrija region of strata ranging from Younger Paleozoic to Upper Triassic. Nearly everywhere the beds are in normal stratigraphic position. The normal succession of strata of the Ziri—Trnovo nappe from Scythian to Upper Triassic can be clearly seen in the Vojsko plain as well as in the Krekovše area. Southeast of Tratnik an inversion of Carman strata within the Ziri—Trnovo nappe can be seen. However, this inverse position occurs in this locality only. In the extensive area between Fežnar and Idrija, northeast of the Idrija fault Scythian and Anisian beds are in normal stratigraphic sequence. In some places Cordevol dolomite can be found, overlaying unconformably the Anisian dolomite. The erosion remnant of Upper Scythian marly limestone, overlaying Upper Paleozoic beds in the south of Milanovec is called Sivka tectonic klippe. Over the ore deposit there are Lower and Upper Scythian beds in normal stratigraphic sequence, overlain unconformably by Langobardian beds. The relations in the northern slope of Govekarjev vrh are of similar nature. In a zone of about 7 km length between Urbanovec and Kurja vas the Langobardian conglomerate of the 2iri—Trnovo nappe joins along a thrust plane the Upper Paleozoic clayey shale and in some places Groden sandstone of the second part of the Idrija nappe. On the contrary, in the full length of the northern border of this zone the conglomerate lie.s on Anisian dolomite. Farther northwards below the dolomite are the older stratigraphic units, dipping slightly in southern direction. Near the northern border of the map the Lom—Zavratec fault can be seen, which splits south of Bizjak into two, the northern called Logar fault. Both faults are probably of Middle Triassic age. The 2iri—Trnovo nappe is distinguished by normal stratigraphic sequence, great thickness and by the large dimension of the bottom oblique sectional plane. It includes all beds from Younger Paleozoic in the northeast (Cerkno—2iri), to Older Tertiary in the western part of Trnovo forest. In the whole area from the thrust front in the Vipava valley to the drilling sites R/ll, C/5, V/21, 10/57 and K/l (Fig. 8), the Žiri—Trnovo nappe is underlain by different beds belonging to various nappe units (Fig. 2). Besides the interpretation based on the extent of the Eocene Flysch, these data indicate a minimum thrust distance of 20 to 25 km as well. * ORIGIN OF THE NAPPE STRUCTURE In the individual nappes inverted sequences of strata over an area of several 10 square kilometres have been proved. Therefore we think, that the nappe structure of the Idrija—2iri region represents the final form of deformation of an extensive recumbent fold. The autochthonous basement, the Koševnik nappe, and the Veharše— Rovte part of the Idrija nappe represent the trough limb of the overturned fold. The Cekovnik nappe and the inverted beds of the Idrija nappe from the Kanomlja area are the inverted — middle limb, whereas the normal limb has been preserved in the Žiri—Trnovo nappe (Fig. 11). Horizons of sandy shale, such as Upper Paleozoic, Carnian and Eocene strata, were of particular influence for the separation and movements of the nappes, acting as lubricating layers. The main portion of the core of the recumbent fold occupies the Idrija nappe. In this structural unit the region of most intense Middle Triassic tectonic activity can be observed between Idrija and Rovte, in a distance of 15 km. It can be concluded, that this Middle Triassic labile zone was the place of origin of the Old Tertiary nappe structure. When evaluating thrust distances of individual nappes, it has to be considered that the data as given represent the final effect of two phases of rock movements. During the phasis of plastic rock deformation the beds moved southwest due to the increase of size of the overfold. Only during the second phasis the beds were overthrust. The width of the inverted structures will therefore correspond to the distances of movements during the first phasis. Gravitational effects during the development of the nappe structure has not been studied up to now. TECTONIC REGIONS OF WESTERN SLOVENIA According to the existing nomenclature and division into tectonic legions, (Kossmat, 1910, Rakovec, 1956), the discussed territory belongs to the Idrija—2iri region and to the Trnovo forest, which are two tectonic units of the western part of the Sava folds (Posavske gube). The Sava folds are part of a geotectonic unit of higher order, i. e. of the Southern Calcareous Alps. According to Winkler (1923) the Trnovo forest is a Southern Alpine element. Kossmat (1913b), on the contrary considers it a part of the Dinaric system. Si k osek (1958), Aubouin (1960,1964), Belostockij (1965) and C i r i č (1967) see the boundary between Alps and Dinarides near the northern border of Slovenia in the Alpine-Dinaric root scar. The involved question of the Alpine-Dinaric boundary will not be discussed here, but some new data about the tectonic relationship between the Idrija—Žiri territory and the surrounding tectonic units will be given, as an outline of previous theories about the tectonic structure of this region. According to Buser (1964), Hrušica and Trnovo forest are not a part of one single nappe as Winkler thinks. Buser considers Hrušica with Nanos as being an autochthonous or par autochthonous unit. The Logatec plain is part of Hrušica, moved in southeastern direction along the Idrija fault (Fig. 8). The contact between the Žiri area and the Poljane—Vrhnika ridges is a thrust plane, dipping 10* to 20° westwards (Fig. 2, Section A—A'). The dip increases in northern areas. Upper Triassic beds in the Zaplana area are in inverted stratigraphic position, and are an immediate eastern continuation of the Cekovnik nappe (Fig. 2, Section A—A')- The Idrija—Žiri region and the Skofja Loka—Polhov gradeč region are part of one single nappe. The Poljane—Vrhnika ridges are a large tectonic half-window, as already defined by Limanovsky (1910) and Winkler (1923). The Paleozoic beds of the 'drija—Žiri region are in the Cerkno and Škofje area underlain by Middle Triassic rocks, proved by deep structural drilling (Grad, 1967). The Paleozoic and Triassic beds of the Idrija—Žiri area and the Upper Triassic, Jurassic, Cretaceous and Tertiary beds of the Trnovo forest should be considered as a normal stratigraphic sequence. For a discussion of the Alpine-Dinaric boundary both regions should be considered as one entity. All nappe units encountered in the southwest of the Idrija fault are found on the opposite side as well. Therefore the Idrija fault cannot be the boundary between the Alps and the Dinarides as considered by Rakovec (1956). Kossmat has explained the tectonic structure of this area by upthrown blocks and systems of smaller overthrust bodies with imbricated fronts, lying in autochthonous position over their basement (Kossmat, 1909b, 1910). Winkler argued for the nappe structure theory, with great distances of thrust (1923, 1936). Limanovsky (1910) explained the geological structure of this region by large overturned folds. The numerous data collected up to now speak against the upthrown blocks theory. Winkler's overthrust theory suits the actual geological structure of the region, but many data support Limanovsky's overturned fold theory as well. The existing data sustain an interpretation, which may be considered as a compromise between both. The nappe structure of the Idrija—Žiri region including the Trnovo forest as well is the final stage of deformation of a large recumbent fold. The original structure of the fold can be proved in this area only by inverted beds in individual nappes. Due to the large distances of thrust as shown in the section B—B', the existence of Winkler's (1923) "fixed point" near Gorica is questionable. The thrust plane of the Trnovo forest most probably continues in Flysch beds in western direction, dividing Eocene beds of the Ziri— Trnovo nappe from rocks of the same age belonging to the Gorica—Vipava Flysch zone. The distance of thrust of about 25 km, as assessed by Winkler, can be in this region considered fully acceptable. According to the position of the Upper Triassic dolomite which underlies Paleozoic beds near Ko-pačnica, this distance should even be increased to 30 km. The root zone of the nappes should be in the north of Gorenja vas. Data from the Idrija region are not sufficient to determine the age of the nappe structure exactly, but it is evident that most of the deformations took place in the post-Eocene era. The nappe structure of the Idrija—Žiri and Trnovo forest regions is dissected by a system of faults in dinaric direction, the most important being the Idrija fault, Avče—Dol, and Zala fault. Younger tectonic deformations exist as well, as dislocations in the autochthon and the allochthon are observed. Along the Idrija fault exists a right, horizontal displacement of 2,5 km (Mlakar, 1964). According to Winkler, this fault is of Pliocene age, as the Young Pliocene plateau has been displaced as well (Winkler, 1936). CONCLUSIONS The wider surroundings of Idrija are characterized by an Old-Tertiary nappe strukture, which was examined by mining works and drilling exploration. In the nappe structure all strata from Young Paleozoic to Old Tertiary are represented. The autochthonous basement is built up of Paelozoic, Mesozoic, and Old Tertiary beds. The first nappe denoted after Koševnik, is parauto-chthon, consisting of Cretaceous rocks in normal stratigraphic sequence. Upper Triassic strata and in some places Jurassic and Cretaceous beds as well, in inverted sequence, build the second — Cekovnik nappe. The third — Idrija nappe, consists of Paleozoic and Triassic beds in normal or inverted superposition. In the fourth — Ziri—Trnovo nappe, all strata from younger Paleozoic to Eocene are represented in normal stratigraphic sequence. The nappe structure, formed due to tangential forces from the north or northeast, ist the final stage of deformations of a large recumbent fold. The trough limb of the recumbent fold is built up from the autochthonous basement, Koševnik nappe and a part of the Idrija nappe in normal sequence of beds. The Cekovnik nappe and the part of the Idrija nappe in inverted sequence, represent the inverted — middle limb. The Ziri— Trnovo nappe forms the normal limb. All nappe units are confined on top and bottom by oblique sectional planes. In the Idrija region intense Middle Triassic tectonic activity took place. Along faults in north-south, and especially in east-west direction, radial displacements of blocks for distances of a few hundred metres took place. The Middle Triassic labile zone is the place of origin of the Old Tertiary nappe structure. The Trst—Komen plain, Gorica—Vipava Flysch zone, Hrušica, Logatec plain and Poljane—Vrhnika ridges form the autochthonous basement in respect to the Trnovo forest and Idrija—Ziri region. The Upper Triassic beds in the Zaplana area belong to the Cekovnik nappe. The contact between the Idrija—Ziri region and the Poljane—Vrhnika ridges is a thrust plane, dipping westwards. The Idrija—Ziri and Škofja Loka— Polhov Gradec regions are parts of one nappe. The main part of the Trnovo forest and Idrija—Ziri territories is allochthon. The thrust distances are ranging from 25 do 30 km. The root zone should be found in the north of Gorenja vas. The age of the nappe structure cannot be defined exactly, but most of the deformation processes took place in the post-eocene era. The autochthonous and allochthonous beds are cut by a fault system in Dinaric direction. Along the faults right horizontal displacements for distances up to 2,5 km. occured. The faults are most probably of Pliocene age. Aubouin, J. 1960, Essai sur 1'ensemble italo-dimarique et ses rapports avec Tare alpin. Bull. Soc. Geol. France, S. 7, t II, N<> 4, Paris. Aubouin, J. 1964, Esquisse paleogeographique et structurale des chaines alpines de la mediterranee moyenne. Geol. Rundschau, Bd. 53, Heft 2, Stuttgart. A ž g i r e j, G. A. 1956, Strukturnaja geologija. Moskovska univerza, Moskva. Belostockij, I. I. 1965, Tektoničeskie pokrovi Dinarid. Izv. akad. nauk SSSR, ser. geol. 2, Moskva. Berce. B. 1958, Geologija živosrebrnega rudišča Idrija. Geologija 4, Ljubljana. Berce, B. 1959, Poročilo o geološkem kartiranju ozemlja Cerkno—Žiri v letu 1958. Arhiv Geološkega zavoda v Ljubljani itn R2S Idrija. Berce, B. 1960, Poročilo o geološkem kartiranju na ozemlju Cerkno—2iri— Idrija—Rovte. Arhiv Geološkega zavoda v Ljubljani in RŽS Idrija. Berce, B. 1962, The Problem on Structure and Origin of the Hg Ore-Deposit Idrija. Rendiaonti Soc. Min. I tal. 18, Pavia. (1962 a) Berce, B. 1962, Razčlanjenje trijasa u zapadnoj Sloveniji. Referati V. savet. geol. FNR Jugoslavije, Beograd. (1962 b) Berce, B. 1963, Die mitteltriadische (vorladinische) Orogenese in Slo-wenien. N. Jb. Geol. PalaonL Mn. Stuttgart. Buser, S. 1964, Tolmač k osnovni geološki karti SFRJ, list Gorica in Palmanova. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana. Buser, S. 1965, Geološke razmere v TVnovskem gozdu. Geogr. vestnik 37, Ljubljana. (1965 a) Buser, S. 1965, Geološka zgradba južnega dela Ljubljanskega barja in njegovega obrobja. Geologija 8, Ljubljana. (1965 b) Buser, S. 1965, Starost plasti s Keramosphaerma (Bradya) tergestina (Stache) v slovenskih Dinaridih. Geologija 8, Ljubljana. (1965 c) C i g 1 a r, K. 1965, Letno poročilo o raziskavah na živo srebro na idrijskem območju. Arhiv Geološkega zavoda Ljubljana in R2S Idrija. Car, J. 1968, Razvoj langobardskih plasti v strukturi IV.pokrova v bližnji okolici Idrije. Diplomsko delo, Ljubljana. C i r i č , B. M. 1967, Razvitie Dinarid v alpijskom cikle. Akad. nauk SSSR — Geotektonika 6, Moskva. Di Colbertaldo, D. — Slavik, S. 1961, II giacimento cinabrifero di Idria in Jugoslavija. Rendiconti Soc. Min. Ital. 17. Pavia. Gantar, I., Schneider, P. 1948, Poročilo h geološki karti vzhodnega in jugovzhodnega področja Idrije. Tipkano poročilo, arhiv R2S Idrija Germovšek, C. 1956, Razvoj mezozoika v Sloveniji. Prvi jugosl. geol. kongr., Ljubljana. Grad, K. 1961, O starosti fliša pri Kališah. Geologija 7, Ljubljana. Grad, K. 1967. Raziskave bakra širše okolice Cerknega. 1 knjiga, Arhiv Geol. zavoda v Ljubljani iin R2S Idrija. Hamrla, M., Jager, A. 1947, Poročilo h geološki karti področja Idrije in Srednje Kanomlje — tipkano poročilo, arhiv R2S Idrija. Iskra, M. 1961, Poročilo o geološkem kartiranju na območju Šentviške gore, Trebuše, Hotenje in Zgornje Idrijce. Arhiv Geol. zavoda v Ljubljani in R2S Idrija. (1961 a) Iskra, M. 1961, Prispevek k stratigrafiji in tektoniki ozemlja Zgornje Idrijce in Nikove. Geologija 7, Ljubljana. (1961 b) Jager, A., Hrastnik, J. 1949, Poročilo o geološkem kartiranju na področju Gorenje Kanomlje — tipkano poročilo, arhiv R2S Idrija. Kober, L. 1913, Alpen und Dinariden. Geol. Rundschau Bd. V, Berlin. Kober, L. 1952, Leitlinien der tektonik Jugoslawiens. Geol. inst., Beograd. Kossmat, F. 1898, Die Triasbildungen der Umgebung von Idria und Gereuth. Verh. Geol. R. A. Wien. Kossmat, F. 1899, Uber die geologisehen Verhaltnisse des Berghau-gebietes von Idria. Jb. Geol. R. A. Wien. Kossmat, F. 1900, Das Gebirge zwischen Idria und Tribuša. Verh. Geol. R. A. Wien. Kossmat, F. 1903, Uberschiebungen dm Randgebiete des Laibacher Moores. Comptes-Rendus IX. Congres geol. internat, de Vienne. Kossmat, F. 1905, Erlauterunggen zur geologischen Karte Heidenschaft — Adelsberg, Wien. Kossmat, F. 1906, Das Gebiet zwischen dem Karst und dem Zuge der Julischen Alpen. Jb. Geol. R. A. Wien. Kossmat, F. 1909, Das tektonische Verhaltnis zwischen Alpen und Karst. Mitteil. II Bd., Wien. (1909 a) Kossmat, F. 1909, Der kunstenlandische Hochkarst und seine tektonische Stelllung. Verh. Geol. R. A. Wien. (1909 b) Kossmat, F. 1910, ErlSuterungen zur geologischen Karte Bischoflack— Idria, Wien. Kossmat, F. 1911, Geologie des idrianer Quecksilberbergbaues. Jb. Geol. R. A. Wien. Kossmat, F. 1913, Die Arbeit von Kropač; Uber die Lagerstattenver-halttnisse des Bergbaugebietes von Idria. Verh. Geol. R. A. Wien. (1913 a) Kossmat, F. 1913, Die adriatische Umrandung in der Alpinen Falten-region. Mitt. Geol. Ges. Wien. (1913 b) Kossmat, F. 1936, PalSogeographie und Tektonik. Berlin. Kropač, J. 1912, Ober die Lagerstattenverhaltnisse des Bergbaugebietes von Idria, Wien. Limanovsky, M. 1910, Wielkie przemieszenia mas skalnych w Dynary-dach kolo Postojny. Raz. Wydz. pryr. akad. Umiej., Serye III., Tom 10, Krakow. Lipoid, M. V. 1874, Erlauterungen zur geologischen Karte der Umgebung von Idria in Krain. Jb. Geol. R. A. Wien. Mlakar, I. 1957, O idrijski stratigrafiji in tektoniki. Diplomsko delo, Ljubljana. Mlakar, I. 1959, Geološke razmere idrijskega rudišča in okolice. Geologija 5, Ljubljana. Mlakar, I. 1964, Vloga postrudaie tektonike pri iskanju novih orudenih con na območju Idrije. RMZ 1, Ljubljana. Mlakar, I. 1964, The Role of Postmmeralization Tectonics in the Search for New Mineralized Zones in the Idria Area. Mining and Metallurgy Quarterly. No. 1 Ljubljana. Mlakar, I. 1967, Primerjava spodnje in zgornje zgradbe idrijskega rudišča, Geologija 10, Ljubljana. Novak, D.— Iskra, M. 1962, Natura carstica dei terrreni intorno ad Idria e Cerkno. Rassegna Speleol. Ital., Anno 14, Fasc. 4-Nov. 1962, Como. O čepek, T. 1953, Poročilo h geološki karti Spodnje Idrije — tipkano poročilo, arhiv R2S Idrija. Omaljev, V. 1967, Razvoj gredenskih slojeva i uranove mineralizacije u ležišču Zirovski vrh. Radovi inst. za geol. rud. istr. i isp. nukl. i dr. min. sir., sv. 3, Beograd. (1967 a) Omaljev, V. 1967, Korelacija slojeva u ležištu urana Zirovski vrh. Radovi inst. za geol. rud. istr. i isp. nukl. i dr. min. sir., sv. 3, Beograd. (1967 b) Rakovec, I. 1946, Triadni vulkanizem na Slovenskem. Geogr. vestnik 18, Ljubljana. Rakovec, I. 1950, O nastanku in pomenu psevdoziljskih skladov. Geogr. vestnik 22, Ljubljana. Rakovec, 1. 1955, Geološka zgodovina ljubljanskih tal. V knjigi Zgodovina Ljubljane I. Ljubljana Rakovec, I. 1956, Pregled tektonske zgradbe Slovenije. Prvi jug. geol. kongr., Ljubljana. Ramovš, A. 1956, Razvoj paleozoika na Slovenskem. Prvi jug. geol. kongr., Ljubljana. Ravnik, D. 1962, Geofizikalne raziskave na Krasu, električno sondiranje. Arhiv. Geol. zavoda Ljubljana. S i košek, B. 1958, Tektonski sklop jugoslovanskih južnih Alpa. Zbornik radova Geol. inst. Jovan Zujovič, knj. 10, Beograd. S tur, D. 1872, Geologische Verhaltnisse des Kessels von Idria in Krain. Verh. Geol. R. A. Wien. Tollmann, A. 1966, Geologie der Kalkvoralpen im Otscherland als Bei-spiel alpiner Deckentektonik. Mittel. 1965, 58. Band, Wien. Winkler, A. 1923, Ober den Bau der ostlichen Siidalpen. Mitt. Geol. Ges. Wien. Winkler-Hermaden, A. 1936, Neuere Forschungsergebnisse uber Schichtfolge und Bau der ostlichen Siidalpen. Geol. Rundschau 27, Stuttgart.