GEOLOGIJA 2312, 227—278 (1980), Ljubljana
UDK 551.24(497.12)zz863
Geološka zgradba osrednje Slovenije
Geologic structure of Central Slovenia
Uroš Premru
Geološki zavod, 61000 Ljubljana, Parmova 33
Kratka л^8еђ1па
Na podlagi facialnih analiz je ozemlje osrednje Slovenije razdeljeno
na strukturno facialne enote geosinklinalnega in tardigeosinklinalnega
ciklusa alpidske orogeneze. Podvoloveljski transformni prelom deli epi-
geosinklinalni prostor Južnih Alp in Zunanjih Dinaridov na dva dela.
Na vzhodni strani preloma se odraža cepitev Južnih Alp in Zunanjih
Dinaridov že v ladinski stopnji.
Osrednja Slovenija pripada epigeosinklinalnemu delu kontinentalne
jadranske plošče. Po obdobju širjenja v ladinski stopnji in spodnji juri
je doživelo ozemlje v tardigeosinklinalnem ciklusu močno tektonizacijo
zaradi delovanja desnih transkurentnih prelomov in treh zaporednih faz
nari van j a. Nasledstvena tektonika se je uveljavila v postgeosinklinalnem
ciklusu z neotektonskim guban jem in disjunktivno tektoniko.
Abstract
The geologic relations of Central Slovenia are illustrated from the
facies analysis point of view. Several structure-facies units of the géo-
synclinal and tardygeosynclinal cycles of the Alpine orogeny could
be distinguished. By the distribution of the structure-facies units a
diverging of the Outer Dinarides from the Southern Alps is indicated.
The Ljubljana zone appears to be the boundary zone between them.
The reason for the branching off seems to be the left lateral sepa-
ration of the Podvolovljek transform fault and the related spreading
of the epigeosynclinal space in the east of the fault. There the diver-
gence advanced from the Ladinian stage onward. Central Slovenia
is related to the epigeosynclinal part of the continental Adriatic plate.
After the spreading in the Ladinian stage and Lower Jurassic period the
region underwent strong tectonic processes. They owe their origin to the
large scale right lateral separation along transcurrent faults during the
tardygeosynclinal cycle. In neotectonic time inherited structures were
superimposed during the postgeosynclinal cycle.
228	•	U. Premru
Vsebina
Uvod..............................228
Pomembni izrazi, uporabljeni v razpravi ...............229
Dosedanje raziskave........................231
Strukturno-facialne enote alpidskega geosinklinalnega ciklusa.......232
Južne Alpe..........................233
Slovenska cona.......................233
Savinjska cona...... ................234
Gorenjska cona.......................235
Mejna cona med Južnimi Alpami in Zunanjimi Dinaridi.........244
Ljubljanska cona......................244
Zunanji Dinaridi........................245
Idrijska cona........................245
Furlanska cona.......................248
Narivna zgradba.........................253
Narivna zgradba Južnih Alp....................258
Narivna zgradba Zunanjih Dinaridov................259
Alpsko-dinarski vmesni prostor . . ...............260
Prednarivni prelomi........................261
Mezozojske strukture, terciarna narivna zgradba in neotektonika.......264
Meja med Južnimi Alpami in Zunanjimi Dinaridi ter njihovo razpiranje ....	265
Strukturno-facialne enote in tektonika plošč..............266
Položaj osrednje Slovenije v alpidskem orogenu............267
Primerjava s tektonskimi enotami sosednjih dežel...........268
Sklep .............................270
Geologie structure of Central Slovenia (Summary)............272
Literatura............................275
Uvod
Glavni elementi v zgradbi osrednje Slovenije so prelomi, nari vi in gube.
Največji del ozemlja zavzemajo Posavske gube. Da bi pojasnil narivno zgradbo
njihovega zahodnega dela, sem izhajal iz enostavnejše zgradbe Dolenjske, No-
tranjske in Primorske na eni strani, iz njihovega osrednjega dela pa na drugi
strani. S facialnimi analizami sem razvrstil strukturne enote po geosinklinalni
teoriji v cone in podcone. Pri tem sem poleg profiliranja in stratimetrijskega
snemanja upošteval dosedanja geološka kartiranja. Pri terenskih ogledih ter pri
zbiranju in urejanju podatkov sta mi pomagala L. Ferjančič in J. Cajhen. V fa-
cialni analizi sem upošteval sedimente alpidskega geosinklinalnega ciklusa, pri
narivni zgradbi pa tudi sedimente tardigeosinklinalnega in predalpskega ci-
klusa. Sedimenti alpidskega geosinklinalnega ciklusa mezozojske ere pokrivajo
večji del ozemlja, so facialno najbolj pestri in dokaj dobro preučeni. Predstav-
ljajo torej odločilni element pri interpretaciji narivne zgradbe.
Rezultat sinteze facialnih analiz je strukturno facialna karta con in podcon.
Prikaz narivne zgradbe osrednje Slovenije pa je poskus enotne interpretacije,
ki bo rabila za podlago nadrobnejših raziskav.
Geologi so istim nari vom na različnih delih ozemlja dajali različna imena.
Poimenovanje je bilo treba zato poenotiti. Pri palinspastičnem razvitju narivne
zgradbe sem uporabil papirni model, ki ustreza dokaj dobro.
Geološka zgradba osrednje Slovenije	229
Pomembni izrazi, uporabljeni v razpravi
Ekstenzija (extension) ali razpiranje (spreading, creation) oceana nastane
zaradi konvekcijskega strujanja v astenosferi. V srednjem delu oceana se —
v razpornem jarku — zaradi tega vtiskuje bazaltna magma, ki prihaja izpod
skorje na oceansko dno. Pri tem se oceanska skorja razpira in širi, hkrati
z njo pa se odmikajo tudi kontinenti. Ločimo več faz razpiranja.
Epievgeosinklinala (epieugeosyncline) nastane na kontinentalni skorji za-
radi močnega delovanja radialnih prelomov. Ob njih se deli skorje ugrezajo
v obliki jarkov s spremljajočimi pojavi inicialnega kislega in bazičnega vulka-
nizma. Epievgeosinklinala je tektonsko najbolj labilno področje epigeosinkli-
nale. Labilnost povzročajo orogenetski procesi. V epievgeosinklinalnem jarku
se usedajo različni sedimenti, prevladujejo pelagični in piroklastični. Po sedi-
mentih delimo epievgeosinklinale na več vrst. V aspidni epievgeosinklinali
prevladujejo v zaporedju drobnik in glinasti sedimenti, v keratofirsko-spilitni
in porfiritni pa vulkaniti. Epievgeosinklinalo imenujejo tudi evgeosinklinala.
Epigeosinklinala (epigeosvncline) je zgornji del kontinentalne skorje z neri-
tičnimi in s peiagičnimi sedimenti. Sestoji iz evgeosinklinalnih in miogeosin-
klinalnih jarkov ter karbonatnih self o v.
Epigeosinklinalni pas (epigeosynclinal belt) je del epigeosinklinale, karak-
teriziran z določenimi razvojnimi in oblikovnimi lastnostmi.
Epikontinentalni self (epicontinental shelf) leži na kontinentalni skorji med
kopnim in kontinentalnim robom. Odlikuje se po plitvomorskih klastičnih in
lagunskih sedimentih.
Epimiogeosinklinala (epimiogeosyncline) je podobnega nastanka kot epiev-
geosinklinala, vendar brez vulkanizma. Med peiagičnimi sedimenti lahko pod-
rejeno nastopata tuf in tuf it. Po vrsti sedimento v, ki prevladujejo, ločimo več
vrst epimiogeosinklinal. V karbonatni epimiogeosinklinali prevladujejo plasti
pelagičnega apnenca in dolomita, v aspidni plasti glinovca, glinastega skrilavca
in drobnika, v karbonatno-klastični apnenec, dolomit in klastiti, v flišni pravi
flišni sedimenti, v karbonatno-flišni karbonatni fliš, v pelagično-flišni oziroma
pelagično-turbiditni globokomorski fliš. Epimiogeosinklinalo imenujemo na
kratko tudi miogeosinklinalo.
Karbonatni šelf (carbonate platform, carbonate shelf) leži v epigeosinklinali.
Zanj je značilna sedimentacija neritičnega apnenca in dolomita. Glede na nje-
govo lego ločimo več vrst karbonatnega šelfa. Epikontinentalni (epicontinental)
karbonatni šelf leži ob kopnem, vmesni (intermediate) karbonatni šelf pa med
miogeosinklinalnim in evgeosinklinalnim jarkom ali v evgeosinklinalnem jarku.
Po paleogeografskih in sedimentaci j skih značilnostih ločimo odprti (open shelf)
in zaprti šelf (restricted shelf). Odprti šelf je večidel pod vplivom plime in
oseke. Od ostalega karbonatnega šelfa je ločen s plitvinami, ki omogočajo le
občasen dotok sveže morske vode. Za sedimente zaprtega šelfa so značilni stro-
matoliti, onkoidi, nadplimski konglomerat, breča, peleti, razne vrste laminacije
idr. Odprti šelf je prek plitvin (shoals) stalno v zvezi z globljim morjem. Na
plitvinah se tvorijo ooidi, onkoidi, pesek, polimikritni kalcirudit ter koralni in
hidrozojski grebeni.
Krčenje (acreation, compression) oceanske skorje sledi fazam razpiranja.
Tedaj pride do subdukcije ali podrivanja (subduction) oceanske skorje pod
230	•	U. Premru
kontinentalno, redkeje tudi do obdukcije ali nadrivanja (obduction) oceanske
skorje na kontinentalno. V končni fazi se oceanska skorja popolnoma predela
(consumation) in kontinenta trčita (collision) drug ob drugega.
Leptoevgeosinklinala (leptoeugeosyncline) je del leptogeosinklinale z mag-
matskimi pojavi.
Leptogeosinklinala (leptogeosyncline) nastane na oceanski skorji in je ana-
logna epigeosinklinali.
Leptomiogeosinklinala (leptomiogeosyncline) je za razliko od leptoevgeo-
sinklinale brez magmatskih pojavov.
Marginalni bazen (marginal basin) nastane v končni fazi krčenja oceana
blizu kontinentalnega roba (continental margin); najprej se razvija oceanska
brazda, nato subdukcija pod kontinent in nato se bazen večstransko razpira
(multispreading) zaradi plaščnega diapirizma (mantle diapirism). Ob globokih
prelomih se izliva magma in se vriva med sialično kontinentalno skorjo. Pri
tem procesu nastane semioceanska skorja (semioceanic crust). Med marginal-
nim bazenom in oceanom nastane mikrokontinent z vulkanskim lokom (vol-
canic arc). V posameznih fazah razvoja marginalnega bazena subdukcija menja
položaj in smer.
Marginalni ali obrobni ocean (marginal ocean) leži na oceanski skorji.
Nastane v obdobju krčenja oceana. Od oceana ga loči otočni lok (island arc),
planinski venec ali epigeosinklinala. Marginalni ocean brez subdukcije imenu-
jemo pasivni (passive), tistega z enojno ali dvojno subdukcijo, ponekod tudi
z razpornim jarkom, pa aktivni marginalni ocean (active). V subdukcijski coni
nastane oceanska brazda (oceanic trench).
Marginalno morje (marginal sea) leži na kontinentalni skorji ob kontinentu.
V svoji evoluciji je večinoma pasivno. Gradi ga kontinentalni self in epigeosin-
klinala.
Nasledstvena tektonika (inherited tectonic). Nasledstvenost je poleg usmer-
jenosti (neponovljivosti), cikličnosti (periodičnosti) in neenakomernosti ena
izmed osnovnih zakonitosti razvoja tektonosfere. Nasledstvenost se izraža
v strukturi litosfere v tem, da se v določenem tektonskem ciklusu s svojstve-
nimi strukturnimi elementi pojavijo tudi elementi predhodnega tektonskega
ciklusa ali celo strukturni elementi več starejših tektonskih ciklusov. Mlajše
strukture predstavljajo rezultat celotne starejše evolucije tektonosfere.
Otočni lok (island arc) nastane med oceanom na eni strani in marginalnim
oceanom, marginalnim morjem in marginalnim bazenom na drugi strani. Glede
na geološko zgradbo ločimo nagubani (folded arc), narivni (thrust arc) in vul-
kanski lok (volcanic arc). Na mikrokontinentu so loki razvrščeni v posebnem
zaporedju.
Pregib (slope) leži med karbonatnim šelfom in evgeosinklinalnim ali mio-
geosinklinalnim jarkom, med kontinentalnim, oziroma karbonatnim šelfom in
oceanom. Nastane zaradi ugrezanj ob prelomih, ki so sestavni del orogenetskih
procesov. Za sedimentacijo pregiba so značilni breča, presedimentirani ooidi,
fukoidi, roženec idr. Zaradi migracije pregiba v daljšem časovnem obdobju
nastane na širšem območju pas, v katerem se jezičasto zajedajo neritični sedi-
menti v pelagične; imenujemo ga pregibna cona.
Razporni jarek (rift, rift valley) nastane pri razpiranju kontinentov in
oceanov ob globokih radialnih prelomih. Globok je več tisoč metrov. Njegovo
Geološka zgradba osrednje Slovenije	231
aktivnost spremlja močno magmatsko delovanje. Ob razpornem jarku nastane
razporni greben (mid-oceanic ridge), ki je vzporeden jarku ali pa ga diagonal-
no seka. Po legi ločimo kontinentalni, medkontinentalni in oceanski razporni
jarek.
Strukturno-facialna cona (structure-facies zone) je del geosinklinalnega
pasu, ki se odlikuje po svojstvenem razvoju in določenem izboru formacij.
Nekateri avtorji uporabljajo tudi sinonim strukturno-f ormaci j ska cona.
Transformni prelom (transform fault) poteka pravokotno na oceanski raz-
porni jarek in ga levo ali desno horizontalno premakne. Hitro lahko menja
obliko in smer premikanja ter se nenadoma konča na obeh koncih. Ob trans-
formnih prelomih je pogostna vulkanska aktivnost. Večidel potekajo po ocean-
ski skorji, s svojimi konci pa sežejo tudi v kontinentalno skorjo. Premiki imajo
velike razsežnosti. Velikost horizontalnih premikov pada v obeh smereh od
razpornega jarka proti kontinentalnemu robu.
Transkurentni prelom (transcurrent fault) je prav tako globoki prelom s ho-
rizontalnimi in vertikalnimi skoki obeh prelomnih kril. Horizontalni premiki so
vedno istosmerni, samo desni ali samo levi, in znašajo nekaj deset do več sto
km, medtem ko so vertikalni premiki veliki le nekaj sto metrov. Ob prelomih
često nastanejo depresije in vulkani.
Dosedanje raziskave
Osnovno tektonsko rajonizacijo osrednje Slovenije je podal F. Kossmat
(1903, 1909, 1910, 1913). Ločil je petero tektonskih enot, ki jih tvorijo gube,
narivi in luske. M. Limanovsky (1910) in L. Kober (1913) sta po svoje
interpretirala zgradbo Slovenije. Tellerjeve in Kossmatove podatke je uporabil
A. Winkler (1923), ki je bolj kot njegovi predhodniki poudarjal narivno
zgradbo. V zahodnih Posavskih gubah je interpretiral narivanje od severa pro-
ti jugu, v vzhodnih Posavskih gubah pa od juga proti severu. I. Rakovec
(1955, 1956) se je naslonil na F. Kossmata in A. Winklerja. Osrednjo
Slovenijo je razdelili na Južne apneniške Alpe in Dinaride. K Južnim apneni-
škim Alpam je prištel Julijske in Savinjske Alpe ter Posavske gube, k Dina-
ridom pa Notranjsko-primorski in Dolenjski Kras.
Zgradbo idrijsko-žirovskega ozemlja so obravnavali I. Mlakar (1969),
L. Placer (1973), L. Placer in J. Car (1975, 1977) in J. C a r (1975).
Najdlje so z interpretacijo prišli I. Mlakar, L. Placer in J. Car.
Mlakar je razdelil območje rudišča na avtohtono podlago in štiri pokrove.
Placer je postavil avtohtono podlago v narekovaje, idrijski pokrov pa je
razdelil na dve enoti. Oba sta razložila nastanek krovne zgradbe iz polegle
gube. Placer in Car sta rekonstruirala idrijski srednjetriadni tektonski
jarek. M. Cigale (1978) je podal paleogeografski razvoj idrijskega ozemlja
v karnijski stopnji.
Ozemlje lista Kranj sta tektonsko interpretirala K. Grad in L. Fer-
jančič (1976). Razlikovala sta narive, pokrove in luske.
Narivno zgradbo ljubljanskega prostora je na podlagi facialnih analiz tri-
adnih skladov interpretiral U. Premru (1974, 1975 a).
O narivni zgradbi Dolenjske so poročali z različnih območij C. б 1 e b i n -
ger (1963), C. Germovšek (1955, 1961), M. Breznik (1961) in S.
232	•	U. Premru
Buser (1965). M. Plenic ar (1970) je štel v nariv Visokega Krasa Nanos,
Hrušico, Trnovski gozd in Snežnik. Hrušica je narinjena na eocen postojnskega
ravnika. Na zahodu je nanjo narinjen Trnovski gozd, ki ima na robu inverzno
lego plasti. Javorniki so narinjeni na rakeško-cerkniško lusko, krimsko hri-
bovje pa na vrhniško-cerkniško grudo. Tudi rakitniška gruda je nariv. Znotraj
teh narivov je zgradba luskasta.
Tudi S. B u s e r (1973) je trdil, da je Trnovski gozd narinjen na Hrušico.
Na listu Ribnica je S. B u s e r (1974) razlikoval grude, antiklinale in sin-
klinale. Nariv je ugotovil pri Plešah, luskasto zgradbo pri Poljanah in Morav-
čah, pri Zelimi j ah in Ortneku pa pre vrnjeno antiklinalo z inverznimi plastmi.
Isti avtor je leta 1976 interpretiral zgradbo južnozahodne Slovenije.
U. Premru, B. Ogorelec in L. Šribar (1977) so na podlagi po-
datkov osnovne geološke karte, facialnih analiz in profilov vrtin prikazali na-
rivno zgradbo južne Dolenjske.
Na tektonskih kartah Jugoslavije so Slovenijo rajonizirali B. S i k o š e k in
B. Maksimovič (1971), B. Sikošek in M. Vukašinovič (1975),
B. Sikošek (1958, 1974), B. Cirič (1974). Razdelili so jo na Notranje in
Zunanje Dinaride. K Notranjim Dinaridom so šteli nariv Julijskih in Savinjskih
Alp ter nariv Posavskih gub, k Zunanjim Dinaridom pa nariv Visokega Krasa,
ki obsega Nanos s Hrušico in javorniško-snežniški blok. Visoki Kras je narinjen
na jadransko-jonsko cono, oziroma na nariv Učke.
Prvi poskus rajonizacije po geosinklinalni teoriji je 1. 1970 napravil M.
Cousin v zahodni Sloveniji. Evgeosinklinalno sedimentno zaporedje selške
podcone je označil kot slovensko cono, narinjeno na furlansko cono. Vmesni plitev
prag je razdelil na dva dela. Na jugozahodu je furlanska cona identična s cono
Visokega Krasa, na severovzhodu pa s predfurlansko oziroma predkraško cono.
P. Miljuš (1973, 1976, 1978) je v osrednji Sloveniji ločil miogeosinkli-
nalne in evgeosinklinalne Dinaride. K miogeosinklinalnemu delu je štel cono
Visokega Krasa ter alohtoni in avtohtoni geosinklinalni prag, k evgeosinkli-
nalnemu pa karlovško cono in zagorsko-šumadijsko cono grud in jarkov. Aloh-
toni geosinklinalni prag predstavlja cono plitvih geosinklinalnih sedimentov, ki
so ločili miogeosinklinalno okolje od mobilnega evgeosinklinalnega predalp-
skega praga s plitvovodnimi sedimenti predalpidske orogeneze. V karlovški
coni leže na mezozojski podlagi terciarni sedimenti. V alpidski orogenezi se je
evgeosinklinalni del Dinaridov narinil na miogeosinklinalni del Dinaridov.
Po P. M i o č u (1975) so evgeosinklinalne plasti Posavskih gub narinjene
zaradi labilne pregibne cone na miogeosinklinalne sedimente Dolenjske. Avtoh-
ton predstavlja Dolenjska, alohton pa Posavske gube. Pregibna cona je zato
večinoma pokrita.
Strukturno-facialne enote alpidskega geosinklinalnega ciklusa
S pomočjo facialnih analiz mezozojskih sedimentnih kamenin sem iskal zna-
čilnosti in zakonitosti sedimentacije skozi vso mezozojsko ero in posebej v tri-
adni periodi. Prvotni model sem prevzel po J. Aubouinu (1965). Ozemlje
sem razdelil po definiciji B. Ciriča (1974) in P. Miljuša (1973, 1975,
1978) na miogeosinklinalni in evgeosinklinalni del, ki ju loči vmesni karbonatni
šelf. Miogeosinklinalni del pripada Zunanjim Dinaridom, evgeosinklinalni pa
Geološka zgradba osrednje Slovenije	233
Južnim Alpam, ki se strukturno ločijo od Notranjih Dinaridov. Naštel bom
nekaj glavnih razlik, ki opravičujejo delitev. V Južnih Alpah ni ofiolitne cone.
Na Slovenskem tudi ni dovolj dokazov za subdukcijo v jurski in kredni periodi.
Slovenska cona (M. Cousin, 1970), oziroma julijska cona (J. A u b o u i n ,
1963), je identična z bosansko cono Notranjih Dinaridov, vendar je ožja in se
vzhodno od Ljubljane izklinja. Strukturne enote imajo različno smer. Pre-
usmeritev se kaže že v ladinski stopnji ter pozneje v karnijski stopnji in jurski
periodi. Transformni zagrebški prelom loči Južne Alpe od Notranjih Dinaridov,
jih skupaj s snopom transformnih prednarivnih prelomov, ki slede periadriat-
skemu lineamentu, preusmeri in zamakne horizontalno desno za več 100 km
proti NE. Južne Alpe se zato nadaljujejo na Madjarskem v gorovju Biikk. Šele
od tod jih lahko vežemo prek zagrebškega preloma v hrvaški in bosanski del
Notranjih Dinaridov.
Pod miogeosinklinalnimi Dinaridi leži po vsej verjetnosti tretja geotekton-
ska enota — Jadran, nanjo so narinjeni Zunanji Dinaridi.
Južne Alpe
Strukturne enote imajo smer W—E. Razdelil sem jih na savinjsko cono in
slovensko cono, ki prehaja proti vzhodu v gorenjsko cono. Slovenska in go-
renjska cona pripadata srednjemu, najbolj mobilnemu delu evgeosinklinale.
Razlikujeta se med seboj po zaporedju pelagične in karbonatne sedimentacije.
Proti jugu prehajata v mejno cono med Južnimi Alpami in Dinaridi. Gorenjska
cona se deli na tri podcone (si. 1 in 2).
Slovenska cona (M. Cousin, 1970) je prava epievgeosinklinala.
Razteza se zahodno od Kranja; njen najbolj vzhodni podaljšek je na Smledni-
škem hribu (si. 1, 2 in 4).
Srednjetriadna evgeosinklinalna sedimentacija slovenske cone je prešla
sukcesivno prek miogeosinklinalne sedimentacije v zgornji triadi in evgeosin-
klinalne sedimentacije v spodnji juri v miogeosinklinalno sedimentacijo sred-
nje in zgornje jure ter krede. Spodnjeanizična karbonatno-šelfna sedimentacija
je razvita kot neplastoviti dolomit, zgornjeanizična pa pelagično. Pelagična
sedimentacija se je nadaljevala do konca kredne periode. V spodnjem delu
pelagične sedimentacije so nastali pravi evgeosinklinalni sedimenti, znani pod
imenom psevdoziljski skladi, ki sestoje iz plastovitega glinastega skrilavca,
drobnika, peščenjaka, tufa, tuf ita ter vmesnih pol in plasti apnenca zgornje-
anizifene in ladinske stopnje. Za aksialni del so značilni obtežitveno metamorfo-
zirani in hidrotermalno spremenjeni vulkaniti, piroklastiti in sedimenti, ki se
nadaljujejo proti vzhodu v aksialni del selške podcone. Nastali so v razpornem
jarku aspidne epievgeosinklinale. Po K. Gradu in L. Ferjančiču (1976)
prehajajo ladinske kamenine navzgor v amfiklinske sklade karnijske starosti.
Sestoje iz temnega apnenca in glinastega skrilavca, ki se menjavata s plastmi
kremenovega peščenjaka. Vmes so tanj še pole konglomerata in apnenca. Debe-
lina plasti znaša okoli 800 m. Na amfiklinskih skladih leže baški dolomit, že-
leznikarski apnenec in dolomit ter škofjeloški apnenec noriške in retske
stopnje. Predstavljajo karbonatno miogeosinklinalno sedimentacijo. Njihova
plastovitost je izrazita. V plasteh so gomolji in plošče roženca. Dolomit in apne-
nec prehajata bočno drug v drugega (K. Grad in L. Ferjančič, 1976,
234	•	U. Premru
L. Babic, J. Zupanič, 1978). Njuna debelina znaša okoli 600 m. Na meji
med srednjo in zgornjo triado je prešla aspidna evgeosinklinala v karbonatno
miogeosinklinalo.
Na zgornjetriadnih plasteh leže liasni kalkarenit, apnenec z gomolji ro-
ženca, lapor, laporni apnenec in breča v debelini 150 m. Doggerske in spodnje-
malmske plasti sestoje iz glinastega skrilavca, ki se menjava z radiolarijskim
rožencem v debelini 50 m. Zgornjemalmske in berriasijske plasti apnenca z go-
molji roženca so debele 30 m (S. B u s e r , 1979). Roženec vsebuje radiolarije
(M. Cousin, 1970). Plasti pripadajo brianconskemu faciesu s kalpionelami
(L, Babic, J. Zupanič, 1978).'Plasti doggerske in malmske serije ter
berriasijske stopnje so nastale v pelagični miogeosinklinali.
Spodnjekredne plasti se prično z brečo, nato se menjavata kalkarenit in
glinasti skrilavec (S. Bus er, 1975), Med hauterivijsko in cenomansko stopnjo
je bila torej sedimentacija turbiditno-pelagična z orbitulinami (L. Babic,
J. Zupanič, 1978). Cenomanske in turonske starosti so plasti glinastega
skrilavca, kalkarenita, mikrita in laporja, senonski pa je volčanski apnenec
z rožencem (S. B u s e r, 1975, B. Ogorelec, L. Sribar, S. Buser,
1976). Senonska sedimentacija se je končala z apneno brečo, laporjem in flišem
(S. B u s e r , 1975). Zgornjekredni sedimenti so nastali v karbonatno-flišni in
flišni miogeosinklinali.
Savinjska cona bi utegnila biti ekvivalentna s trentinsko cono, ki
sta jo opisala J. Aubouin (1963) in A. Desio (1973). Najstarejše plasti
so iz skitske stopnje (si. 1, 2 in 3). Zastopajo jih plastoviti apnenec in laporji.
Sledi neprekinjena skladovnica masivnega in skladovitega apnenca z vložki
dolomita anizične, ladinske, karnijske, noriške in retske stopnje. Noriški in
retski del zaporedja je razvit grebensko. Savinjska cona predstavlja dokaj sta-
A podvoloveljski prelom
A Podvolovljek fault
Južne Alpe: 1—3—2—3 slovenski epigeosinklinalni pas
3—4—5 karantanski epigeosinklinalni pas
1 savinjska cona, 2 slovenska cona, 3—4—5 gorenjska cona, 3 selška pod-
cona, 4 limbarska podcona, 5 zagorska podcona.
Mejna cona med Južnimi Alpami in Zunanjimi Dinaridi: 6 ljubljanska cona.
Zunanji Dinaridi: 7—S—9—10—11 zunanjedinarski epigeosinklinalni pas, 7—8 idrij-
ska cona, 7 kanomeljska podcona, 8 zasavska podcona, 9—10—11
furlanska cona, 9 trebanjska podcona, 10 dolenjska podcona, 11 no-
tranjska podcona.
The Southern Alps: 1—3—2—3 Slovenia epigeosynclinal belt
3—4—5 Carinthia epigeosynclinal belt
1 Savinja zone, 2 Slovene zone, 3—4—5 Upper Carniola zone,
3 Selca subzone, 4 Limbar subzone, 5 Zagorje subzone
Boundary zone between the Southern Alps and Outer Dinarides: 6 Ljubljana zone
The Outer Dinarides: 7—8—9—10—11 Outer Dinaric epigeosynclinal belt, 7—8 Idrija
zone, 7 Kanomlja subzone, 8 Zasavje subzone, 9—10—11 Friuli
zone,9 Trebnje subzone, 10 Lower Carniola subzone, 11 Inner
Carniola subzone
Geološka zgradba osrednje Slovenije
235
bilni karbonatni šelf, ki je vztrajal skozi vso srednjo in zgornjo triado. Njena
debelina znaša okoli 2000 m.
Gorenjska cona. Od slovenske cone se loči po drugačnem razvoju
v triadni, jurski in kredni periodi. V zahodnem delu ozemlja obkroža slovensko
cono, od Smledniškega hriba proti vzhodu pa se razteza v širokem strnjenem
pasu (si. 1, 2, 4 in 5). Za gorenjsko cono je značilna evgeosinklinalna sedimen-
tacija v srednji triadi in spodnji juri. Deli se na tri podcone. Njeno nadalje-
vanje je v evgeosinklinali Igal-Bükk na Madjarskem, kjer jo je opisal G.
Wein (1969).
Selška podcona nosi ime po Selcah in obkroža slovensko cono. Njen
severni krak je na Jelovici, južni pa med Cerknim in Blegošem. Južni krak,
SI. 1. Prvotna razvrstitev strukturno-facialnih con in podcon
v osrednji Sloveniji
Fig. 1. Palinspastic distribution of the structure-facies zones
and subzones in Central Slovenia
236	•	U. Premru
Geološka zgradba osrednje Slovenije
237
238
•	U. Premru
Geološka zgradba osrednje Slovenije
239
SI. 4. Stratigrafske lestvice gorenjske in slovenske cone
(Legenda na si. 8)
Fig. 4. Columnar sections of the Upper Carniola and Slovene zones
(Please see fig. 8 for explanation)
240	•	U. Premru
tj. eksterni del podcone je imenoval M. Cousin (1970) predfurlansko ali
predkraško podcono. Vendar le-ta pripada evgeosinklinali Južnih Alp; zato sem
jo vključil kot posebno podcono v gorenjsko cono in ne v furlansko. Vzhodno
od ljubljanske udorine tvori enoten širok pas. Najbolj diferencirana sedimen-
tacija je bila v srednji triadi, manj v spodnji juri, ko sta se izoblikovala evgeo-
sinklinalna jarka. Na podlagi razlik v sedimentaci j i razdelimo selško podcono
v interni, aksialni in eksterni del (si. 4 in 5). Aksialni del, za katerega so zna-
čilni radiolariti, se razteza od Vranskega prek Kokre in Kranja do Porezna;
severno leži interni del, južno pa eksterni.
Interni del se nadaljuje pod Julijskimi in Savinjskimi Alpami v Karavanke;
v njem so najstarejše plasti spodnjeanizičnega dolomita, ki predstavlja karbo-
natno sedimentacijo nekoliko globljega dela karbonatnega šelfa. V zgornje
anizični stopnji se je pričela evgeosinklinalna sedimentacija, ki je trajala do
srede langobardske podstopnje.
Interni del evgeosinklinalnega jarka sestoji iz plastovitega apnenca in dolo-
mita, menjavanja glinastega skrilavca z apnencem, radiolarijskega roženca
in vložkov laporja. Močno sta zastopana tudi tuf in tufski peščenjak. Zgornji
del skladovnice vsebuje kisle in bazične predomine keratofirja, kremenovega
keratofirja, porfirja, porfirita, dlabaza in spilita. Kisle predomine močno pre-
vladujejo nad bazičnimi. Oboje pripadajo spilitno-keratofirski asociaciji inicial-
nega vulkanizma. Debelina in pogostnost vulkanitov narašča proti internemu
delu jarka, hkrati so razvrščeni v pasovih W-E. Karbonatne kamenine so precej
lapor aste. Na pregibu proti savinjski coni se pelagični sedimenti izklinjajo
v dveh jezikih, dolgih nekaj kilometrov. V spodnjem jeziku sta plastoviti ap-
nenec in dolomit zgornjeanizične, v zgornjem pa spodnjelangobardske starosti.
Zgornji jezik vsebuje tudi tuf in keratofir. V coni pregiba doseže spodnjeani-
zični dolomit z apnencem debelino okoli 1000 m, kar je največja doslej znana
debelina teh plasti v Sloveniji.
Aksialni del selške podcone je ekvivalent slovenske cone. Na površju so
razgaljene najstarejše anizično-ladinske evgeosinklinalne združbe kamenin.
V spodnjem delu skladovnice prevladuje tuf, v zgornjem pa keratofirsko-spi-
litna asociacija, menjavanje laporastega apnenca in glinastega skrilavca, apne-
nec, dobroveljski skrilavec in peščenjak (U. Premru, 1974), tuf v menjavi
s plastmi ali laminami radiolarita ter kisli in bazični vulkaniti. Keratofirsko-
spihtna asociacija je regionalno obtežitveno metamorfozirana in hidro termalno
spremenjena; metamorfozirane kamenine predstavljajo začetni del faciesa
zelenega skrilavca (muskovitno-kloritni subfacies), ki je nastal v globini največ
4 do 5 km (A. Hinterlechner-Ravnik, 1978). Keratofirsko-spilitna
asociacija kamenin kaže na začetno stopnjo razpornega jarka, ki se je formiral
zaradi delovanja globokih prelomov v aksialnem delu pasivnega obrobnega
morja in istočasnem delovanju zemeljskega toplotnega toka. Proti jugu prehaja
keratofirsko-spilitna asociacija Kranjske rebri bočno v pelagični apnenec, ki
predstavlja spremljajoči greben ob razpornem jarku.
Eksterni del selške podcone ima na površju ohranjene tudi skitske kame-
nine, odložene delno konkordantno delno diskordantno na mladopaleozojskih
plasteh. Plastovite klastične in vmesne karbonatne kamenine kažejo na plitev
epikontinentalni šelf.
Geološka zgradba osrednje Slovenije	241
V	spodnjem delu skladovnice leže meljevec, peščenjak, glinasti skrilavec,
dolomit in laporni dolomit z lečami oolita. V zgornjem delu je oolit pogost-
nejši, pojavijo pa se tudi plasti apnenca in laporja. V celotnem skitskem zapo-
redju prevladujejo klastiti. Debelina plasti znaša 80 do 200 m. Spodnjeanizične
kamenine kažejo na kratko karbonatno sedimentacijo nekoliko globljega morja,
Neritični dolomit, delno slabo plastovit, je debel 100 m. Med zgornjeanizično
stopnjo in zgornjelangobardsko podstopnjo so nastali v eksternem delu jarka
psevdoziljske kamenine (glinasti skrilavec in drobnik), pelagični dolomit,
laporni glinasti skrilavec, glinovec, apnenec z vmesnim glinastim skrilavcem,
radiolarijski roženec, vranski ploščasti apnenec in vložki sinsedimentne breče.
V	eksternem delu jarka se je povečala količina glinastih, lapornih in roženčevih
sedimentov. Vložki breče in tufa so tu manj pogostni, posebno tuf nastopa
bolj redko. Med Idrijo in Cerknim so med sedimenti kisle predomine in diabaz
(L. Placer, 1973). Debelino evgeosinklinalnih sedimentov srednje triade
cenimo v internem in eksternem delu jarka po 800 m, v aksialnem delu pa
okoli 1000 m.
Na globokomorskih sedimentih selške podcone sta povsod odložena neritični
dolomit in apnenec, ki obsegata zgornji del ladinske stopnje in vso zgornjo
triado. V zgornjem delu ladinske stopnje in v karnijski stopnji je bil šelf ne-
koliko globlji in odprt, v noriški in retski stopnji pa kaže loferski razvoj
z megalodontidnim apnencem, na občasno zaprti šelf z vmesnim grebenskim
apnencem s koralami. Celotna debelina znaša okoli 200 m na Jelovici in do
1300 m v Savinjskih Alpali,
V	internem delu selške podcone leže v Bohinju delno na zgornjetriadnem
grebenskem apnencu delno na dachsteinskem apnencu z loferiti konkordantno
hierlatski apnenec, oolitni apnenec in apnenec z rožencem, krinoidni apnenec
in roženec. Plasti so debele okoli 600 m. Doggerske starosti so verjetno plasti
roženca (S. B u s e r , J. P a v š i č , 1976). Doggerske in malmske plasti kon-
glomerata, laminiranega lapornega apnenca, peščenjaka ter pole radiolarita
in roženca so debele 300 m (T. B u d k o v i č , 1978).
V	Bohinju so zgornjemalmske in berriasijske plasti mikritnega apnenca
brianconskega faciesa s polami in gomolji roženca debele 25 m. Bolj redke so
plasti laporja, kalkarenita in peščenjaka. Spodnjekredne plasti sestoje iz la-
pornega apnenca, laporja, skrilavca, peščenjaka, konglomerata in roženca (S.
Buser, J. Pavšič, 1979). Liasni sedimenti so nastali v internem delu
evgeosinklinale z vmesnim ozkim plitvomorskim hrbtom hierlatskega apnenca.
V	srednji juri je prešla sedimentacija v miogeosinklinalo, v zgornjem malmu
in berriasijski stopnji v turbiditno-pelagično in nato v spodnji kredi v flišno
miogeosinklinalno.
Ponikvanski skladi na Dobroveljski planoti vsebujejo tuf in kisle predor-
nine (porfir, porfirit, keratofir) (U. Premru, 1975). Ločimo interni del z li-
nijsko razporejenimi vulkaniti, ki se tanjšajo proti aksialnemu delu. V aksial-
nem delu je razvit radiolarit, v eksternem prevladujejo karbonatni in glinasti
sedimenti, piroklastiti pa skoraj povsem izginejo. K internemu delu pripadajo
tudi erozijski ostanki liasnega apnenca z rožencem na Jelovici (K. Grad,
L. Ferjančič, 1976).
Kredni sedimenti leže erozijskodiskordantno na triadni ali jurski podlagi.
K internemu delu selške podcone pripada turonski in senonski fliš s plastmi
6 — Geologija 23/2
242	•	U. Premru
laporja, kalkarenita in lapornega apnenca na Možjanci (A. Ramovš, 1967).
K aksialnemu delu štejem zaporedje pelagičnih usedlin jugovzhodno od Vran-
skega, ki ga je S. B u s e r (1979 b) uvrstil v jursko periodo brez fosilnih do-
kazov. Analize nanoplanktona, ki jih je opravil J. Pavšič, pa dokazujejo kredno
starost sedimentov. V spodnjem delu se menjavajo glinasti, laporno glinasti in
laporni skrilavec z vložki kalkarenita in kalcirudita, ki v zgornjem delu po-
stopno preidejo v ploščast apnenec z radiolarijami in ponekod z vložki roženca.
F. Teller (1907) ga je kartiral kot vranski ploščasti apnenec. Po dosedanjih
spoznanjih pripada del Vranskega ploščastega apnenca ladinski stopnji, del pa
kredi. Južno od tod so na Kozici in na severnem pobočju Cemšeniške planine
ter v istem pasu proti vzhodu erozijski ostanki spodnjekredne do cenomanske
serije plastovitega lapornega apnenca z orbitolinami, laporja, roženca in breče,
ki leži erozijsko diskordantno na triadnem apnencu ali dolomitu. Opisani fliš
pripada eksternemu delu selške podcone.
Limbarska podcona, poimenovana po Limbarski gori nad Morav-
čami. Njeni deli so zaradi postgeosinklinalnih tektonskih premikov ohranjeni
pri Škof j i Loki ter med Lukovico in Cemšeniško planino. Zanjo so značilni
neritični karbonatni sedimenti srednje triade (si. 5). Skitske plasti leže kon-
kordantno na mladopaleozojskih kameninah. Odložene so bile na epikontinen-
talnem šelfu. V spodnjem delu skitske stopnje so se odlagale mei j aste in peščene
plasti, v zgornjem delu pa apnenec in laporni apnenec, v manjši meri tudi dolo-
mit. Leče oolitnega apnenca so pogostnejše v spodnjem delu. Sedimentacija
kaže na podobne razmere kot v eksternem delu selške podcone. Skitske plasti
so debele okoli 150 m.
Neritični dolomit anizične in ladinske stopnje vsebuje izsušitvene pore,
stromatolite, laminite in intraformacijsko brečo. Našteti sedimenti so bili odlo-
ženi ritmično. V zgornjem delu plasti je na severni strani Cemšeniške planine
razvit grebenski apnenec s predgrebensko in intraformacijsko brečo — verjet-
no ekvivalent zgornjelangobardskega dolomita. Zaporedje sedimentov kaže na
zaprti šelf z lokalnim grebenom. Dolomit je debel okoli 800 m.
V karnijski stopnji so se v plitvi miogeosinklinali sedimentirali pelagični
apnenec, dolomit, glinasti skrilavec in roženec. Plasti so debele največ 50 m.
Noriška in retska stopnja imata neritični apnenec in dolomit, razvita lofer-
sko v retski stopnji. Neritična sedimentacija apnenca in dolomita se je nada-
ljevala še v spodnji juri, kjer se pojavijo v apnencu leče z ooidi. Karbonatni
kompleks zgornje triade in spodnje jure je debel okoli 500 m. Evolucija karbo-
natnega šelf a je potekala od globljega odprtega šelf a prek zaprtega šelf a z
loferskim razvojem do odprtega šelfa z ooidnimi plitvinami. Zgornjekredni
sedimenti so ohranjeni le v posameznih krpah, odloženih erozijsko diskordant-
no v času od turona do senona. V turbiditni sedimentaci j i so nastale v flišni
miogeosinklinali plasti breče, peščenjaka, laporja, lapornega apnenca in ro-
ženca.
Zagorska podcona, imenovana po Zagorju ob Savi. Zanjo je zna-
čilna evgeosinklinalna sedimentacija v eksternem delu jarka, ki je na vzhod-
nem delu ozemlja ločena od ostalega eksternega dela z limbarsko podcono in
njeno neritično sedimentacijo, na zahodnem delu ozemlja pa leži južno od slo-
venske cone.
Geološka zgradba osrednje Slovenije
243
SI. 5. Stratigrafske lestvice gorenjske cone
(Legenda na si. 8)
Fig. 5. Columnar sections of the Upper Carniola zone
(Please see fig. 8 for explanation)
Sedimentno zaporedje se prične s konkordantno odloženimi skitskimi kame-
ninami, ki so nastale na epikontinentalnem šelfu (si. 5). V južnem delu podcone
prevladujejo peščene in meljaste plasti, v severnem pa v spodnjem delu skitske
stopnje peščene in meljaste plasti in v zgornjem pelagični apnenec, laporni
apnenec ter leče oolitnega apnenca. Plasti so debele okoli 150 m. Spodnjeani-
zična stopnja sestoji iz neritičnega dolomita. Ponekod je vidna plastovitost.
Dolomit vsebuje stromatolite, izsušit vene pore, intraformacijsko brečo in
ooide. Sledijo si v ritmih v debelini 70 m. Med zgornjeanizično stopnjo in
zgornjim delom langobardske podstopnje je vladala eksterna evgeosinklinalna
244	•	U. Premru
sedimentacija. Okoli Zagorja je razširjen psevdoziljski razvoj drobnika in gli-
nastega skrilavca poleg pelagičnega dolomita, menjavanja plasti apnenca in
glinastega skrilavca, roženca, lapornega dolomita, laporja in intrastratificirane
breče.
V	Kisovcu pri Zagorju je bila na pregibu med zagorsko podcono in ljub-
ljansko cono kondenzirana sedimentacija med zgornjim delom anizične in
spodnjim delom ladinske stopnje. Zgornjeanizične in spodnjeladinske pelagične
usedline zagorske podcone so debele okoli 800 m.
V	zgornjem delu ladinske stopnje prevladuje masivni neritični dolomit
z diploporami, debel 200 m.
Karnijska stopnja je razvita flišno z značilnimi sedimentnimi teksturami.
Plasti sestoje iz dolomita, apnenca, laporja, lapornega apnenca, glinastega
skrilavca in tanjših vložkov breče v debelini 50 do 100 m. Noriška in retska
stopnja sestojita iz masivnega, skladovitega in plastovitega neritičnega apnen-
ca z vložki dolomitiziranega apnenca in dolomita, razvita lofersko v retski
stopnji. Karbonatna sedimentacija se je zvezno nadaljevala v spodnjo juro
z vložki in lečami oolitnega apnenca. Sedimentno zaporedje je podobno kot v
limbarski podeoni in je prav tako debelo okoli 500 m.
Na Rašici je spodnja kreda s cenomanom razvita podobno kot v slovenski
coni. V spodnjem delu prevladujejo pelagično turbiditni sedimenti flišnega
miogeosinklinalnega jarka: apnenec z orbitulinami, breča, glinasti skrilavec in
peščeni mei j. Turonski in senonski lapor, laporni apnenec, roženec in apnenec
z globotrunkanami so nastali v flišnem in karbonatno flišnem miogeosinklinal-
nem jarku. Kredne plasti so debele okoli 200 m.
Zagorska podcona je na vzhodnem delu ozemlja delni ekvivalent eksterne-
ga dela selške podcone, ki je bil ločen od ostalega eksternega dela z limbarsko
podcono. Na zahodnem delu ozemlja pa je zagorska podcona ekvivalent ekster-
nega dela selške podcone.
Mejna cona med Južnimi Alpami in Zunanjimi Dinaridi
Mejno cono, ki loči evgeosinklinalno sedimentacijo Južnih Alp od miogeo-
sinklinalne sedimentacije Zunanjih Dinaridov sem poimenoval kot ljubljansko
cono, ker se razteza zahodno in vzhodno od Ljubljane (si. 1 in 2). Od triadne
periode do spodnje jure je bila to stabilna cona. Ne more veljati P. Mil j u-
ševa (1978) interpretacija, ki pravi, da je prehod med miogeosinklinalo in
evgeosinklinalo pregibna cona. Prav tako so vsi dosedanji avtorji nepravilno
postavljali mejo med obema velikima geotektonskima enotama, saj so prištevali
k evgeosinklinali poleg karbonatnih sedimentov ljubljanske cone tudi miogeo-
sinklinalne sedimente idrijske cone.
Ljubljanska cona. Zanjo je značilna neritična sedimentacija na
karbonatnem šelfu, ki je trajala od začetka anizične stopnje do konca spodnje
jure. Skitske plasti so nastajale na epikontinentalnem šelfu (si. 6). Na površju
je ohranjen le njihov zgornji del. V njem se menjavajo plasti lapornega apnen-
ca, pelagičnega apnenca, dolomita, lapornega dolomita, glinastega skrilavca in
peščenjaka. Vmes so leče oolitnega apnenca in dolomita. V najmlajšem delu
skladovnice prevladuje dolomit. V anizični stopnji in spodnjem delu ladinske
Geološka zgradba osrednje Slovenije	245
stopnje je nastajal neritični plastoviti dolomit z izsušitvenimi porami, stroma-
toliti in intraformacijsko brečo, v zgornjem delu ladinske stopnje pa masivni
neritični diploporni dolomit odprtega šelfa. V zgornji triadi in spodnji juri je
prišlo do manjše diferenciacije v sedimentaciji karbonatnega šelfa. V južnem
delu ljubljanske cone je v karnijski in noriški stopnji stromatolitni dolomit.
Pri Zagorju se je po kratki okopnitveni fazi med retsko stopnjo in spodnjo juro
odložila apnena breča v menjavi z neritičnim apnencem loferskega razvoja.
Severni del ljubljanske cone sestoji iz zgornjetriadnega in spodnje jurskega ne-
ritičnega apnenca in dolomita. Noriški in retski apnenec je razvit lofersko in
vsebuje velike votline, spodnjejurski pa leče z ooidi. Severno od Idrije je med
dolomitom karnijske stopnje razvit grebenski apnenec (I. Mlakar, 1989).
Debelina karbonatnega zaporedja znaša do 1400 m.
Pri Idriji se je karbonatni šelf v ladinski stopnji dvignil v gorovje. Sledila
je erozija, ki je nanašala material v idrijsko cono v obliki olistostrom (I. Mla-
kar, 1969, L. Placer, 1973,1975, L. Placer, J. Car, 1975). Dviganje
je bilo tako močno, da je erozija načela karbonsko podlago.
Zgornjekredna transgresija se je pričela dokaj pozno. Flišni in karbonatno-
flišni sedimenti so se pričeli odlagati v različnih obdobjih turonske in senonske
stopnje, v okolici Domžal na primer šele v zgornjem delu maastrichtske pod-
stopnje.
Zunanji Dinaridi
Zunanje Dinaride Slovenije lahko brez zadržkov primerjamo z Zunanjimi
Dinaridi severovzhodne Italije, Hrvaške in Bosne, saj vpliv zagrebškega pre-
loma ne seže tako daleč. Zanje je značilna plitva in stabilnejša miogeosinkli-
nalna sedimentacija. Razdelil sem jih na dvoje con, idrijsko na severu in fur-
lansko na jugu. Coni sem-razdelili na več podcon (si. 1 in 2).
Idrijska cona. Poimenoval sem jo po Idriji, kjer je bila v rudniku
najbolj preučena. Predstavlja tektonsko najbolj labilni del miogeosinklinal-
nega jarka s tufsko sedimentacijo, ki ga lahko označimo tudi kot aspidno mio-
geosinklinalo. Razdelil sem jo na dve podconi. Ta delitev temelji na cepitvi
orogena na alpski in dinarski del. Zahodna je kanomeljska podcona, imenovana
po Kanomlji pri Idriji, vzhodna pa zasavska podcona po Zasavju. Med Vodi-
cami in Polšnikom prehaja ena podcona v drugo.
Kanomeljska podcona. Skitske plasti so odložene konkordantno
na paleozojski podlagi (si. 6). Na območju Idrije sestoji spodnjeskitska stopnja
iz dolomita in peščenega dolomita, lapornega skrilavca in peščenjaka z vložki
sadre ter oolitnega apnenca in dolomita. Nekatere plasti se ritmično menjavajo.
Debelina spodnjeskitskih plasti je 80 do 170 m (I. Mlakar, 1969). Vzhodno
od Ljubljane nastopajo v spodnjem delu skitske stopnje laporni dolomit, laporni
peščenjak, meljevec, laporni apnenec, peščenjak in glinasti skrilavec. Enaki
sedimenti segajo delno še v zgornji del skitske stopnje. Na idrijskem področju
se v zgornjem delu skitske stopnje poleg dolomita menjavajo plasti lapornega
skrilavca, lapornega apnenca in apnenca. Ponekod je vmes rdečkasto rjavi
peščeni skrilavec. Zgornjeskitske plasti so debele 280 do 350 m (I, Mlakar,
1969). Vzhodno od Ljubljane se zgornjeskitske plasti prično z glinastopeščenimi
sedimenti, ki vsebujejo vložke oolitnega apnenca, više pa slede apnenec, laporni
apnenec, lapor in laporni dolomit. Skupna debelina vseh skitskih sedimentov
246	•	U. Premru
znaša vzhodno od Ljubljane okoli 200 m. Skitski sedimenti so nastali na epikon-
tinentalnem šelfu.
Spodnjeanizični neritični kristalni dolomit in mikritni apnenec z izsušitve-
nimi porami in velikimi intraklasti sta vzhodno od Ljubljane debela komaj
30 m, na Idrijskem pa je dolomat z izsušitvenimi porami debel 10 do 300 m
(1. Mlakar, 1969, J. Car, F. C a d e ž , 1977, L. Placer, J. Car, 1977).
Za zgornjeanizično in spodnjeladinsko stopnjo je značilna aspidna miogeosin-
klinalna sedimentacija. Med seboj se hitro menjavajo plasti laporja, peščenega
laporja, meljevca, peščenjaka, breče, peščenega in lapornega apnenca, roženca,
dolomita, lapornega dolomita, tufskega peščenjaka, mikritnega apnenca, tufa in
tufita. Vmes so manj pogostne leče oolitnega apnenca. Plasti so debele 80 do
500 m. Na Idrijskem je v spodnjem delu plasti apneni in glinasti skrilavec,
konglomerat, breča, peščenjak z lečami apnenca in apnenca z rožencem, v
zgornjem delu pa tuf in tufit s ploščami roženca (L Mlakar, 1969). Klastiti
so odloženi kot intraformacijske in tipične olistostrome (J. Čar, 1975). Ma-
terial zanje je prihajal od severa s kopnega ljubljanske cone in z dvignjenih
grud v kanomeljski podeoni. Erozija je ponekod odstranila skoraj vse starejše
plasti do aniza. V pregibni coni in v severnem delu podcone so med morskimi
sedimenti manjši vložki terigenih in brakičnih sedimentov — boksita, glina-
stopeščenega materiala in kaolinitnih usedlin, ki kažejo na občasne prekinitve
v sedimentad j i, oziroma na emerzije (I. Mlakar, 1969, M. Drovenik,
J. Car, D. Strmole, 1975, L. Placer, J. Car, 1977, F. Cadež,
1977). Debelina miogeosinklinalnih sedimentov na Idrijskem znaša okoli 500 m.
V zgornjem delu langobardske podstopnje se je ponovno formiral karbo-
natni šelf s sedimentacijo neritičnega debelozrnatega dolomita in apnenca
z diploporami. Debelina dolomita meri do 300 m. M. Cigale (1978) ga je
uvrstil v cordevolsko podstopnjo zgornje triade. Vzhodno od Ljubljane je
razvit zgornjeladinski neritični dolomit s ciklotemami, ki sestoje iz breče, nad-
plimskega konglomerata in kristalastega diplopornega dolomita. Značilne so
izsušitvene pore in votline (B. Ogorelec, U. Premru, 1975). Sedimenti
karnijske stopnje so na Idrijskem nastali v karbonatno klastični miogeosin-
klinali, drugod pa v aspidni miogeosinklinali. Na Idrijskem pripadajo corde-
volski podstopnji plasti apnenca, julijski podstopnji plasti apnenca, dolomita,
oolitnega apnenca, tufskega peščenjaka, skrilavca, peščenega apnenca, laporja,
apnenčeve breče, tuvalski podstopnji pa plasti apnenca, laporja, tufskega pe-
ščenjaka, meljevca, apnenčeve breče, konglomerata in dolomita. Debelina cor-
devolskih plasti je okoli 200 m, julijskih okoli 230 m in tuvalskih okoli 200 m
(M. Cigale, 1978). V ostalem delu kanomeljske podcone je bila v karnijski
stopnji aspidna miogeosinklinalna sedimentacija v paraličnem okolju. Hitro se
menjavajo plasti pelagičnega apnenca, glinastega skrilavca, glinovca, dolomita,
laporja, tufa in tufita, presedimentiranega boksita in boksitnega oolita. Plasti
so debele 10 do 150 m. Noriška in retska stopnja sta razviti kot neritični glavni
dolomit s stromatoliti in izsušitvenimi porami. Nastal je na plitvem karbonat-
nem šelfu. O jurskih sedimentih v kanomeljski podeoni še nimamo nobenih
podatkov. Pričakovali bi karbonatno-šelfni razvoj spodnje jure, kakršen je
ohranjen v severno ležeči ljubljanski coni in v nekoliko južneje ležečem po-
daljšku kanomeljske podcone — v zasavski podeoni okoli Gabrovke na Dolenj-
skem. Pri Zagorju je transgresivno odložen kredni fliš cenomanske, turonske
Geološka zgradba osrednje Slovenije
247
Fig. e.Stratigrafske lestvice ljubljanske in idrijske cone
(Legenda na si. 8)
Fig. 6. Columnar sections of the Ljubljana and Idrija zone
(Please see fig. 8 for explanation)
in senonske starosti. Sestoji iz breče, laporja in lapornega apnenca z rožencem,
nastalih v karbonatno-flišni miogeosinklinali.
Zasavska podcona. V osrednji Sloveniji je le malo zastopana, precej
bolj je razširjena proti vzhodu. Najstarejši sedimenti so pelagični. Usedali so se
med zgornjeanizično in spodnjeladinsko stopnjo. V spodnjem delu skladovnice
je temen apnenec z rožencem in s konodonti, v zgornjem delu pa dolomit
248	•	U. Premru
z gomolji in polami roženca (si. 6). Skupna debelina plasti znaša 108 do 200 m.
Nastale so v karbonatni miogeosinklinali, ki se je kot klin vrinila v aspidno
miogeosinklinalo kanomeljske in trebanjske podcone ob ločitvi Južnih Alp in
Zunanjih Dinaridov. Zgornjeladinska sedimentacija je po svojem tipu enaka
sedimentaciji v kanomeljski podconi. Zrnati dolomit, debel 300 do 500 m,
vsebuje sinsedimentarno brečo, izsušitvene pore, nadplimski konglomerat in
korozijske votline. Plasti so odložene v nekaj ciklotemih. Drugačen pa je lito-
loški razvoj od karnijske stopnje do spodnje jure. V karnijski stopnji se je
pričel odlagati neritični apnenec s koralami, ki sega prek noriške in retske
stopnje še v lias. Debelina znaša okoli 400 m. Kredni fliš se pojavi šele v po-
daljšku zasavske podcone proti vzhodu. Sedimentacija se je pričela v spodnji
kredi in je trajala do konca senonske stopnje (M. Pleničar, 1979, L. B a -
bič, 1974, S. Buser, J. Pavšič, 1978).
Furlanska cona. Poimenoval jo je M. Cousin (1970) in jo razdelil
na predfurlansko, sabotinsko in monfalconsko podcono, ki si slede ena za
drugo proti jugozahodu. Predfurlansko podcono je smatral za ekvivalent pred-
kraške podcone, sabotinsko podcono pa za ekvivalent cone visokega Krasa. Pri
novejših raziskavah se je pokazalo, da pripada severovzhodni del predfurlan-
ske podcone gorenjski coni epievgeosinklinalnega dela Južnih Alp, jugovzhodni
del pa delno kanomeljski in delno dolenjski podconi. Obe pripadata epimio-
geosinklinali Zunanjih Dinaridov. Vmesna ljubljanska cona, ki predstavlja
stabilen karbonatni šelf med epievgeosinklinalo in epimiogeosinklinalo, pa je
na področju, ki ga je raziskoval Cousin, pokrita z narivi. Sabotinska podcona
se le delno sklada z notranjsko podcono.
Furlanska cona predstavlja v srednji triadi dokaj stabilno epimiogeosinkli-
nalo, ki je bila občasno prekinjena s karbonatno šelfno sedimentacijo. Ta se je
nadaljevala še v juri in deloma v kredi, ko jo je od severovzhoda proti jugo-
zahodu postopno nadomestila flišna miogeosinklinala.
Furlansko cono sem razdelil na tri podcone, trebanjsko, dolenjsko in no-
tranjsko (si. 1, 2 in 7). Notranjska obsega večji del Zunanjih Dinaridov, dolenj -
ska in trebanjska pa sta pogojeni z različno lego pregiba v liasu in kredi ter
formiranjem plitvega miogeosinklinalnega jarka v spodnji juri.
Trebanjska podcona ima smer NW—SE in je na pavršju samo na
vzhodnem delu ozemlja — na severnem Dolenjskem, medtem ko se proti zahodu
izklinja. Vzrok temu je cepitev orogena na Južne Alpe in Zunanje Dinaride.
Ime sem ji dal po kraju Trebnje.
Spodnjeanizična stopnja je enako razvita kot v idrijski coni, prav tako
zgornji del ladinske stopnje. Zgornjeanizična in spodnjeladinska stopnja pa
obsegata plitvomorske sedimente karbonatne miogeosinklinale s plastmi črnega
apnenca, glinastega skrilavca, dolomita, lapornega dolomita in z vložki konglo-
merata (S. B u s e r , 1974). Sedimenti imajo ponekod peščeno primes. Posa-
mezne leče ooidov in onkoidov kažejo na zaprte bazene s plitvinami. Plasti so
debele do 350 m. Karnijski lapor, laporni apnenec in dolomit so se odlagali
v debelini le nekaj 10 m v plitvi karbonatni miogeosinklinali z močnejšim doto-
kom terigenega materiala.
Noriška in retska stopnja sestoj i ta iz neritičnega glavnega dolomita z izsu-
šitvenimi porami in stromatoliti. V spodnji juri se je formirala plitva karbo-
natna miogeosinklinala. Na površju leži na Dolenjskem (D. T u r n š e k , 1969,
Geološka zgradba osrednje Slovenije
249
SI. 7. Stratigrafske lestvice furlanske cone
(Legenda na si. 8)
Fig. 7. Columnar sections of the Friuli zone
(Please see fig. 8 for explanation)
250	•	U. Premru
S. B u s e r, 1974) intraf ormaci j ska breča med apnencem, ki že pripada pre-
gibni coni med karbonatnim šelfom na jugozahodu in karbonatno miogeosin-
klinalo trebanjske podcone. Pravi miogeosinklinalni sedimenti spodnje jure so
ohranjeni le v Krškem hribovju (M. Pleničar, U. Premru, 1977), ki je
že zunaj obravnavanega ozemlja.
Kredni sedimenti leže erozijsko diskordantno na jurskih ali triadnih plasteh.
Sedimentacija se je pričela v aptijski stopnji krede in je trajala do konca seno-
Kontinentalni facies: 1 boksit
Terigeni facies: 2 konglomerat, 3 peščenjak, 4 lapor, 5 laporni apnenec, 6 laporni do-
lomit, 7 meljevec
Pelagični facies: 8 pelagični apnenec, 9 pelagični dolomit, 10 radiolarit, 11 roženec,
12 apnenec z rožencem, 13 dolomit z rožencem, 14 kalkarenit, 15 glinasti skrilavec
Neritični facies: 16 neritični apnenec, 17 neritični dolomit, 18 dolomitizirani apnenec,
19 grebenski apnenec, 20 grebenski apnenec s školjkami, 21 apnenec s koralami,
22 oolitni apnenec, 24 apnenec z loferiti, 25 stromatolitni apnenec, 26 litiotidni apne-
nec 27 apnenec s kladokoropsisi, 28 apnenec s klipeinami, 29 rudistni apnenec, 30
oolitni dolomit, 31 algin dolomit, 32 stromatolitni dolomit, 33 dolomit z izsušitvenimi
porami
Brečni facies: 34 homogena breča, 35 heterogena breča, 36 biogena breča
Vulkanogeno sedimentni facies: 37 diabaz, spilit in tuf, 38 keratofir, kremenov kera-
tofir, porfirit, 39 porfir, 40 tufi kislih vulkanitov, 41 drobnik, 42 nizko metamorfo-
ziran tuf ski in tufitni skrilavec ter tuf ski peščenjak
Paleogeografske enote: 43 epikontinentalni šelf, 44 karbonatni šelf, 45 epievgeosin-
klinala, 46 epimiogeosinklinala, 47 flišna miogeosinklinala
Drugi znaki: 48 normalna stratigrafska meja, 49 diskordanca, 50 bočni prehod faciesov,
51 pregib
Starost: Sc. skit,, Sp. A. spodnji aniz, Zg. A. zgornji aniz, An. aniz, Fa. fassan, Sp. L.
spodnji langobard,Zgf. L. zgornji langobard, La. ladin, Co. cordevol, Ju. julij, Tv.
tuval, Ka. karnik. No. norik. Re. ret, Li. lias. Do. dogger, Sp. M. spodnji malm,
Zg. M. zgornji malm, Ma. malm, Be. berrias, Sp. K. spodnja kreda. Ce. cenoman.
Tu. turón, Se. senon
Continental facies: 1 bauxite
Terrigenous facies: 2 conglomerate, S sandstone, 4 marl, 5 marly limestone, 6 marly
dolomite, 7 siltstone
Pelagic facies: S pelagic limestone, 9 pelagic dolomite, 10 radiolarite, 11 chert, 12 lime-
stone with chert, 13 dolomite with chert, 14 calcarenite, 15 clayey shale
Neritic facies: 16 neritic limestone, 17 neritic dolomite, 18 dolomitic limestone, 19 reef
limestone, 20 reef limestone with pelecypods, 21 coral-reef limestone, 22 oolitic
limestone, 23 algal limestone, 24 limestone with loferites, 25 stromatolitic limestone,
26 lithiotid limestone, 27 Cladocoropsis limestone, 28 Clypeina limestone, 29 ru-
distid limestone, 30 oolitic dolomite, 31 algal dolomite, 32 stromatolitic dolomite, 33
dolomite with shrinkage pores
Breccious facies: 34 homogene breccia, 35 heterogene breccia, 36 biogene breccia
Volcanic-sedimentary facies: 37 diabase, spilite and tuff, 38 keratophyre, quartz kera-
tophyre, porphyrite, 39 porphyry, 40 acide volcanic tuffs, 41 graywacke, 42 low
grade metamorphic tuff and tuffitic shale and tuffitic sandstone
Paleogeographic units: 43 epicontinental shelf, 44 limestone platform, 45 epieugeo-
syncline, 46 epiniiogeosyncline, 47 flysch miogeosyncline
Other symbols: 48 normal stratigraphie boundary, 49 unconformity, 50 lateral facies
passage, 51 slope
Geological time: Sc. Scythian, Sp. A. Lower Anisian, Zg. A. Upper Anisian, An. Ani-
sian. Fa. Fassanian, Sp. L. Lower Langobardian, Zg. L. Upper Langobardian, La.
Ladinian, Co. Cordevolian, Ju. Julian, Tv. Tuvalian, Ka. Carnian, No. Norian, Re.
Rhaetian, Li. Liassic, Do. Dogger, Sp. M. Lower Malm, Zg. M. Upper Malm, Be.
Berriasian, Sp. K. Lower Cretaceous, Ce. Cenomanian, Tu. Turonian, Se. Senonian
Geološka zgradba osrednje Slovenije
251
na. V flišni in karbonatno-flišni miogeosinklinali so nastali breča, lapor, peščeni
lapor, laporni apnenec in roženec.
Spodnjeanizični dolomit in apnenec sta debela 15 do 30 m, ladinski miogeo-
sinklinalni sedimenti 5 do 350 m, zgornjeladinski dolomit 40 do 410 m, karnijski
skladi karbonatne miogeosinklinalo 10 do 120 m, noriški in retski dolomit 750
do 950 m, jurski sedimenti okoli 100 m in kredni fliš do 1200 m.
Dolenjska podcona. Leži na jugovzhodnem delu osrednje Slovenije.
Južno od Ljubljane je pokrita z nari vi. Proti zahodu se zopet pojavi na Trnov-
skem gozdu.
V spodnjeanizični stopnji je karbonatno-šelfna sedimentacija zastopana kot
drugod v Sloveniji s skladovitim in masivnim dolomitom, debelim okoli 150 do
300 m (si. 7).
Zgornjeanizični in spodnjeladinski apnenec, dolomit, laporni dolomit in
roženec z vložki peščenjaka, konglomerata in breče ter s plastmi pelitskega tufa
(S. B u s e r , 1974) so se usedali v plitvi karbonatni miogeosinklinali. Debeli
so do 150 m. Zgornji del ladinske stopnje sestoji iz masivnega in plastovitega
kristalastega dolomita v debelini 200 do 400 m.
Karnijski skladi se odlikujejo po svoji pestri sestavi. Med seboj se menja-
vajo ploščasti apnenec, glinasti skrilavec, meljevec, peščenjak in boksit. Pone-
kod so odloženi erozijsko-diskordantno. Značilna je tudi majhna debelina kar-
nijskih plasti, saj znaša 10 do 30 m. Sedimentacija je potekala v zelo plitvem
SI. 8. Legenda k facialnim zaporedjem v osrednji Sloveniji
Fig. 8. Explanation of facies sequences from Central Slovenia
252	•	U. Premru
delu miogeosinklinale z začetno kopno fazo in zaprtimi bazeni z močnim vpli-
vom kopnega.
Noriško in retsko sedimentacijo na plitvem zaprtem karbonatnem šelfu
predstavljata plastoviti dolomit s stromatoliti in izsušitvenimi porami ter lo-
ferski apnenec. Debela sta 700 do 900 m.
V	spodnji juri se je formirala plitva karbonatna miogeosinklinala s plastmi
apnenečeve breče in apnenca. Ta facies je znan v literaturi tudi kot severni
razvoj (D. T u r n š e k , 1969, S. B u s e r , 1974). Debelina plasti znaša 325 do
500 m. Na spodnjejurskih plasteh leži erozijsko-diskordantno malmski apnenec,
na njem pa skladoviti apnenec z vložki oolitov (S. B u s e r , 1974). Grebensko
sedimentacijo razdelimo na tri dele. Na severnem robu karbonatnega šelfa je
hidrozojska grebenska bariera, ki ustreza severnemu razvoju z aktinostromato-
poridnimi hidrozoji, na južni strani je zatišni greben s parastromatoporidnimi
hidrozoji, koralami in hetetidami, ki ustreza srednjemu razvoju. Med obema je
ozek plitev medgrebenski jarek z mešano hidrozojsko favno (D. Turnšek,
1969, S. Buser, 1974, M. Pleničar, U. Premru, 1975). Plasti so
debele 350 do 675 m. Sledila je sedimentacija plastovitega apnenca in oolitnega
apnenca v debelini 380 do 500 m. Karbonatna sedimentacija se je nadaljevala
še v spodnji kredi. Zanjo so značilne plasti apnenca z redkimi tankimi vložki
dolomita (S. B u s e r , 1974).
Senonski sedimenti so transgresivni. Predstavljajo flišno sedimentacijo,
laporja, lapornega apnenca in breče. Ohranjeni so kot erozijski ostanki nekdaj
obširne flišne miogeosinklinale.
Dolenjska podcona sega na Trnovski gozd, kjer prehaja v notranjsko pod-
cono. Značilne so majhne debeline jurskih plasti. Spodnja jura z litiotidami
in srednja jura z ooliti sta razviti kot v notranjski podeoni. V zgornji juri je
grebenska sedimentacija. Spodnja kreda je razvita kot karbonatno-šelfni apne-
nec z vložki ooidov (S. Buser, 1973). Podobna sedimentacija se je nadalje-
vala še v zgornji kredi. V cenomanu so lokalno vložki apnenega skrilavca in
roženca, v turonu so grebeni hondrodont, kaprinid, radiolitov in nerinej. Debe-
lina spodnjekrednih plasti skupaj s cenomanskimi znaša okoli 800 m.
Notranjska podcona predstavlja najbolj stabilni del mezozojskega
karbonatnega šelfa, ki je bil le v ladinski in karnijski stopnji spremenjen
v plitvo miogeosinklinalo. Šele konec krede in v eocenu so ga porušila tekton-
ska dogajanja, ki so povzročila formiranje flišne miogeosinklinale. Kredni
pregib med karbonatnim šelfom in flišno miogeosinklinalo na severnem robu
podcone je večina geologov smatrala za pregibno cono med Zunanjimi in No-
tranjimi Dinaridi.
V	skitski stopnji so se na epikontinentalnem šelfu (si. 7) odlagali peščenjak,
apneni meljevec, dolomit, lapor in vložki oolitnega apnenca. Debelina vseh
plasti znaša okoli 150 m (S. Buser, 1974). V anizični, ladinski, noriški in
retski stopnji je bila sedimentacija v vsej furlanski coni podobna, kot sem jo
opisal v dolenjski podeoni. V zgornjeanizični in ladinski stopnji je bila tod
stabilna plitva karbonatna miogeosinklinala, kjer so se usedale plasti temnega
apnenca in glinastega skrilavca (S. Buser, 1974, M. Pleničar, 1970).
Zgornji del ladinske stopnje sestoji iz karbonatno šelf nega masivnega in
redkeje plastovitega kristalastega dolomita z vložki belega in rožnatega apnenca
(S. Buser, 1974), ki bi utegnil biti grebenski apnenec. Debelina dolomita
Geološka zgradba osrednje Slovenije	253
z apnencem znaša 40 do 400 m. Karnijska sedimentacija je bila podobna kot v do-
lenjski podconi, tj. pisana serija apnenca, skrilavca, meljevca in boksita. Me-
stoma se pojavljata tudi tuf in tufit. Značilni sta majhna debelina karnijskih
plasti, okoli 50 m, in erozijska diskordanca. V noriški in retski stopnji se je v
zaprtem karbonatnem šelfu usedal dolomit s stromatoliti in izsušitvenimi porami.
Debel je 750 do 1300 m.
Karbonatno-šelfna sedimentacija se je nadaljevala še v juri in kredi. V spod-
nji juri se menjavata apnenec in dolomit; vmes je litiotidni horizont. Srednje-
jurske plasti sestoje iz oolitnega apnenca in zrnatega dolomita (S. B u s e r,
1973). Spodnjejurska skladovnica je debela 300 do 700 m, srednjejurska pa 200
do 700 m. Malm se odlikuje po skladovitem apnencu in apnencu s plastmi dolo-
mita, v katerem so kladokoropsisi in parastromatoporidni hidrozoji. Sedimenti
so nastajali na zaprtem karbonatnem šelfu. Razvoj je poznan v literaturi
tudi kot južni razvoj (D. T u r n š e k , 1969, S. B u s e r , 1974, M. Pleničar,
1970, M. Pleničar, U. Premru, 1975). Plasti so debele 70 do 280 m.
Tudi v zgornjem malmu prevladujeta apnenec s klipeinami in dolomit. Plasti so
debele 200 do 300 m. Med spodnjim in zgornjim malmom so vložki boksita (S.
Buser, 1979).
V spodnji kredi se je sedimentiral ploščasti apnenec, ki je delno bituminizi-
ran in vsebuje vmesne plasti zrnatega dolomita. Ponekod so vidni tanki stro-
matoliti. V zgornjem delu spodnje krede — v barremu, aptu in albu — so se
pojavile prve grebenske školjke, v zgornji kredi pa so na karbonatnem šelfu
rasli pravi rudistni grebeni (M. Pleničar, U. Premru, 1975). Konec
senona je tudi kredni karbonatni šelf zajela flišna transgresija. Pregib se je
umaknil na skrajni jugozahodni rob ozemlja. Verjetno bi bil to zadosten kriterij
za identificiranje nove podcone, vendar jo bo potrebno še nadrobneje preučiti.
Narivna zgradba
Na ozemlju osrednje Slovenije je možno razlikovati vsaj dve močnejši fazi
nari van j, prvo v ilirsko-pirenejskem orogenetskem ciklusu med srednjim eoce-
nom in srednjim oligocenom v Zunanjih Dinaridih (U. Premru, B. Ogore-
lec, L. Šribar, 1977) in drugo v rodanski fazi na prehodu miocena v pliocen
v Južnih Alpah (U. Premru, 1974). Pri Kamniku, pod Blegošem in pri Cerk-
nem je vidna starejša luskasta zgradba pod mlajšimi narivi. Njen nastanek
lahko postavimo v čas med oligocenom in koncem tortona (U. Premru, 1974).
Manjša lokalna narivanja so bila še v postgeosinklinalnem ciklusu v kvartarju
(U. Premru, 1976). Narivne tektonske enote se ne skladajo povsem z geo-
sinklinalnimi strukturnimi enotami, saj so južnoalpske strukturne enote nari-
njene za več deset kilometrov na strukturne enote Zunanjih Dinaridov. Zato sega
južnoalpska narivna zgradba precej daleč na Zunanje Dinaride. Na zahodnem
delu ozemlja so narivi obeh faz — ilirsko-pirenejske in rodanske faze. Zato ime-
nujemo ta del alpsko-dinarska narivna zgradba ali alpsko-dinarski vmesni pro-
stor. V splošnem pa lahko rečemo, da je na severnem delu ozemlja narivna
zgradba Južnih Alp, na južnem delu ozemlja pa narivna zgradba Zunanjih Dina-
ridov (si. 9).
Nastanek narivov je rekonstruiran na podlagi prevrnjenih in pretrganih gub
ob močnih bočnih pritiskih (I. Mlakar, 1969, L. Placer, 1973, U. Pre-
254	•	U. Premru
Geološka zgradba osrednje Slovenije
255
SI. 9. Narivna zgradba osrednje Slovenije
Fig. 9. Overthrust structure of Central Slovenia
256	•	U. Premru
Legenda k si. 9
Explanation of fig. 9
Južne Alpe
1 savinjski nariv, 2 smrekovška sinklinala, 3 soriški nariv, 4 bohinjska sinklinala,
5 selški nariv, 6 celjska sinklinala, 7 trojanski nariv, 8 tuhinjska sinklinala, 9 koz-
jaški nariv, 10 litijski nariv, 11 laška sinklinala, 12 dolski nariv, 13 vaška sinkli-
nala, M žirovski nariv, 15 kamniška, blegoška in cerkniška luskasta zgradba
Alpsko-dinarski vmesni prostor
27E, 27F idrijska luskasta zgradba, 28F snežniško-hrušiški nariv, 14D krimsko-žirovski
nariv, 14E cerkniško-žirovski nariv, 14F snežniško-žirovski nariv, 9D krimsko-
kozjaški nariv, 7B roško-trojanski nariv, 7D krimsko-trojanski nariv
Zunanji Dinaridi
A topliški nariv, B roški nariv, C ortneški nariv, D krimski nariv, E cerkniški nariv,
F snežniški nariv, G postojnska sinklinala, H eolska sinklinala, I vipavska sinkli-
nala, J logaška sinklinala
Postnarivne enote
16	pliokvartarne udorine
Ostali znaki
17	nariv ali luska na površju, 18 nariv ali luska pod kvartarnimi naplavinami, 19
fleksura, 20 meja terciarnih sinklinal na površju, 21 meja terciarnih sinklinal pod
kvartarnimi naplavinami, 22 antiklinala, 23 sinklinala, 24 sinklinala z inverznim
krilom, 25 antiklinala z inverznim krilom, 26 brahisinklinala
Southern Alps
1 Savinja overthrust, 2 Smrekovec syncline, 3 Sorica overthrust, 4 Bohinj syncline,
5 Selca overthrust, 6 Celje syncline, 7 Trojane overthrust, 8 Tuhinj syncline, .9
Kozjak overthrust, 10 Litija overthrust, ,11 Laško syncline, 12 Dolsko overthrust,
13 Vače syncline, 14 Ziri overthrust, 15 Kamnik—Blegoš—Cerknica imbricate stru-
cture
Alpine-Dinaric intervening space
27E and 27F Idrija imbricate structure, 28F Snežnik-Hrušica overthrust, 14D Krim-
Ziri overthrust, 14E Cerknica-Žiri overthrust, 14F Snežnik-Ziri overthrust, 9D
Krim-Kozjak overthrust, 7B Rog-Trojane overthrust, 7D Krim-Trojane overthrust
Outer Dinarides
A Toplice overthrust, B Rog overthrust, C Ortnek overthrust, D Krim overthrust,
E Cerknica overthrust, F Snežnik overthrust, G Postojna syncline, H Col syncline,
1 Vipava syncline, J Logatec syncline
Structural units originated after overthrusting
16	Plio-Quaternary subsidence basins
Other signs
17	Superficial thrust- and imbricate structure, 18 Thrust- and imbricate-structure
beneath Quaternary desposits, 19 Flexure, 20 Superficial boundary of Tertiary
syncline, 21 Boundary of Tertiary syncline beneath the Quaternary deposits, 22
Anticline, 23 Syncline, 24 Syncline having inverted limb, 25 Anticline having in-
verted limb, 25 Anticline having inverted limb, 26 Brachysyncline
mru, 1974, U. Premru, B. Ogorelec, L. Sribar, 1977). Pri tem so
dale gube najvišjega reda narive, gube nižjega reda pa luske. V južnoalpski
narivni zgradbi so osi gub usmerjene W—E. V čelu nariva so prevrnjena temena
antiklinal z inverznim južnim krilom, ki proti severu prehajajo prek antiklinal
in sinklinal drugega reda v sinklinalo prvega reda, ki ima ponekod inverzno
severno krilo, drugod pa je krilo sinklinale v normalnem položaju. Položaj kril
je odvisen od napredovanja više ležečega nariva proti jugu. Vse sekundarne
gube pa niso spremenjene v luske; ostale so v normalni legi ali pa so prišle
v poševen položaj brez pretrga van j a in luskanja. Največ lusk zasledimo na meji
dveh narivov, kjer je prišlo do največjih deformacij. Tipi gub drugega reda in
Geološka zgradba osrednje Slovenije	257
luskasta zgradba so odvisni od razporeditve notranjih napetosti pri trajanju
bočnih zunanjih sil. Tam kjer je prevrnjena antiklinala v čelu nariva iz mezo-
zojskih kamenin, je sinklinala v severnem delu nariva iz terciarnih kamenin,
tam pa, kjer so prevrnjene antiklinale iz paleozojskih kamenin, so sinklinale iz
mezozojskih plasti.
V	dinarski narivni zgradbi so osi gub usmerjene NW—SE. Bočni pritiski pri
gubanju in narivanju niso bili tako močni kot pri narivanju Južnih Alp. Inten-
zivnost narivanja pada od NE proti SW. Tako so največja narivanja blizu evgeo-
sinklinale in pojenjujejo na področju miogeosinklinale. Hkrati pa upada inten-
zivnost tudi proti NW, ker se narivi izklinjajo v prevrnjene gube ali celo v gube
s strmim in navpičnim jugozahodnim krilom. Od NE proti SW so na površju
v narivih zastopani vse mlajši sedimenti. Na NE so v antiklinalnih delih paleo-
zojski ali starejši mezozojski sedimenti, v sinklinalnih delih narivov pa starejši
ali mlajši mezozojski sedimenti. Na SW so v antiklinalnih delih mlajši mezo-
zojski sedimenti, v sinklinalnih delih pa paleocenski in eocenski sedimenti.
V	alpsko-dinarski narivni zgradbi se mešajo narivi starejše in mlajše faze.
Prva, manj intenzivna guban j a in narivanja so bila v ilirsko-pirenejskem oroge-
netskem ciklusu, druga pa v močnejši rodanski orogenetski fazi. Intenzivnost
narivanja pada proti E. Značilna je tudi smer gub prvega in drugega reda, ki
prav tako potrjuje dvofazno narivanje. Gube imajo dvoje smeri: W—E in
NW—SE. Zastopani sta torej glavni smeri alpske in dinarske narivne zgradbe
(si. 9).
Velikost narivanj je le ocenjena. Največja narivanja je dala nasledstvena
tektonika izredno labilne evgeosinklinale Južnih Alp. F. Kossmat (1910) in
M. L i m a n o v s k y (1910) sta ocenila dolžino narivanja Trnovskega gozda
oziroma žirovsko-trnovskega pokrova (skupaj žirovski, krimsko-žirovski in cerk-
niško-žirovski nariv) 40 km, S. W i n k 1 e r (1923) 25 km, I. Mlakar (1969)
pa 25 do 30 km. Horizontalni premik koševniškega pokrova (=: koševniške luske)
je ocenil I. Mlakar (1969) na 9 km, čekovniškega pokrova (= čekovniške
luske) na okoli 16 km, idrijskega pokrova (= idrijske in kanomeljske luske) od
5 do 10 km. L. Placer (1973) je ocenil premik v>avtohtone« podlage (= snež-
niško-hrušiškega nariva) glede na koševniški pokrov ( = koševniško lusko) 9 km,
koševniški pokrov glede na čekovniški pokrov (= čekovniško lusko) 10 km,
čekovniški pokrov glede na kanomeljski pokrov (= kanomeljsko lusko) 9 km,
kanomeljski pokrov glede na idrijsko lusko 1 do 2 km. Premik idrijske luske
glede na v>avtohtono^< podlago pa je vsota vseh premikov med posameznimi
pokrovi (luskami) in znaša 29 do 30 km. Po U. P r e m r u j u (1974) se je ozem-
lje osrednjega dela Posavskih gub skrčilo zaradi narivanja v razmerju 1:2,7. Iz
palinspastične karte je razvidno, da znaša horizontalni premik tuhinjskega nariva
(= selškega nariva) okoli 10 km, trojanskega nariva 14 do 16 km, nariva tro-
janske antiklinale (= kozjaškega nariva) 8 km, litijskega nariva 9 do 10 km
in dolskega nariva okoli 19 km.
Iz navedenih podatkov sledi, da je horizontalni premik v zahodnih Posavskih
gubah večji kot v osrednjih, v vzhodnem delu pa je najmanjši. Povprečna raz-
dalja horizontalnih premikov pri narivanju znaša 10 do 20 km, dolžina horizon-
talnih premikov pri luskanju pa nekaj 100 m do 10 km. Na močna narivanja
Južnih Alp kaže tudi razpored strukturnih con in podcon. Večji deli nekaterih
teh enot so deloma ali povsem prekriti z narivi. Delni vzrok temu je tudi močna
7 — Geologija 23/2
258	•	U. Premru
prednarivna prelomna tektonika. Za ocenitev posameznih horizontalnih pre-
mikov za vsak del nariva bi bilo potrebno prej oceniti na podlagi facialnih analiz
premike ob prednarivnih prelomih in izdelati modelne analize.
Smer in lega posameznih narivov je vidna na sliki 9. Zaradi različnih imen
istih narivnih enot sem skušal nomenklaturo na novo urediti po enotnem krite-
riju za celotno ozemlje, sicer bi nastala prava zmeda različnih poimenovanj. Pri
poimenovanju narivov v alpsko-dinarski narivni zgradbi sem uporabil sestav-
ljeno ime; prvi del imena pove ime nariva zgradbe Zunanjih Dinaridov, drugi
del pa ime nariva narivne zgradbe Južnih Alp. S tem je upoštevan vrstni red
obeh narivnih faz. Posamezna imena so že ustaljena, druga sem zaradi enotnosti
in preglednosti na novo izbral ali zamenjal. Prvi del imena je pridevniška oblika
geografskega imena, drugi del imena pa je naziv strukturnega elementa. Naj-
večja enota je nariv, manjša je luska. Posebej so poimenovane terciarne sin-
klinale.
Narivna zgradba Južnih Alp
V Južnih Alpah je bilo naj intenzivnejše narivanje v rodanski fazi. Nastalo
je zaradi bočnega stiskanja geosinklinale od severa in juga. Najvišjo narivno
etažo tvori savinjski nariv (U. Premru, 1974), ki sta ga K. Grad in
L. Ferjančič (1976) imenovala zahodno od ljubljanske udorine jelovški
pokrov, drugi geologi pa kot nariv Julijskih Alp. V njem prevladujejo triadne
in jurske plasti gorenjske cone. Na savinjskem nari vu leže erozijski in tektonski
ostanki nekoč enotne smrekovške sinklinale (U. Premru, 1974), ki sestoje
iz oligocenskih vulkanogeno-sedimentnih kamenin. Okoli Sorice prihaja na
površje v ozkem pasu soriški nariv; njegovo tektonsko okno je v Bohinju. Se-
stoji iz zgornjetriadnih karbonatno-šelfnih sedimentov, evgeosinklinalnih sedi-
mentov spodnje jure z ozkim vmesnim grebenom hierlatskega apnenca, miogeo-
sinklinalnih sedimentov srednje jure in krednega fliša selške podcone. V Bohinju
so ohranjeni ostanki oligocenskih molasnih sedimentov nekoč enotne bohinjske
sinklinale, ki veže oligocensko molaso vzhodne Slovenije z molaso severne
Italije. Danes je ta zveza pokrita s savinjskim narivom; delno je bila razkosana
s prelomi in delno erodirana že pred narivanjem. Večji del savinjskega nariva
leži na selškem narivu, ki ga je F. Kossmat (1910) imenoval drobniška cona,
A. W i n k 1 e r (1923) julijska zunanja cona, U. Premru (1974) tuhinjski
nariv ter K. Grad in L. Ferjančič (1976) selška cona. Nariv leži v glav-
nem na ozemlju, ki sta ga v zadnjem času preučevala K. Grad in L. Fer-
jančič; zato sem obdržal njuno poimenovanje po Selcih, vendar sem »cono«
spremenil v v>nariv«, ker uporabljam ime cona za strukturno-facialno enoto.
Zahodni del selškega nariva je v slovenski coni, vzhodni pa v gorenjski coni
z najbolj labilnim delom evgeosinklinale. Terciarna sinklinala, imenovana pr-
votno po Vranskem (U. Premru, 1974), je facialno vzhodni podaljšek sin-
klinale iz okolice Celja; zato jo sedaj imenujem celjska sinklinala. Pri Vranskem
je nastal severni narivni kontakt z luskanjem selške cone, južni narivni kontakt
pa z neotektonskim narivanjem proti severu. Celjska sinklinala je zapolnjena
z oligocenskimi in miocenskimi molasnimi sedimenti. Njen prvotni položaj je
bil na selškem narivu.
Pod selškim narivom leži trojanski nariv (U. Premru, 1974) razdeljen
na dva dela, ker je bilo po neotektonskem gubanju teme gube denudirano. Se-
Geološka zgradba osrednje Slovenije	259
verni del je v selški coni, ki proti jugu prehaja prek sedimentov pregiba v lim-
barsko podcono. Na trojanskem narivu leži tuhinjska sinklinala (I. R a k o v e c ,
1956), zapolnjena z oligocenskimi in miocenskimi molasnimi sedimenti in piro-
klastiti. K njej pripadajo terciarne plasti pri Škofji Loki, na Smledniškem hribu,
na obeh obrobjih gorenjske ravnine in na pobočju Mežaklje nad Jesenicami (F.
Teller, 1901), kjer pride tuhinjska sinklinala v neposredni narivni kontakt
s savinjskim nari vom.
Strukturna enota, imenovana prvotno kot trojanska antiklinala (L R a k o -
vec, 1956), je nariv; tako kažejo raziskave severno od Zagorja in vrtine za-
hodno od Škofje Loke. Po osrednjem grebenu med Tuhinjsko dolino in Crnim
grabnom ga imenujem kozjaški nariv. Sestoji iz karbonskih in permskih ka-
m.enin. Nad Blagovico je njegov severni del fleksurno upognjen v rakitovško
sinklinalo s srednjetriadnimi evgeosinklinalnimi sedimenti (U. Premru,
1974). Kozjaški nariv je vzhodno od ljubljanske udorine narinjen na litijski
nariv, zahodno od nje pa na žirovski nariv. Litijski nariv sledimo od Zagorja
prek Rašice in Šmarne gore vPolhograjske Dolomite, kjer so ohranjene le manjše
erozijske krpe, odtrgane od svojega položaja med kozjaškim in žirovskim nari-
vom. Južni del nariva je v ljubljanski coni, ki v severnem delu prehaja v zagor-
sko podcono. K litijskemu narivu štejem tudi tektonsko okno južno od Želez-
nikov, kjer so ohranjeni vulkaniti eksternega dela srednjetriadne evgeosinkli-
nale. Na litijskem narivu leži terciarna laška sinklinala (L Rako vec, 1956),
ki sega proti zahodu z erozijskimi ostanki pri Domžalah in pod naplavinami
skaručenske kotline do okolice Medvod (L. Zlebnik, 1971). Pod litijskim
narivom leži dolski nariv (U. Premru, 1974); njegov vzhodni del je erozija
razdelila na dvoje, zahodni pa je ohranjen v obliki erozijskih ostankov v Polho-
grajskih Dolomitih. Dalje proti zahodu ga ni več na površju. Dolski nariv
sestoji iz sedimentov ljubljanske in idrijske cone. Pri Vačah in Domžalah so
ohranjeni na njem erozijski ostanki terciarne vaške sinklinale. Pod dolskim
narivom leži žirovski nariv, ki sestoji iz mladopaleozojskih kamenin. Njegov
vzhodni del smo prej imenovali litijska antiklinala (L R a k o v e c , 1956, U.
Premru, 1974), zahodnega pa žirovsko-trnovski pokrov (I. Mlakar, 1969,
L. Placer, 1973) ali škof jeloško-trnovski pokrov (K. G r a d & L. F e r j a n -
čič, 1976). Po facialnih analizah je tudi litijska antiklinala nariv, ki sega še
zahodno od Ljubljane. Njegovo ime ^^žirovski^^ sem povzel po L Mlakarju
in L. P 1 a C e r j u. V škofjeloškem hribovju leže paleozojske kamenine kozja-
škega nariva neposredno na paleozojskih kameninah žirovskega nariva. Narivno
cono označujeta luskasta zgradba in inverzna lega grödenskih, spodnjepermskih
in karbonskih kamenin okoli Sv. Valentina in Sv. Tomaža, kar je bilo ugotov-
ljeno z vrtinami. Med obema narivonia ležeča litijski in dolski nariv je odstranila
tektonska denudacija v času narivanja in poznejša površinska erozija. Ostanki
obeh narivov so v tektonskih krpah v Polhograjskih Dolomitih in v tektonskem
oknu južno od Železnikov.
Narivna zgradba Zunanjih Dinaridov
Na južnem delu osrednje Slovenije je narivna zgradba Zunanjih Dinaridov
nastala v ilirsko-pirenejskem orogenetskem ciklusu. Meja med Južnimi Alpami
in Zunanjimi Dinaridi nima istega položaja kot v mezozoiku, temveč je pomak-
260	•	U. Premru
njena nekoliko kilometrov proti jugu. Narivi in gube imajo smer NW-SE. Na-
stali so zaradi bočnih pritiskov SW-NE. Najbolj na vzhodu leži topliški nariv,
ki je bil dokazan v Dolenjskih Toplicah (U. Premru, B. Ogorelec,
L. S r i b a r , 1977). V njem so kamenine trebanjske in dolenjske podcone. Dalje
proti vzhodu sestoje vsi narivi iz kamenin notranjske podcone. Topliškemu
narivu sledi roški nariv (U. Premru, B. Ogorelec, L. Sribar, 1977).
Njegova jugozahodna meja je večinoma zabrisana z mlajšimi neotektonskimi
prelomi. Ortneški nariv sem imenoval po vasi Ortnek na Dolenjskem. Zanj je
značilna luskasta zgradba pri Zelimljah in inverzna lega permskih skladov pri
Ortneku, Turjaku in Podsmreki v čelu nariva. Krimski nariv, imenovan po gori
Krim, ima skitske in anizične plasti narinjene na zgornjetriadni dolomit (S.
Buser, 1965, M. Pleničar, 1970, C. Slebinger, 1953), znotraj na-
riva pa je luskasta zgradba (M. Pleničar, 1970). Narivno zgradbo Zunanjih
Dinaridov lahko sledimo še pod narivi Južnih Alp v polhograjsko-vrhniške nize.
Vanje se nadaljujejo topliški, roški, ortneški in krimski nariv s kameninami
idrijske cone in notranjske podcone, ker potekajo narivi diagonalno na struk-
turne cone. Cerkniški nariv sem imenoval po vasi Cerknica. Triadne, jurske
in kredne plasti so narinjene na kredne plasti snežniškega nariva. Ponekod je
zgradba nariva luskasta (M. Pleničar, 1970). Del zgornjetriadnega dolomita
okoli Rakeka (znan tudi pod imenom rakeško-cerkniška gruda) tvori čelo nariva
z inverzno lego plasti. Jugozahodno od Logatca je ohranjeno dvoje erozijskih
krp eocenskega fliša; analogno kot pri drugih narivih gre verjetno za ostanke
večje sinklinale, ki sem jo po Logatcu imenoval logaška sinklinala.
Snežniški nariv, imenovan po gori Snežnik, je iz krednega apnenca, ki se je
narinil na eocenske plasti med Prestrankom in Knežakom (M. Pleničar,
1959), kjer pa ni pravega tektonskega okna, ampak so zaradi erozije in inverzne
lege pogledale mlajše plasti izpod starejših v obliki oken brez narivne meje.
Na snežniškem narivu leži okoli Postojne postojnska sinklinala z eocenskim
flišem. V večjem jugovzhodnem delu poteka njena os NW-SE, v severnem delu
pod narivom Hrušice pa ima smer W-E z inverznim severnim krilom, kar kaže
na vpliv narivne zgradbe Južnih Alp. Najbolj zahodna enota je vipavska sinkli-
nala, imenovana po Vipavi. S. B u s e r (1973) jo je imenoval goriško-vipavski
sinklinorij. Oznaka sinklinorij ni upravičena po nobeni sedaj veljavni definiciji,
ime sem poenostavil tudi zaradi enotnega poimenovanja. Vipavska sinklinala
sestoji iz paleocenskega apnenca in eocenskega fliša. Pod Nanosom in pri Kne-
žaku leže plasti severovzhodnega krila inverzno (M. Pleničar, 1959).
Alpsko-dinarski vmesni prostor
Za zahodni del osrednje Slovenije sta značilni dve fazi narivanja, prva v ilir-
sko-pirenejskem orogenetskem ciklusu, druga pa v rodanski orogenetski fazi.
Mlajša faza je bila močnejša od starejše. Obe fazi se ločita tudi po smeri nari-
vanja, v starejši imajo narivi smer NW-SE, v mlajši pa W-E. Obe smeri sta
zastopani tudi v gubah prvega in drugega reda. Posamezne narive sem imenoval
s sestavljenimi imeni narivov starejše in mlajše faze, ker se v njih mešajo narivi
Zunanjih Dinaridov in Južnih Alp.
V podaljšku trojanskega nariva sledi okoli Blegoša roško-trojanski nariv,
ki je bil v starejši fazi narinjen kot roški nariv, v mlajši pa kot trojanski. Se-
Geološka zgradba osrednje Slovenije	261
stoji iz kamenin idrijske cone. Zahodno od Cerknega je bil trojanski nariv v sta-
rejši fazi narinjen tudi kot krimski nariv. Zato ga imenujem krimsko-trojanski
nariv. Njegovo facialno zaporedje ustreza slovenski in gorenjski coni. Kozjaški
nariv se nadaljuje južno od Cerknega, kjer je bil v starejši fazi narinjen tudi
kot krimski nariv. Zato ga imenujem krimsko-kozjaški nariv. Poleg permskih
sedimentov vsebuje tudi kamenine eksternega dela selške podcone.
Žirovski nariv je bil proti zahodu naguban in narinjen v starejši fazi kot
krimski, cerkniški in snežniški nariv. Žirovski vrh in Oselica sta del krimsko-
žirovskega nariva, ki sestoji iz karbonskih, spodnjepermskih, grödenskih in
zgornjepermskih plasti. Cerkniško-žirovski nariv vsebuje kamenine gorenjske,
ljubljanske in idrijske cone, ki potekajo diagonalno prek nariva. Trnovski gozd
je snežniško-žirovski nariv z dvojnim čelom in inverzno lego plasti (M. Ple-
ničar, 1970, S. B u s e r , 1973). Prvo čelo je nastalo v starejši fazi narivanja
v smeri NW-SE, drugo pa v mlajši fazi v smeri W-E. Facialno ustreza idrijski
in furlanski coni, oziroma njihovim podconam: kanomeljski, trebanjski, dolenj-
ski in notranjski. Hrušica in Nanos tvorita snežniško-hrušiški nariv, ki je nastal
prav tako v dveh fazah. Njegovo nadaljevanje proti vzhodu se izklinja ali pa leži
pod žirovskim narivom in danes ni vidno na površju. Po starejši fazi narivanja
pripada snežniškemu narivu. V njegovem jugozahodnem čelu ima antiklinala
prvega reda inverzno krilo. Na snežniško-hrušiškem narivu leži eolska sinkli-
nala, imenovana po Colu, ki se je iz prvotne smeri NW-SE preusmerila v smer
W-E. Sestoji iz eocenskega fliša z inverznim severnim krilom sinklinale. Po
starejši fazi narivanja je tvorila skupaj s postojnsko sinklinalo enotno postojn-
sko-colsko sinklinalo z osjo NW-SE.
Med cerkniško-žirovskim, snežniško-žirovskim, snežniško-hrušiškim in cerk-
niškim narivom leži idrijska luskasta zgradba. Sestoji iz štirih lusk: koševniške,
čekovniške, kanomeljske in idrijske, ki sta jih I. Mlakar (1969) in L. Pla-
cer (1973) imenovala pokrove. Narivanje in luskanje manjšega obsega — do
100 m — se je pričelo že v ilirsko-pirenejski fazi v mlajšem eocenu, glavna faza
je bila rodanska konec miocena. Rezultanta premikov NNE-SSW, ki sta jo po-
dala I. Mlakar (1969) in L. Placer (1973), je v resnici sestavljena iz
NE-SW in N-S komponente. v>Avtohtona« podlaga (L. Placer, 1973) je del
snežniško-hrušiškega nariva. Okoli Idrije je v zgornjem delu idrijske luskaste
zgradbe idrijska cona (kanomeljska podcona), v spodnjem delu pa furlanska
cona (notranjska podcona). V zgornji Kanomlji je v luskasti zgradbi pregib med
idrijsko in ljubljansko cono, v najvišji luski je celo selška podcona z diabazom
in keratofirjem eksternega dela evgeosinklinale. Luska se je morala pri nari-
vanju odtrgati od se verne j e ležečih narivov z evgeosinklinalnimi sedimenti
selške podcone, kar kaže na izredno kompliciran mehanizem nastanka idrijske
luskaste zgradbe, v kateri so imeli pomemben delež tudi prednarivni prelomi.
Prednarivni prelomi
Evidentirani so samo veliki prelomi, ob katerih so znašali skoki več kot
razdalje med posameznimi strukturnimi enotami alpidskega geosinklinalnega
ciklusa. Ohranjeni so deli prelomov v posameznih narivih. Vsi so bili v neotek-
tonskem obdobju ponovno aktivirani. Njihov potek sem določil v zgornji narivni
etaži, ali pa sem sklepal nanje po razmerah v spodnji narivni etaži. Nekateri so
pokriti s terciarnimi in kvartarnimi sedimenti.
262	•	U. Premru
Zahodno od ljubljanske udorine ima sistem prelomov smer NW-SE z desnimi
in levimi premiki. To so idrijski, sovodenjski, škofjeloški, ratitovški in blejski
prelom. Ob spodnji Idrijci kaže razporeditev kanomeljske in trebanjske podcone
na prednarivno aktivnost idrijskega preloma, kot sta bila menila že F. Koss-
mat (1909) in A. Winkler (1923). Vendar so za to potrebne nadrobnejše
raziskave. Desni premik trebanjske podcone z obeh strani preloma znaša okoli
dva in pol km, celotni premik ob idrijskem prelomu pa okoli tri in pol km.
V severnem delu topliškega nariva poteka pod žirovskim narivom močan
ratitovški prelom, ki je bil v neotektonskem obdobju aktiviran tudi v žirovskem
narivu. Ob njem se je z desnim horizontalnim premikom premaknilo severo-
vzhodno krilo za več kot 30 km proti SE. Premaknil je ljubljansko in idrijsko
cono. Premik je ocenjen na podlagi palinspastičnega razvitja topliškega, žirov-
skega in litijskega nariva, ker se obe strukturni coni pojavljata v topliškem
narivu in se nadaljujeta v litijskem narivu. Torej moramo nadaljevanje rati-
tovškega prednarivnega preloma iskati v vseh treh omenjenih narivih.
Blejski prelom poteka večinoma pod kvartarnimi in terciarnimi sedimenti
ljubljanske udorine. Levi horizontalni premik ob njem znaša okoli štiri km.
Evidenten je v litijskem narivu, kjer je premaknil zagorsko podcono in ljub-
ljansko cono. Pri Kranju poteka v selškem narivu drugi del blejskega preloma
prav tako z levim horizontalnim premikom, ki je premaknil gorenjsko in slo-
vensko cono za najmanj en km. Ker je bila njuna prednarivna aktivnost v dveh
različnih narivih in se pri palinspastičnem razvitju narivne zgradbe oddaljita
eden od drugega, gre verjetno za dva različna preloma, ki sta bila po narivanju
v neotektonskem obdobju aktivirana kot blejski prelom. Zato sem poimenoval
prednarivni prelom v selškem narivu kot blejski prelom I, v litijskem narivu
pa kot blejski prelom II.
K sistemu transkurentnih prelomov z desnimi premiki v narivih Savinjskih
Alp štejem prednarivno aktivnost savskega, savinjskega in kamniškega preloma.
Neotektonski savski prelom sestoji iz dveh prednarivnah prelomov, savskega
preloma I in savskega preloma II. Savski prelom I gre po Gornjesavski dolini
in pod terciarnimi sedimenti tuhinjske sinklinale v trojanskem narivu med
Jesenicami in Spodnjo Kokro. Prednarivna aktivnost savskega preloma je izra-
žena med Spodnjo Kokro in Gornjim gradom v savinjskem narivu. V dolini
Crne pri Kamniku in na Gorenjskem je bil z erozijo tega dela savinjskega nariva
odstranjen. Pred narivanjem sta bila torej savski prelom I in savski prelom II
vzporedna med seboj in daleč narazen. Po narivanju savinjskega nariva na
selški nariv in selškega nariva na trojanski nariv pa sta prišla oba preloma
skoraj eden nad drugega. V neotektonski dobi se je izoblikoval v starih prelom-
nih conah drugačen tip deformacij, ki so jih povzročili povsem drugače usmer-
jeni pritiski. Medtem ko sta nastala savski prelom I in savski prelom II zaradi
vzdolžnega striga, je neotektonski savski prelom nastal zaradi vertikalne inverzne
kompresije. Pri tem se je jugozahodno krilo močno ugreznilo. Med Gornjesavsko
dolino, Jesenicami in Stahovico je prevzel staro traso, od Stahovice proti No-
vemu mestu pa se je trasa na novo formirala (U. Premru, 1976). Predna-
rivni savski prelom II je transkurentni prelom z značilno spremembo prvotne
NW-SE smeri v njegovem severozahodnem delu v smer W-E v njegovem vzhod-
nem delu. Ob njem se je prehod med savinjsko in gorenjsko cono premaknil
v desno za okoli 80 km proti NE. Isti prehod med obema conama je v Julijskih
Geološka zgradba osrednje Slovenije	263
Alpah na Mežaklji, v Savinjskih Alpah pa okoli Krvavca. Na področju Krvavca
znaša vertikalni premik ob savskem prelomu II po stratigrafskih podatkih okoli
1200 m. Ugreznilo se je južno krilo. V dolini Crne je skok še večji, ker so bila
velika vertikalna ugrezanja ob pravokotno potekajočem kamniškem prelomu.
Vertikalni premik znaša tod okoli 2600 m; ugreznjeno je prav tako južno krilo.
Sovodenjski prelom z desnim premikom poteka v krimskem narivu, njegov
večji del je pokrit s krimsko-žirovskim narivom. Idrijska cona je bila ob njem
premaknjena za okoli 25 km proti NW. V selškem narivu je ohranjen del škofje-
loškega preloma, ki loči slovensko in gorenjsko cono. Horizontalni premik ob
njem je za sedaj težko določiti, znaša pa najmanj 12 km v desno. Po smeri in
premiku bi lahko pripadal tudi sistemu transkurentnih prelomov Savinjskih
in Julijskih Alp, ker je z njimi vzporeden in ima prav tako desni horizontalni
premik.
K transkurentnemu sistemu prelomov štejem tudi kamniški in savinjski
prelom. Kamniški prelom gre pravokotno na savski prelom. Njegova smer je
N-S. Ob njem so bili v prednarivnem obdobju premiki vertikalni. Poteka prav
tako v savinjskem narivu in je bil v neotektonskem obdobju ponovno aktiviran.
Ob njem se je področje Krvavca ugreznilo glede na Veliko planino za približno
1400 m.
Sistem transkurentnih prelomov spremlja periadriatski lineament. Njihova
zadnja aktivnost se je v mnogo manjši meri manifestirala v neotektonskem
obdobju v šoštanjskem, smrekovškem, ljutomerskem, ormoškem in donačkem
prelomu (Premru, 1976), ki pa leže severno od obravnavanega ozemlja.
V Podvolovljeku poteka pod terciarnimi kameninami v savinjskem narivu
podvoloveljski prelom, ki je bil prav tako ponovno aktiviran v neotektonskem
obdobju. Ob njem se je premaknil prehod savinjske cone v gorenjsko cono v levo
za okoli 25 km proti NE. Istočasno se je zahodno krilo dvignilo za okoli 1400 m.
Njegovo nadaljevanje je v erodiranem delu selškega nariva, kjer je z levim
premikom premaknil slovensko cono za najmanj štiri km, verjetno pa precej
več. Drugo njegovo nadaljevanje je v pokritem severnem delu ortneškega nariva,
kjer je odrezal idrijsko cono. Njegovo nadaljevanje je zaradi horizontalnih pre-
mikov ob sovodenjskem prelomu treba iskati v cerkniškem narivu pod idrijsko
luskasto zgradbo. Podvoloveljski prelom je po vsej verjetnosti reaktiviran
transformni prelom. Vzporeden je zagrebškemu transformnemu prelomu, le da
ima nasprotno usmerjen premik. Prav tako mu pojema intenzivnost od NE
proti SW. Po tem sklepam, da je moral biti aktiviran že v obdobju diferenciacije
geosinklinalnega prostora Južnih Alp in Dinaridov. V razmerju do drugih pred-
narivnih prelomov ima starejšo in mlajšo fazo aktivnosti.
Obdobje aktivnosti prednarivnih prelomov je težko točneje določiti. Ker je
bila 1. faza narivanj v ilirsko-pirenejskem orogenetskem ciklusu med srednjim
eocenom in srednjim oligocenom, lahko postavim aktivnost prednarivnih prelo-
mov v dobo pred srednjim eocenom. Na to kaže enak facies srednjeoligocenskih
sedimentov na obeh straneh kamniškega in podvoloveljskega preloma, medtem
ko so bile geosinklinalne strukturne enote vključno senonske zaradi prednarivne
prelomne aktivnosti premaknjene. Na podlagi teh skopih podatkov datiram nji-
hovo aktivnost z laramijsko orogenetsko fazo med koncem senonske stopnje in
začetkom srednjeeocenske epohe. Verjetno se to obdobje ujema z emerzijo med
kredno in paleogensko periodo, ko je nastajal boksit. Starejše paleogenske plasti
264	•	U. Premru
so na Primorskem in Notranjskem razvite kot sladkovodni in brakični apnenec
s premogom liburnijske stopnje. Nato je polagoma prevladal morski razvoj
miliolidnega in alveolinskega apnenca (M. Pleničar, A. Polšak, D. Si-
ki ć, 1973, D. Šikič, M. Pleničar, 1975). Na Brkinskem so izrazite
fosilne strme obale (D. Sikić, M. Pleničar, 1975), ki kažejo na močne
prelome. V Istri kažejo stratigrafske razmere (K. Drobne, 1979) na tektonska
dogajanja med koncem senonske stopnje in začetkom eocenske epohe. O tek-
ton.ski aktivnosti ozemlja pričajo sladkovodne in brakične plasti ter breče. Po
stratigrafskih podatkih lahko datiram aktivnost prelomov med koncem krede
in začetkom cuisija, kar bi ustrezalo laramijskim fazam. V jugozahodnem delu
ozemlja so torej prevladovali prelomi NW—SE s horizontalnimi levimi in desni-
mi premiki ter bočnimi pritiski, ki so vzporedni s smerjo prelomov. Lahko bi jih
primerjal s 5. neotektonsko fazo, le da so bili premiki veliko močnejši. Na sever-
nem delu ozemlja prevladuje transkurentni sistem prelomov, ki bi ga lahko pri-
merjal z aktivnostjo 7. neotektonske faze (U. Premru, 1976). Oba sistema
prelomov sta bila aktivna v istem obdobju, kar velja tudi za obe prej omenjeni
fazi v neotektonskem obdobju med srednjim in zgornjim pliocenom. Gre torej
za nasledstveni tip disjunktivne tektonike. Med opisanimi prelomi kaže dolo-
čene posebnosti podvoloveljski prelom. Gre za transformni prelom, ki je pre-
maknil strukturne cone alpidskega geosinklinalnega ciklusa. Njegova smer je
NE—SW. V Zunanjih Dinaridih poteka pravokotno na strukturne cone, v Juž-
nih Alpah pa diagonalno, ker se tod strukture obrnejo proti vzhodu. Poleg
neotektonske aktivnosti nekaterih njegovih delov je očitna tudi aktivnost v lara-
mijskih fazah in še starejših v tektonsko najaktivnejšem obdobju diferenciacije
alpidske epigeosinklinale.
Mezozojske strukture, terciarna narivna zgradba in neotektonika
Najlabilnejši del alpidske geosinklinale na slovenskem ozemlju je evgeosin-
klinala Južnih Alp, ki je nastala v geosinklinalnem ciklusu po diferenciaciji
enotnega skitskega in spodnjeanizičnega epikontinentalnega šelfa. Ta labilnost
se je odrazila tudi v tardigeosinklinalnem ciklusu, ko se je v rodanski fazi
epievgeosinklinalni prostor Južnih Alp narinil na stabilnejši miogeosinklinalni
prostor Zunanjih Dinaridov. Nasledstveni tip tektonike se je uveljavil tudi v
postgeosinklinalnem ciklusu — v neotektonskem obdobju. Posebno lepo je
vidna nasledstvena tektonika v 1. neotektonskem ciklusu, ko se je v 6. fazi
v zgornjepliocenski epohi narivna zgradba Južnih Alp zaradi bočnih pritiskov
N—S nagubala. Na temenih gub so nastali gravitacijski prelomi, na krilih pa
reverzni prelomi s smerjo W—E. Zunanji pritiski so bili enako usmerjeni kot pri
narivanju, vendar so bili precej šibkejši, tako da do narivanja ni prišlo (U.
Premru, 1976). Neotektonska meja med Južnimi Alpami in Zunanjimi Di-
naridi se ne sklada z mejo narivne zgradbe, še manj pa s strukturno facialno
mejo. Narivi Južnih Alp leže nekaj 10 km proti jugu na Zunanjih Dinaridih.
Neotektonska zgradba je sledila na jug narivom Južnih Alp. Sla pa je še nekoliko
kilometrov dlje proti jugu. Tektonizacija je poleg postopnega bočnega stiskanja
ozemlja povzročila tudi postopen pritisk epigeosinklinalnega prostora Južnih
Alp na Zunanje Dinaride.
V neotektonsko obdobje uvrščam del postgeosinklinalnega ciklusa alpidske
orogeneze od srednjega pliocena do danes. Neotektonska aktivnost se je pričela
Geološka zgradba osrednje Slovenije	265
konec spodnjepliocenske peneplenizacije, ko je bil peneplen razkosan na grude.
Prevladovala je disjunktivna tektonika. Gubanje je spremljalo le nekaj najmoč-
nejših neotektonskih faz, medtem ko se je narivanje uveljavilo v zelo majhni
meri in še to lokalno.
Meja med Južnimi Alpami in Zunanjimi Dinaridi ter njihovo razpiranje
Mejo med Južnimi Alpami in Zunanjimi Dinaridi sem postavil po B. C i -
ricevi (1974) razdelitvi Dinaridov na Notranje in Zunanje Dinaride; Notra-
njim Dinaridom pripada epievgeosinklinala. Zunanjim Dinaridom pa epimiogeo-
sinklinala. Meja med obema je vmesni triadno-jurski karbonatni šelf, ki se ne-
koliko odrazi še v kredi. Prav tako kot si sledi normalno bočno zaporedje faciesov
iz epimiogeosinklinale prek vmesnega karbonatnega šelfa v epievgeosinklinalo,
oziroma Zunanjih Dinaridov v Notranje, analogno Zunanji Dinaridi bočno pre-
hajajo v Južne Alpe.
Meja med Zunanjimi Dinaridi in Južnimi Alpami se je začela oblikovati že
v spodnjem delu skitske stopnje. V Zunanjih Dinaridih je prevladoval lagu-
nami in plitkornorski facies klastitov s peščenimi sipinami in evaporitnimi lagu-
nami, v Južnih Alpah pa karbonatni sediment nekoliko globljega morja z oolit-
nimi plitvinami odprtega šelfa. V spodnjeanizični stopnji je bil na področju
Južnih Alp globlji odprti karbonatni šelf, v Zunanjih Dinaridih pa plitvomorski
zaprti šelf z lagunami in blatnimi plitvinami, na meji pa tudi z oolitnimi plitvi-
nami. Najbolj očitna razlika je nastopila v zgornjeanizični in spodnjeladinski
stopnji, ko se je v Južnih Alpah formirala epievgeosinklinala, v Zunanjih Dina-
ridih pa epimiogeosinklinala. Pokazala se je tudi razlika v paleogeografskih
razmerah na obeh straneh podvoloveljskega preloma. Zahodno od njega je
v slovenski in gorenjski coni enotna epievgeosinklinala, ki je vztrajala do
spodnje jure, vendar se je v zgornjeladinski, noriški in retski stopnji zožila na
slovensko cono. Vzhodno od preloma je bila zgornjeanizična in spodnjeladinska
epievgeosinklinala razdeljena z vmesnim karbonatnim šelfom. Epievgeosinkli-
nalna sedimentacija je bila prekinjena z zgornjeladinsko in noriško-retsko kar-
bonatno-šelfno sedimentacijo ter karnijsko karbonatno-šelfno in epimiogeosin-
klinalno sedimentacijo. Kratek čas se je epievgeosinklinala aktivirala zopet
v spodnji juri. V Zunanjih Dinaridih se je menjavala epimiogeosinklinalna se-
dimentacija s karbonatno-šelfno. V zgornjeanizični in spodnjeladinski stopnji je
bila epimiogeosinklinala, v zgornjeladinski, noriški in retski stopnji karbonatni
šelf, v karnijski stopnji in spodnji juri pa epimiogeosinklinala in karbonatni
šelf. V srednji in zgornji juri se je v Južnih Alpah preoblikovala epievgeosin-
klinala v epimiogeosinklinalo, v Zunanjih Dinaridih pa je bila karbonatno-
šelfna sedimentacija, ki je trajala še v kredi. Meja med obema enotama je vidna
še v kredi; v spodnji kredi sta nastala zahodno od podvoloveljskega preloma dva
flišna jarka, vzhodno pa trije. V Južnih Alpah se je zahodno od podvoloveljske-
ga preloma pričela v internem delu selške podcone in v slovenski coni pelagična
flišna sedimentacija že v berriasijski stopnji. Vzhodno od njega se je pričela
flišna sedimentacija v aksialnem delu selške podcone sredi spodnje krede. Vzpo-
redno z njo pa se je pričela flišna sedimentacija v istem obdobju tudi v zagorski
podconi. V Zunanjih Dinaridih je nastal flišni jarek v zasavski podconi prav
tako sredi spodnje krede. Iz opisanih flišnih miogeosinklinal so se zaradi tekton-
skih procesov jarki bočno širili do konca krede, v Zunanjih Dinaridih pa tudi še
266	•	U. Premru
V	paleocena in eocenu. Pri širjenju flišne sedimentacije je najdlje vztrajala
ljubljanska cona, tj. mejna cona med Zunanjimi Dinaridi in Južnimi Alpami.
Posamezne dele cone je flišna transgresija zajela šele v zgornjem maastrichtu.
V	tem delu Slovenije tudi poznejša sedimentacija terciarne notranje molase ni
prešla mejne cone med Južnimi Alpami in Zunanjimi Dinaridi.
Meja med obema glavnima tektonskima enotama je bila torej skoraj v celotni
mezozojski eri dokaj stalna in očitna. Opazna je bila tudi še v terciarju. Kot
dokaj stabilna gruda je kljubovala močnim tektonskim procesom v obeh glavnih
obdobjih alpidske orogeneze — v geosinklinalnem in tardigeosinklinalnem ci-
klusu. Šele močna postgeosinklinalna tektonizacija jo je delno uničila, ko je bolj
aktiven epievgeosinklinalni prostor Južnih Alp s svojimi značilnimi strukturami
prešel konec miocena in v pliocenu na epimiogeosinklinalni prostor Zunanjih
Dinaridov.
Po geomagnetnih meritvah naj bi se bila cepitev orogena na Alpe in Dinaride
pričela šele v eocenu. Razpored strukturnih con pa kaže, da se je cepitev pričela
že v zgornjeanizični in spodnjeladinski stopnji in se nadaljevala v karnijski
stopnji in spodnji juri. Značilno pa je, da se cepitev javlja zahodno od podvolo-
veljskega preloma. Pri tem se že kaže razlika v usmerjenosti ju^noalpskih in
zunanjedinarskih struktur in razširjanje epigeosinklinalnega prostora vzhodno od
podvoloveljskega preloma (si. 1). Tako se vzhodno od preloma v Zunanjih Dina-
ridih izklinja trebanjska podcona od vzhoda proti zahodu. V epievgeosinklinali
Južnih Alp pa se v gorenjski coni vrineta limbarska in zagorska podcona. Ver-
jetno se dalje proti vzhodu vrivajo še nove podcone. Najbolj značilna je paleo-
geografska rekonstrukcija v spodnji juri, ko se zahodno od podvoloveljskega
preloma združita epikontinentalni karbonatni šelf in vmesni karbonatni šelf, ki
loči epimiogeosinklinalo od epievgeosinklinale, ker se spodnjejurska epimiogeo-
sinklinala trebanjske podcone izklinja proti zahodu. Kaj je povzročilo cepitev,
lahko le domnevamo. Verjetno je bila to posledica razširjanja oceanske plošče
na severu v geosinklinalnem ciklusu ob sočasnem delovanju jadranske plošče
na jugozahodu (A. G. Smith, 1976, J. E. T. Chanell, F. Horvath,
1976), ali pa predpostavljena desna rotacija Balkanskega polotoka (S. W. Ca-
rey, 1958) ob levi rotaciji Apeninskega polotoka (M. Boccaletti, G.
Guazzone, 1974, 1977).
Strukturno-facialne enote in tektonika plošč
Teorija tektonike plošč loči troje vrst plošč — kontinentalno, oceansko in
prehodno oceansko ploščo. Za kontinentalno ploščo je značilna kristalinska osno-
va in sedimenti marginalnih geosinklinalnih pasov ter epigeosinklinalni pokrov,
ki sestoji iz karbonatnih šelf o v, epimiogeosinklinal in epievgeosinklinal. Ocean-
ska plošča ima simatično osnovo in simatični pokrov. Simatična osnova vsebuje
mafite in ultramafite, ki pretrpe zaradi notranje deformacije določene spre-
membe. Simatični pokrov vsebuje amfibolit in eklogit. Pri razvoju Preneotetide
in Neotetide so nastale metamorfne kamenine leptoevgeosinklinalnega jarka
s poznejšim kontaktno metamorfnim vplivom granodioritov. Prehodna oceanska
plošča ima v osnovi prekambrijski simatični fundament. Paleozojske formacije
Preneotetide so nastale na oceanski plošči. V conah, ki jih spremljajo paleozojski
granodioriti in vulkaniti so bili stari otočni loki, medtem ko ni prišlo do popolne
Geološka zgradba osrednje Slovenije	267
sialične mobilizacije. V mezozoiku je prišlo do delne kratonizacije. Mladoalpid-
ska tektonizacija je močno reducirala prehodno oceansko ploščo (V. A1 e k s i č
in sodel., 1974).
Položaj osrednje Slovenije v alpidskem orogenu
Facialno zaporedje in rekonstruirane paleogeografske razmere dopuščajo tr-
ditev, da je pripadalo ozemlje osrednje Slovenije kontinentalni plošči. Mlado-
paleozojski molasni sedimenti geološke podlage so pripadali marginalnemu pasu
Preneotetide. Epigeosinklinalni pokrov Neotetide sestoji iz karbonatnih šelfov,
epimiogeosinklinal in epievgeosinklinal. Pri tem tvorijo Zunanji Dinaridi in
Južne Alpe nedeljivo enoto v nasprotju z modelom, ki ga je postavil S. W.
Carey (1958). Kontinentalna plošča je del jadranske plošče (M. D. D imi t ri-
je vi č, 1974, M. Boccaletti, G. Guazzone, 1974, 1977, M. Boc-
caletti, G. Guazzone, P. Manetti, 1974,1977, J. E. T. Chanell,
F. Horvath, 1976), ki jo nekateri avtorji imenujejo apulijska plošča (J. F.
Dew^ey in sodel., 1973) ali afriško-apulijski kraton (J. Descourt, 1970).
Kontinentalna plošča s svojim epigeosinklinalnim pasom v Sloveniji ne sega
samo do zgornjejurskega in spodnjekrednega flišnega jarka slovenske cone kot
navaja V. Aleksič s sodelavci (1974) za Hrvatsko, Bosno in Crno goro,
ampak še prek njega do severnega roba savinjske cone s staromezozojskim kar-
bonatnim šelfom, kar se sklada z interpretacijo J. F. D e w^ e y a in sodelavcev
(1973), da so bili Italodinaridi periferija posebne mikroplošče do periadritskega
lineamenta. Razlika je v tem, da je bila v Notranjih Dinaridih dvojna subduk-
cijska cona z vmesnim marginalnim oceanom, medtem ko je bila v periadriat-
skem lineamentu samo ena subdukcijska cona (si. 10).
Osrednja Slovenija in ozemlje severno od nje do periadriatskega lineamenta
je pripadalo v mlajšem paleozoiku in mezozoiku epigeosinklinalnemu pasu
Italodinaridov na jadranski plošči v sklopu sistema afriških plošč. V osrednji
Sloveniji je nastal v skitski stopnji epikontinentalni šelf, ki je prešel v spodnjem
delu anizične stopnje v epigeosinklinalni karbonatni šelf. V zgornjeanizični in
spodnjeladinski stopnji se je epigeosinklinala diferencirala v marginalno morje
z epievgeosinklinalo in epimiogeosinklinalo, ki ju je ločil vmesni karbonatni
šelf. V aksialnem delu epigeosinklinale je prišlo do začetne faze razpiranja
marginalnega morja. Širjenje oceanske plošče Neotetide se je odrazilo tudi
v njenem marginalnem morju na območju Južnih Alp. Na drugo fazo širjenja
kaže slaba vulkanska aktivnost v Južnih Alpah v spodnji juri. V kredi so se
pričeli oblikovati flišni jarki z vmesnimi nagubanimi loki, v kenozoiku pa flišni
jarki ob kontinentalnem robu in marginalni bazen z molasno sedimentacijo
ter vmesnimi nagubanimi in narivanimi loki. Konec kenozoika je sledila močna
splošna tektonizacija. V celotnem razvoju se kažejo določene razlike vzhodno in
zahodno od podvoloveljskega preloma, ki je del sistema alpskih in dinarskih
transformnih prelomov z levim premikom, diagonalnih na epigeosinklinalne
strukture (si. 1 in 10). Za razliko od zagrebškega preloma je danes manj evi-
denten, ker se je njegova aktivnost končala na prehodu iz krede v terciar in so
ga v terciarni periodi zabrisali transformni prelomi in narivi. Zagrebški prelom
pa je bil aktiven še pozneje in se je vklopil v sistem transkurentnih prelomov
z desnimi premiki, ki so premaknili Južne Alpe do karpatskega loka. Verjetno
je podvoloveljski prelom identičen s prelomom Ljubljana—Dunaj, ki so ga po-
268	•	U. Premru
stavili V svoj mobilistični model М. Boccaletti in sodelavci (1972, 1974,
1977). V kredni periodi in eocenski epohi je ločil betijsko-alpsko območje na za-
hodu in dinarsko-helenidsko na vzhodu. Pri krčenju oceanske plošče je na be-
tijsko-alpskem območju nastala ob severno konvenksnih lokih subdukcija z ge-
neralnim vpadom proti jugu. Na dinarsko-helenidskem območju sta bila dva
oceana; eden izmed obeh je imel zvezo z betijsko-alpskim oceanom. Širjenje in
krčenje dinarsko-helenidskih oceanov je bilo močnejše kot v betijsko-alpskem.
Razlika je opazna tudi pri nastajanju in širjenju terciarnih marginalnih baze-
nov (M. Boccaletti, G. Guazzone, 1974, 1977).
Zaradi razlik v paleogeografskem razvoju in v geodinamičnem modelu lahko
razdelimo epigeosinklinalo Južnih Alp na dva dela. Zahodno od podvoloveljske-
ga preloma se razteza slovenski epigeosinklinalni pas z značilnim razvojem
slovenske cone, vzhodno od preloma pa karantanski epigeosinklinalni pas z zna-
čilno diferenciacijo gorenjske cone, ki sega do zagrebškega preloma (si. 2). Na
severu omejuje oba pasova periadriatski lineament. Zunanji Dinaridi, ki jih
podvoloveljski in zagrebški prelom nista prizadela, tvorijo enoten zunanjedi-
naridski epigeosinklinalni pas.
Primerjava s tektonskimi enotami sosednjih dežel
Nadaljevanje Južnih Alp vzhodno od zagrebškega preloma je treba iskati
v srednjetriadni vulkanogeno-sedimentni formaciji Notranjih Dinaridov. Mejna
cona med Notranjimi in Zunanjimi Dinaridi je po B. C i r i č u (1974) vmesni
karbonatni šelf s plitvomorsko sedimentacijo od srednje triade do jure. V Slo-
veniji je mejna cona identična z ljubljansko cono.
Periadriatski lineament predstavlja danes popolnoma konzumirano oceansko
ploščo marginalnega oceana, ki je v posameznih obdobjih razvoja pretrpela
močne intruzije in tektonizacijo. Periadriatski lineament ima subdukcijski tip
metamorfizma brez ofiolita. Subdukcija, združena s kalcijevo-alkalno magmat-
sko aktivnostjo, je šla v spodnji kredi v Zahodnih Alpah proti jugu pod Južne
Alpe (G. V. Dal Pia z, W.G.Ernst, 1979, M. Boccaletti, G. Guaz-
zo n e, 1974, 1977), v Vzhodnih Alpah pa verjetno proti severu (M. Boccalet-
ti, G. Guazzone, 1974, 1977). Stopnja metamorfoze v periadriatskem li-
neamentu kaže v območju subdukcije še na razkosavanje v času luskanja, ki se
je dogajalo med konvergenco in pri poznejšem dviganju (G. V. Dal Piaz in
sodel., 1972).
Po D. Tollmannu (1978) in W. Frischu (1977, 1979) je bila subduk-
cija v periadriatskem lineamentu predgosavska. Južne Alpe in Avstroalpidi so
tvorili enotno kontinentalno ploščo. D. Tollmann (1978) je uvrstil med
drugim tudi Dinaride in Južne Alpe na stanjšano kontinentalno ploščo, imeno-
vano Kreios. Proti njegovi interpretaciji govori med drugim dejstvo, da stanj-
šana kontinentalna plošča zahteva metamorfozirane in hidrotermalno spreme-
njene mezozojske kamenine, v Dinaridih in Južnih Alpah pa teh z izjemo ozkega
pasu v ladinski stopnji slovenske cone in aksialnega dela selške podcone ni
nikjer zaslediti. Celotna sedimentacija kaže na pravo kontinentalno ploščo.
Jugovzhodno od zagrebškega preloma — verjetno pa tudi vzhodno od pod-
voloveljskega preloma — bi severni dinarski pas lahko označili kot oceansko
ploščo, analogno periadriatskemu lineamentu (V. A1 e k s i č in sodelavci,
1974). Severni dinarski pas obsega večji del Notranjih Dinaridov, vendar ni tako
Geološka zgradba osrednje Slovenije
269
SI 10. Tipi litosfere na področju Slovenije in sosednjih dežel
Fig. 10. The types of the lithosphere in Slovenia and in the neighboring lands
1	in 3 oceanska litosfera: PE Peninik, SPM severnopanonski masiv, PL periadriatski
lineament, OC ofiolitna cona
2	prehodna oceanska litosfera: AA Avstroalpidi, JPM južnopanonski masiv
4	in 5 kontinentalna litosfera: JA Južne Alpe, ND Notranji Dinaridi, ZD Zunanji
Dinaridi
6	transformni prelom: Ld podvoloveljski prelom = prelom Ljubljana—Dunaj, Za za-
grebški prelom
7	Subdukcijske cone v obdobju zg. jura-kreda
5	Razporni jarek marginalnega morja v ladinski stopnji
Shematični položaj kontinentalnih in oceanskih plošč v zg. juri in kredi, a betijsko-
alpskega loka, b dinarsko-helenidskega loka
1	and 3 oceanic lithosphere: PE Penine, SPM North Pannonian massif, PL Periadri-
atic lineament, OC ophiolitic zone
2	transitional oceanic lithosphere: A A Austro-Alpides, JPM South Pannonian massif
4 and 5 continental lithosphere: JA Southern Alps, ND Inner Dinarides, ZD Outer
Dinarides
6	transform fault: Ld Podvolovljek fault =:. Ljubljana—Vienna fault. Za Zagreb fault
7	Subduction zones during the Upper Jurassic and Cretaceous periods
8	Paleorift of the marginal sea during the Ladinian stage
General features of the continental and ocean plates during the Upper Jurassic and
Cretaceous periods a Betis-Alpine range, b Dinaric-Helenic range
270	•	U. Premru
konzumiran in tektoniziran kot periadriatski lineament. V tej smeri so potrebne
dodatne študije (si. 10).
Prehodno oceansko ploščo tvorijo metamorfne kamenine Pohorja, Strojne
in Kozjaka, ki v širšem smislu pripadajo Avstroalpidom z najbližjim nadalje-
vanjem proti vzhodu v gorovju Bakony na Madjarskem (M. Sandulescu,
1978). V podlagi je kristalinik z granodioriti, metabaziti in predgranitnimi viso-
kotemperaturnimi spremembami, verjetno predkambrijske starosti. Slede amfi-
bolitni, eklogitni in epidotski facies. V starejšem paleozoiku prevladujejo filiti,
nato pa klastiti in vulkanogeno-sedimentna serija. Permotriada ima epikontinen-
talne klastite, triada neritične karbonatne kamenine, zgornja kreda pa gosavski
razvoj z vmesnimi rudistnimi grebeni (A. Hinterlechner-Ravnik, 1971,
1973, P. M i o č, 1977). Prehodna oceanska plošča Avstroalpidov je razvita iz
leptogeosinklinale na oceanski plošči prek mezozojske kratonizacije v epigeo-
sinklinalo na kontinentalni plošči. Vzhodno in jugovzhodno od podvoloveljske-
ga in zagrebškega preloma se nadaljuje prehodna oceanska plošča v makedon-
sko-panonskem pasu, kot so ga označili V. Aleksič in sodelavci (1974).
Sklep
Ozemlje Slovenije se deli na naslednje tektonske enote: Avstroalpidi, Južne
Alpe, Zunanji Dinaridi, periadriatski lineament, panonski bazen in pliokvartar-
ne udorine.
Avstroalpidi so del prehodne oceanske plošče. Njihovo podlago tvorijo ma-
fitske simatične kamenine. Na njih leže paleozojske metamorfozirane leptogeo-
sinklinalne kamenine s prehodom v nepopolno kratonizirane mladopaleozojske
kamenine. Pelagični in neritični sedimenti mezozoika že predstavljajo alpidsko
kratonizacijo in nastajanje epigeosinklinale. Za postgeosinklinalni ciklus alpid-
ske orogeneze so značilni subsekventni magmatizem, narivanje in več kilome-
trski desni, pozneje tudi manjši levi premiki ob transkurentnih prelomih.
Južne Alpe in Zunanji Dinaridi so pripadali epigeosinklinalnemu delu kon-
tinentalne jadranske plošče. Njihova podlaga sestoji iz kristalinika, na njem pa
slede epigeosinklinalni sedimenti variscične in alpidske orogeneze. Južne Alpe
predstavljajo epievgeosinklinalni. Zunanji Dinaridi pa epimiogeosinklinalni del
kontinentalne plošče. Južne Alpe so ekvivalent Notranjih Dinaridov, vendar se
od njih razlikujejo po litološkem in paleogeografskem razvoju. V tardigeosin-
klinalnem ciklusu je nastalo več vzporednih flišnih jarkov, v postgeosinklinal-
nem ciklusu so sledili večfazno narivanje in kilometrski desni premiki ob trans-
kurentnih prelomih.
Periadriatski lineament predstavlja danes popolnoma konzumirano ocean-
sko ploščo; za njegov razvoj so značilne močne magmatske intruzije in tektoni-
zacija. V tardigeosinklinalnem ciklusu alpidske orogeneze je bil osrednja cona
transkurentnih prelomov, konec ciklusa pa izvorna cona narivov. Severno od
iineamenta je bilo narivanje proti severu, južno od lineamenta proti jugu.
Panonski bazen je nastal v tardigeosinklinalnem ciklusu alpidske orogeneze.
Njegovo podlago tvorijo tektonske enote Avstroalpidov, Južnih Alp, Zunanjih
Dinaridov in periadriatskega lineamenta. Predstavlja periadriatski marginalni
bazen z notranjo molaso.
Pliokvartarne udorine so nastale v zadnji fazi tektonizacijo alpidskega oro-
gena zaradi neotektonskih premikanj in večfaznega ugrezanja ob prelomih.
Geološka zgradba osrednje Slovenije	271
Osrednja Slovenija pripada delno Južnim Alpam in delno Zunanjim Dinari-
dom. Na podlagi facialnih analiz sem jo razdelil na strukturno-facialne enote.
Južne Alpe sem razdelil na savinjsko, gorenjsko in slovensko cono. Zunanje Di-
naride pa na idrijsko in furlansko cono. Posamezne cone sem razdelil še na
podcone. Mejo med Južnimi Alpami in Zunanjimi Dinaridi tvori ljubljanska
cona, ki je predstavljala v triadni in jurski periodi stabilni karbonatni šelf med
epievgeosinklinalnim prostorom na severu in epimiogeosinklinalnim prostorom
na jugu. Njena stabilnost se je odrazila še v spodnji in zgornji kredi, ko so na-
stajali flišni jarki.
Palinspastična razvrstitev con in podcon kaže na transformni podvoloveljski
prelom z levim premikom, ki je delno identičen s prelomom Ljubljana—Dunaj.
Danes je na površju viden samo v Podvolovljeku, medtem ko je drugod pre-
krit z mlajšimi narivi in premaknjen desno ob transkurentnih prelomih, ki ob-
dajajo periadriatski lineament v široki coni. Po nastanku in funkciji je podoben
zagrebškemu prelomu. Zahodno od podvoloveljskega transformnega preloma je
najbolj značilna slovenska cona, ki jo vzhodno od preloma nadomesti gorenjska
cona. V slovenski coni je trajala evgeosinklinalna sedimentacija od zgornjeani-
zične stopnje do konca langobardske podstopnje, ko je prešla v zgornji triadi
v miogeosinklinalno sedimentacijo in za kratek čas prek spodnje jurske evgeo-
sinklinale v jursko in spodnjekredno miogeosinklinalo ter končno v zgornje-
kredno flišno miogeosinklinalo. V gorenjski coni so se menjavala obdobja evgeo-
sinklinalne, miogeosinklinalne in karbonatnošelfne sedimentacije. V evgeosin-
klinali so bili tudi vmesni karbonatni šelfi. Značilne so prve flišne miogeosin-
klinale v spodnji kredi. Zahodno od preloma sta nastala dva vzporedna flišna
jarka, vzhodno od preloma pa trije, ki so se v zgornji kredi postopno z bočnim
napredovanjem združili in razširili v enotno flišno miogeosinklinalo.
Na podlagi teh razlik smo razdelili ozemlje v tri epigeosinklinalne pasove.
V	Južnih Alpah se razteza zahodno od podvoloveljskega preloma slovenski
epigeosinklinalni pas, vzhodno od preloma pa karantanski epigeosinklinalni pas.
Zunanji Dinaridi, do katerih ne seže več v tolikšni meri vpliv podvoloveljskega
preloma, pa so v enotnem zunanjedinarskem epigeosinklinalnem pasu.
Razporeditev strukturno-facialnih enot jasno kaže na cepitev epigeosinkli-
nalnega prostora Južnih Alp od Zunanjih Dinaridov. Cepitev je najbolj opazna
v ladinski in karnijski stopnji, spodnji juri in kredi. Vzrok cepitve je levi premik
transformnega podvoloveljskega preloma in z njim zvezano povečano širjenje
epigeosinklinalnega področja vzhodno od preloma. Zaradi te razširitve so nastale
v gorenjski in idrijski coni nove podcone, ki segajo do podvoloveljskega preloma
ali pa se v njegovi neposredni bližini izklinjajo od vzhoda proti zahodu.
V ladinski stopnji in v spodnji juri kaže epigeosinklinalni prostor Južnih Alp
najmočnejšo fazo širjenja, ki je po vsej verjetnosti v tesni zvezi s širjenjem
oceanske plošče Peninika. Ekstenzija se odraža na obeh straneh podvoloveljske-
ga preloma. V slovenski coni in v aksialnem delu selške podcone, ki pripada
gorenjski coni, so regionalno nizko metamorfozirane in hidrotermalno spreme-
njene kamenine keratofirsko-spilitne asociacije. Metamorfoza je nastala zaradi
obtežitve, hidrotermalne spremembe pa zaradi zemeljskega toplotnega toka.
V	ozkem pasu razporejene kamenine kažejo na začetno fazo razpornega jarka
marginalnega morja. Južno in severno od razpornega jarka se je formiral greben
272	•	U. Premru
pelagičnega apnenca. V nekoliko manjši meri kaže tudi spodnjejurski vulkanizem
v istih conah na manjše širjenje marginalnega morja.
Na podlagi strukturno-facialnih enot sem določil tudi prednarivne prelome,
ki so večinoma nastali v laramijski orogenetski fazi med koncem senona in za-
četkom cuisija. Na področju Južnih Alp so delovali transkurentni prelomi z des-
nimi premiki, na področju Zunanjih Dinaridov pa prelomi s horizontalnimi
desnimi in levimi premiki. K transkurentnim prelomom štejem prednarivno ak-
tivnost savskega, savinjskega in kamniškega preloma, k prelomom z levim ali
desnim horizontalnim premikom pa idrijski, ratitovški, blejski, sovodenjski in
škofjeloški prelom. Vsi so bili ponovno aktivirani v neotektonskem obdobju.
Prav sistem transkurentnih prelomov je povzročil večstokilometrski desni premik
Južnih Alp v karpatski lok.
Ozemlje osrednje Slovenije je pretrpelo v tardigeosinklinalnem ciklusu dvoje
najmlajših faz narivanja. Na področju Zunanjih Dinaridov je bilo zadnje nari-
vanje v ilirsko-pirenejskem orogenetskem ciklusu med srednjim eocenom in
srednjim oligocenom, na področju Južnih Alp pa v rodanski orogenetski fazi na
prehodu miocena v pliocen. Cerkniška, blegoška in kamniška luskasta zgradba
so nastale med oligocenom in koncem tortona. Narivne tektonske enote se po-
vsem ne skladajo s strukturno-facialnimi enotami alpidskega geosinklinalnega
ciklusa. JužnoaJpske strukturno-facialne enote so narinjene za več deset kilo-
metrov na strukturne enote Zunanjih Dinaridov, zato sega južnoalpska narivna
zgradba precej daleč v strukturno-facialne enote Zunanjih Dinaridov. Na za-
hodnem delu ozemlja so narivi obeh faz, zato ima to ozemlje alpsko-dinarsko
narivno zgradbo.
Najbolj labilni del ozemlja je evgeosinklinalni prostor Južnih Alp, ki je
nastal v geosinklinalnem ciklusu in je v obdobju tektonizacijo doživel največje
deformacije. Po triadnem in spodnjejurskem širjenju je bil ob snopu desnih
transkurentnih prelomov premaknjen proti SE oziroma E, nato pa zaradi guban j a
in narivanja močno stisnjen. Nasledstveni tip tektonike se je uveljavil v postgeo-
sinklinalnem ciklusu — v neotektonskem obdobju. Neotektonska meja med
Južnimi Alpami in Zunanjimi Dinaridi se ne ujema z mejo narivne zgrad-
be, še manj pa z mejo strukturno-facialnih enot. Meja je med tardigeosin-
klinalnim in postgeosinklinalnim ciklusom vedno bolj napredovala proti jugu,
tako da leže narivi Južnih Alp nekaj deset km južneje od meje strukturno-
facialnih enot, značilni neotektonski prelomni sistemi pa še nekaj kilometrov
južneje od meje narivne zgradbe.
Geologie structure of Central Slovenia
Summary
The region of Slovenia consists of the following tectonic units: Austroalpin,
Southern Alps, Outer Dinarides, Periadriatic Lineament, Pannonian basin, and
Plioquaternary fault basins.
The Austroalpin is part of the transitional oceanic plate (fig. 10). Its basement
composed of simatic mafite rocks is overlain by Paleozoic metamorphic lepto-
geosynclinal rocks, passing into partly cratonized Upper Paleozoic rocks. Pela-
gic and neritic Mesozoic sediments represent already alpidic cratonization, and
the start of forming an epigeosyncline. The postgeosynclinal cycle of the Alpine
Geologie structure of Central Slovenia	273
orogeny is characterized by subsequent magmatism, overthrusting, and large
scale right lateral separation followed by small scale left lateral separation along
transcurrent faults.
The Southern Alps as well as the Outer Dinarides are related to the epigeo-
synclinal part of the continental Adriatic plate. Their basement composed of the
crystalline rocks is overlain by epigeosynclinal sediments of the Variscan and
Alpine orogeny. The Southern Alps represent the epieugeosyncHnal, the Outei*
Dinarides the epimiogeosynclinal part of the continental plate. The Southern
Alps are an equivalent of the Inner Dinarides, but differ from them by
their lithological and paleogeographic features. During the tardygeosynclinal
cycle several parallel Flysch troughs were formed; during the postgeosynclinal
cycle followed several phases of overthrusting and large scale right lateral
separations along transcurrent faults.
Today, the Periadriatic Lineament is a completely consumed oceanic plate;
its development is characterized by strong magmatic intrusions and tectonic
deformations. During the tardygeosynclinal cycle of the Alpine orogeny, it was
the central zone of transcurrent faults, at the end of the cycle, however, the root
zone of overthrusts. In the north of the Lineament thrusting was directed north-
v/ards, in the south of the Lineament southwards.
The Pannonian basin originated in the tardygeosynclinal cycle of the Alpine
orogeny. Its basement are the tectonical units of Austroalpin, Southern Alps,
Outer Dinarides and Periadriatic Lineament. It represents the marginal peri-
adriatic basin with inner molasse. During the postgeosynclinal cycle it under-
went strong tectonic processes: faulting, folding and overthrusting.
The Plioquaternary fault basins originated in the last phasis of tectonic
deformation of the Alpine orogen due to gradual subsiding along faults.
The Central part of Slovenia belongs partly to the Southern Alps and partly
to the Outer Dinarides. By means of the facies analysis the author divides it to
structure-facies units (figs. 1 and 2). The Southern Alps are here divided into the
Savinja, Upper Carniola, and Slovene zones; the Outer Dinarides into the Idrija
and Friuli zones. The individual zones are subdivided into subzones. The Ljub-
ljana zone serves to indicate the boundary between the Southern Alps and the
Outer Dinarides. During the Triassic and Jurassic ages there a stable carbonate
platform was bordered by a more mobile epieugeosyncline in the north and an
epimiogeosyncline in the south. The stability of the boundary zone was reflected
still in Middle and Upper Cretaceous, when the Flysch troughs originated.
Through the palinspastic distribution of the zones and subzones the activity
of the Podvolovljek left lateral transform fault is indicated (fig. 1), that is partly
identical with the Ljubljana—Vienna fault. Today it is seen at the surface only
at Podvolovljek, but otherwhere it is covered by younger overthrusts and
displaced along right-lateral transcurrent faults related to the Periadriatic
Lineament (fig. 2). In its origin and activity it is similar to the Zagreb fault.
In the west of the Podvolovljek fault the Slovene zone is most distinctive, being
substituted by the Upper Carniola zone east of the fault. In the Slovene zone
the epieugeosynclinal sedimentation took place from the Upper Anisian stage
till end of the Langobardian substage, when it passed in Upper Triassic epimio-
geosynclinal sedimentation, and for a short time over the Lower Jurassic
epieugeosyncline into the Jurassic and Lower Cretaceous epimiogeosyncline,
8 — Geologija 23/2
274	•	U. Premru
finally to the Upper Cretaceous Flysch epimiogeosyncline. An alternation of
epieugeosynclinal, epimiogeosynclinal and neritic carbonate sedimentation is
characteristic of the Upper Carniola zone. In the epieugeosyncline intermediate
carbonate platforms occurred. In Lower Cretaceous the first Flysch epimigeo-
synclines developed. Two parallel Flysch troughs extended in the west of the
fault, and three in the east of the fault where they joined together into o whole
Flysch epimigeosyncline in Upper Cretaceous (figs. 3, 4, 5, 6 and 7).
In Central Slovenia three epigeosynclinal belts are recognized. In the Alpine
region the Slovenia epigeosynclinal belt spreads in the west of the Podvolovljek
fault and the Carinthia epigeosynclinal belt in the east of the fault. The Outer
Dinarides appear to be less influenced by the activity of the Podvolovljek fault;
they have the nature of an indivisible epigeosynclinal belt.
The distribution of the structure-facies units indicates clearly a diverging
of the epigeosynclinal area of the Southern Alps from the Outer Dinarides. This
divergence can be seen most clearly in the Ladinian and Carnic stage, in Lower
Jurassic and Cretaceous. The reason for the branching off appears to be left-
-lateral separation of the transform Podvolovljek fault, and the related spreading
of the epigeosynclinal space in the east of the fault. Due to this extension new
subzones generated in the Upper Carniola and Idrija zones. They reach up to
the Podvolovljek fault, or thin out immediately in its vicinity from east west-
wards.
In the Ladinian stage and in Lower Jurassic the epigeosynclinal space of
the Southern Alps shows the strongest phase of its extension, probably connected
with the extension of the Pennine oceanic plate. The extension is remarkable
on both sides of the Podvolovljek fault. In the Slovene zone as well as in the
axial part of the Selca subzone, that belongs to the Upper Carniola zone, regional
low-grade metamorphic rocks and hydrothermally altered rocks of the kerato-
phyre-spilite association occur. The narrow belt of the rocks indicates the first
stage of the rift valley of a marginal sea. In the south, as well as in the north
of the rift valley ridges of pelagic limestone were layered. The creation of the
marginal sea is somewhat indicated also by the Lower Jurassic volcanism.
The structure-facies analysis anabled to determine the faults preceding the
thrust faulting from the Laramide orogeny. The Southern Alpine region is
characterized by the right-lateral transcurrent faults, in the Outer Dinarides,
however, both the right- and left-lateral faults occurred. The author considers
the Sava, Savinja and Kamnik faults to have preceded the thrust faulting. The
Idrija, Ratitovec, Bled, So voden j and Skofja Loka faults, however, appear to
have moved to the left as well as to the right. All of them have renewed in the
neotectonic period. Just due to the activity of the transcurrent faults the Southern
Alps have been displaced into the Carpathian Mountains.
In the development of Central Slovenia two youngest phases of overthrusting
can be distinguished in the tardygeosynclinal cycle. In the Outer Dinarides the
youngest overthrusting occurred during the Illyrian—Pyrenean orogeny between
the Middle Eocene and Middle Oligocene, and in the Southern Alps in the
Rhodanian orogeny at the end of the Miocene epoch. The Cerknica, Blegoš and
Kamnik schuppen structures originated between Oligocene epoch and end of
Tortonian stage. The overthrust tectonic units do not exactly coincide with the
structure-facies units of the alpidic géosynclinal cycle. The structure-facies
Geologie structure of Central Slovenia	275
units of the Southern Alps are for some tens of kilometers thrust over the
structural units of the Outer Dinarides; therefore the overthrust structure of
the Southern Alps extends rather far into the structure-facies units of the Outer
Dinarides. In the western part of Central Slovenia there are overthrusts related
to both phases; therefore the structure is of Alpine-Dinaric nature.
The Southern Alps are the least stable part of Slovenia. After Triassic and
Lower Jurassic extension they have been displaced towards SE and E along
the system of the I'ight-lateral transcurrent faults. Later they have been
compressed due to folding. In neotectonic time inherited structures were super-
imposed, The neotectonic boundary between the Southern Alps and the Outer
Dinarides does not follow the boundary of the overthrust structure, and even
less the boundary of the structure-facies units. During the tardygeosynclinal
and postgeosynclinal cycle the boundary was moved southwards, so, that the
structure-facies units are overlapped by the overthrusts of the Southern Alps
for some tens of kilometers.
Literatura
Aleksić V., Kalenić M., Pan tic N., Hadži E. 1974, Istorijsko-geo-
loška evolucija kontinentalne, prelazne okeanske i okeanske litosfere u Srbiji i su-
sednim oblastima. Metalogenija i koncepcije geotekton. razvoja Jugoslavije. Rudar.-
geol. fakultet Beograd.
A u b o i n J. 1963, Essai sur la paléogéographie post-triasique et l'évolution se-
condaire et tertiaire du versant sud des Alpes orientales (Alpes méridionales, Lombar-
die et Venetie, Italie; Slovénie occidentale, Yougoslavie). Bull, de la Soc. géol. de
France 7, t. V.
Auboin J. 1965, Geosynclines, iz zbirke: Developments in Geotectonic 1, Am-
sterdam, London, New York.
Babic L. 1974, Razdoblje otriv-cenoman u Žumberaku: stratigrafija, postanak se-
dimenata i razvoj prostora. Geol. vjesnik 27, Zagreb.
Babić L., Zupanić J. 1978, Kossmatovi »Zeleznikarski vapnenci i dolomiti«
i »Zaliloški krovni škriljavci« u predgorju Julijskih Alpa: podaci o stratigrafiji, fa-
cijesu i paleogeografskom značenju. Geol. vjesnik 30/1, Zagreb.
Boccaletti М., Guazzone G. 1972, 1977, Gli archi appenninici, il Mar
Ligure, ed il Tirreno nel quadro della tettonica dei bacini marginali retro-arco. Pubbl.
del Centro di Studi per la Geol. dell' Appennino, Fase. 4, Pisa.
Boccaletti M., Guazzone G. 1974, 1977, Piate tectonics in the Mediter-
ranean region. Pubbl. del Centro di Studi per la Geol. dell'Appennino. Fase. 4, Pisa.
Boccaletti M., Guazzone G. 1974, 1977, Remnant arcs and marginal
basins in the Cainozoic development of the Mediterranean. Pubbl. del Centro di Studi
per la Geol. dell'Appennino, Fase. 4, Pisa.
Boccaletti M., Guazzone G., Manetti P. 1974, 1977, Evoluzione paleo-
geografica e geodinamica del Mediterraneo: i bacini marginali. Pubbl. del Centro di
Studi per la Geol. dell'Appennino, Fase. 4, Pisa.
Breznik M. 1961, Akumulacija na Cerkniškem in Planinskem polju. Geologija 7,
Ljubljana.
Budkovič T. 1978, Stratigrafija Bohinjske doline. Geologija 21, Ljubljana.
B u s e r S. 1965, Geološka zgradba južnega dela Ljubljanskega Barja in njegovega
obrobja. Geologija 8, Ljubljana.
Buser S. 1973, Tolmač lista Gorica, osnovna geol. karta SFRJ, Beograd.
B u s e r S. 1974, Tolmač lista Ribnica, osnovna geol. karta SFRJ, Beograd.
Buser S. 1975, Osnovna geološka karta SFRJ 1:100 000 list Tolmin. Geologija 18,
Ljubljana.
276	•	U. Premru
Bus er S. 1976, Tektonska zgradba južnozahodne Slovenije. 8. jugosl. geol. kon-
gres, Bled 1974, 3. knjiga Geotektonika. geofizika, Ljubljana.
В u s e r S. 1979 a, Jurassic beds in Slovenia. 16th Europ. micropaleont. Coll.,
Ljubljana.
Buser S. 1979b, Tolmač li.sta Celje, osnovna geološka karta 1:100 000, Beograd.
Buser S., Pavšič J. 1979, Spodnjekredne plasti v Bohinju. RMZ 26, št. 4,
Ljubljana.
Carey S. W. 1958, Continental Drift. Geol. Department, Univ. of Tasmania
(Hobart) 1959.
Chanell J. E. T., Horvath F. 1976, The African Adriatic Promontory as a
Paleogeographical Premise for Alpine Orogeny and Plate Movements in the Carpatho-
Balkan Region. Tectonophysics, 35, Amsterdam.
Cigale M. 1978, Karnijske plasti v okolici Idrije. Geologija 21, 1. del, Ljubljana.
Cousin M. 1970, Esquisse géologique des confins italo-yougoslaves: leur place
dans les Dinarides et les Alpes méridionales. V knjigi Géologie des Dinarides, Bull,
de la Société géol. de France, 7 série, t. XH, fase. 6, Paris.
Car J. 1975, Olistostrome v idrijskem srednjetriadnem tektonskem jarku. Geolo-
gija 18, Ljubljana.
Car J., Cadež F. 1977, Klastični vložki v srednjetriadnem dolomitu na Idrij-
skem. Geologija 20, Ljubljana.
C i r i Ć B. 1974, Širenje zemlje — glavni uzročnik savremene tektogeneze. Metalo-
genija i koncepcije geotektonskog razvoja Jugoslavije, Beograd.
Dal Piaz G. V., Hunziker J. C., Martinotti G. 1972, La Zona Sesia-
Lanzo e revolucione tettonico-metamorfica delle Alpi nordoccidentali interne. Mem.
Soc. Geol. ItaL, 11.
Dal Piaz G. V., Ernst W. G. 1978, Areal geology and petrology of eclogites
and associated metabasites of the Piemonte ophiolite nappe, Breuil-St. Jacques area,
Italian Western Alps. Tectonophysics 51, Amsterdam.
Dewey J. F., Pitman W. C., Ryan E. B. F., B o n n i n J. 1973, Plate
Tectonics and the Evolution of the Alpine System. Geol. Soc. America Bull., 84.
Descourt J. 1970, L'expansion océanique actuelle et fossile: Ses implications
géotectonique. Soc. géol. France Bull., 12.
Desio A. 1973, Geologia dell'Italia. Comitato geol. d'Italia, Unione Tipografico,
Torino.
Dimitrij evie M. D. 1974, Dinaridi: jedan model na osnovama »nove globalne
tektonike«. Metalogenija i koncepcija geotektonskog razvoja Jugoslavije, Rud.-geol.
fakult. Beograd.
Drobne K. 1979, Paleogene and eocene beds in Slovenia and Istria. 16th Euro-
pean micropaleontological colloquium, Ljubljana.
Drovenik M., Car J., Strmole D. 1975, Langobardske kaolinitne usedline
V idrijskem rudišču. Geologija 18, Ljubljana.
Frisch W. 1977, Die Alpen im westmediterranen Orogen, eine plattentektonische
Rekonstruktion. Mitt. Ges. Geol. Bergbaustud. österr., 24, Wien.
Frisch W. 1979, Tectonic progradation and plate tectonic evolution of the Alps.
Tectonophysics, 60, No. 3/4. Amsterdam.
Germovšek C. 1955, Poročilo o kartiranju južnovzhodnega obrobja Ljubljan-
skega Barja. Geologija 3, Ljubljana.
Germovšek C. 1961, O mlajšepaleozojskih in sosednjih mezozojskih skladih
južno od Kočevja. Geologija 7, Ljubljana.
Grad K., Ferjančič L. 1976, Tolmač za list Kranj, osnovna geol. karta
1:100 000. Beograd.
Hinterlechner-Ravnik A. 1971, Pohorske metamorfne kamenine. Geo-
logija 14, Ljubljana.
Geologie structure of Central Slovenia	277
Hinterlechner-Ravnik A. 1973, Pohorske metamorfne kamenine II. Geo-
logija 16, Ljubljana.
Hinterlechner-Ravnik A. 1978, Zeleni skrilavci Kranjske rebri. Geolo-
gija 21, Ljubljana.
Kober L. 1913, Alpen und Dinariden. Geol. Rundschau, Bd. V., Berlin.
Kossmat F. 1903, Überschiebungen im Randgebiete des Laibacher Moores.
Comptes-Rendus IX.Congrès géol. internat, de Wien.
Kossmat F. 1909, Die tektonische Verhältnisse zwischen Alpen und Karst.
Mitteil. IL Bd. Wien.
Kossmat F. 1910, Erläuterungen zur Geologischen Karte Bischoflack und
Idria. Wien.
Kossmat F. 1913, Die adriatische Umrandung in der alpinen Faltenregion. Mitt.
d. Geol. Ges. Wien.
K u š č e r D. 1948, Stratigrafski sistem in stratigrafska nomenklatura. Geologija 4,
Ljubljana.
Limanovsky M. 1910, Welkie przemieszcenia mas skalnich w Dynarydach kolo
Postojny. Raz. Wydz. pryr. akad. Umiej., Serye III, Tom 10, Krakow.
M i 1 j u š P. 1973, Osnovne crte geološko-tektonske gradje Dinarida i osvrt na
perspektivnost naftnih istraživanja u savsko-vardarskoj zoni. Nafta XXIV, Zagreb.
M i 1 j u š P. 1976, Osnovne crte geološke gradnje Dinarida i evolucije eugeosinkli-
nale. 8. jugosl. geol. kongres. Bled 1974. Izubijana.
M i 1 j u s h P. 1978, Tectonic framework and evolution of the Dinarides. Tectono-
physics. Vol. 44, No. 1—4, Elsevier, Amsterdam.
M i o č P. 1975, Prilog poznavanju tektonskih odnosa granične zone istočnih Po-
savskih bora i dinarskog šelfa. II. godišnji znanstveni skup sekcije za primjenu geo-
logije, geofizike i geokemije znanstvenog savjeta za naftu SAZU, Zagreb.
M i o č P. 1977, Geološka zgradba Dravske doline med Dravogradom in Selnico.
Geologija 20, Ljubljana.
Mlakar I. 1969, Krovna zgradba idrijsko žirovskega ozemlja. Geologija 12,
Ljubljana.
Ogorelec B., Premru U. 1975, Sedimentne oblike triadnih karbonatnih
kamenin v osrednjih Posavskih gubah. Geologija 18, Ljubljana.
Ogorelec B., Sribar L., Buser S. 1976, O litologiji in biostratigrafiji
volčanskega apnenca. Geologija 19, Ljubljana.
Placer L. 1973, Rekonstrukcija krovne zgradbe idrijsko žirovskega ozemlja.
Geologija 16, Ljubljana.
Placer L., Car J. 1975, Rekonstrukcija srednjetriadnih razmer na idrijskem
prostoru. Geologija 18, Ljubljana.
Placer L., Car J. 1977, Srednjetriadna zgradba idrijskega ozemlja. Geologija
20, Ljubljana.
Pleničar M. 1959, Tektonski okni pri Knežaku. Geologija 5, Ljubljana.
Pleničar M. 1970, Tolmač za list Postojna, osnovna geol. karta SFRJ, Beograd.
Pleničar M. 1979, Cretaceous beds in Slovenia. 16th European micropaleont.
Coll., Ljubljana.
Pleničar M., Pols a k A., Šikić D. 1973, Tolmač za list Trst, osnovna
geološka karta 1:100 000. Beograd.
Pleničar M., Premru U. 1975, Facielne karakteristike sjeverozapadnih
Dinarida. II. godišnji znanstveni skup sekcije za primjenu geol., geofiz. i geokem.
znanstvenog savjeta za naftu JAZU, Zagreb.
Pleničar М., Premru U. 1977, Tolmač za list Novo mesto, osnovna geološka
karta SFRJ, Beograd.
Premru U. 1974, Triadni skladi v zgradbi osrednjega dela Posavskih gub. Geo-
logija 17, Ljubljana.
278	•	U. Premru
Premru U. 1975 a, Posavske gube so zgrajene iz narivov. Geologija 18, Ljubljana.
Premru U. 1975 b, Starost ponikvanskih skladov. Geologija 18, Ljubljana.
Premru U. 1976, Neotektonika vzhodne Slovenije. Geologija 19, Ljubljana.
Premru U., Ogorelec В., Sribar L. 1977, O geološki zgradbi južne Do-
lenjske. Geologija 20, Ljubljana.
Rakovec I. 1955, Geološka zgradba ljubljanskih tal. V knjigi: Zgodovina Ljub-
ljane, prva knjiga Geologija in arheologija. Ljubljana.
Rakovec I. 1956, Pregled tektonske zgradbe Slovenije. I. jugoslovanski geol.
kongres 1954, Ljubljana.
Ramovš A. 1967, Erster Nachweis der Kreideschichten lm Gebirge Savinjske
Alpe, Nordwest-Jugoslawien. Bull. Sci. Yugosl., A J2/9—10, Zagreb.
Sandulescu M. 1978, The Carpathians and the Pannonian Basin. In Geological
Atlas of Alpine Europe and Adjoining Alpine Areas. Elsevier, Amsterdam, Oxford,
New York.
Sikošek B. 1958, Tektonski sklop jugoslovenskih Južnih Alpi. Zbornik radova,
Geol. inst. »Jovan Zujović«, Beograd.
Sikošek В. 1974, Geology and tectonic zoning of SFR Yugoslavia. Proceedings
of the seminar on the seismotectonic map of the Balkan region, Dubrovnik 197.3,
UNESCO Skopje.
Sikošek B., Maksimovič B. 1971, Geotektonska rejonizacija Jadranskog
pojasa. Nafta, Simpozij Zadar, 4—5, g. XXII, Zagreb.
Sikošek B., Vukašinovič M. 1975, Geotektonska evolucija Unutrašnjih
Dinarida. II. godišnji znanstveni skup sekcije za primjenu geologije, geofizike i geo-
kemije znanstvenog savjeta za naftu JAZU, Zagreb.
Smith A. G. 1973, The so-called Tethyan ophiolites. In- D. H. Tarling and S. R.
Runkorn ed.: Implications of Continental Drift to the Barth Science.
Siebinger C. 1953, Obvestilo o kartiranju lista Cerknica 1 in 2. Geologija 1,
Ljubljana.
Sikić D., Pleničar M. 1975, Tumač za list Ilirska Bistrica, osnovna geološka
karta 1:100 000, Beograd.
Teller F. 1901, Jahresbericht des Direktors. Verh. R.-A., Wien.
Teller F. 1907, Geologische Karte der österr.-ungar. Monarchie, SW Gruppe, Nr.
93, Cilli-Ratschach, Wien.
Tollmann A. 1978, Plattentektonische Fragen in den Ostalpen und der plat-
tentektonische Mechanismus des mediterranen Orogens. Mitt, österr. geol. Ges. 69
(1976), 6. Abb., Wien.
Turnšek D. 1969, Prispevek k paleoekologiji jurskih hidrozojev v Sloveniji.
Razprave SAZU 12/5. Ljubljana.
W e Î n G. 1969, Tectonic review of the Neogene-covered areas in Hungary. Acta
Geol. Acad. Sci. Hung. Budapest.
Winkler A. 1923, Über den Bau der östlichen Südalpen Mitt. Geol. Gesell., Wien.
Zlebnik Ij. 1971, Pleistocen Kranjskega, Sorskega in Ljubljanskega polja. Geo-
logija 14, Ljubljana.