RAZPRAVE GEOLOGI A POROČI IA GEOLOGIJA RAZPRAVE IN POROČILA 4. KNJIGA LJUBLJANA 1958 GEOLOGIJA - Razprave In poročila — Geological transactions and reports ' Izhaja vsako leto - issued annualy / Izdaja GeoloSki zavod Ljubljana - Edited by Geological Survey of PR Slovenia / Uredniški odbor — Contributing editors: Jože Duhovnik, Danilo Jelene, Stefan Kolenko / Urednik - Editor: Stefan Kolenko, GeoloSki zavod Ljubljana, Par-mova 33 / Založila - Published oy Državna založba Slovenije - Ciril Vidmar / Natisnila - printed by Tiskarna »Ljudske pravice* v Ljubljani vsebina — contents Stran Page Berce, B. Geologija živosrebrnega rudišča Idrija.......... 5 Geology of the Idrija Mercury Deposit..........49 Drovenik, M. Bakrovo rudišče Gornja Lipa.............63 Gornja Lipa Copper Deposit..............77 Zlebnik Lj. Prispevek k stratigrafiji velikotrnskih skladov.......79 On the Geologic Relation of Veliki Trn Strata.......89 Pleničar, M. in Nosan, A. Paleogeografija panonskega obrobja v Sloveniji.......94 Paleogeography of the Pannonian Borderland in Slovenia . . 108 Pierau, H. Zur Stratigraphie und Tektonik jungtertiarer Ablagerungen im nordwestlichen Krško polje.............Ill Ramovš, A. Starost ►►krških skladov-« v okolici Krškega........149 Das Alter der »Gurkfelder Schichten* in der Umgebung von Krško 151 Pleničar, M. Poročilo o globokomorskem razvoju krednih plasti pri Kostanjevici .....................152 Report on the Deep-Sea Development of the Cretaceous Beds at Kostanjevica.................156 Suklje, L. Geološki pogoji konsolidacije temeljnih tal........157 Les conditions geologiques de la consolidation des sols .... 170 Cigit, K. O geoloških razmerah filovske naftne strukture.......171 feojiorHHecKHe cooTHonieHHs ne(J)TeH0CH0fi CTpyKtypw 4>hjiobun . 183 Stran Page Ramovš, A. O faciesih v zgornjem wordu in zgornjem permu v Sloveniji . 188 On the Facies from the Upper Word and Upper Permian in BudTiar-Tregubov, A. Palinološko raziskovanje barij na Pokljuki in Pohorju .... 197 Recherches palynologiques dans les tourbišres sur le plateau de Pokljuka (Alpes Juliennes) et du massif de Pohorje . . . 216 Pavlovec, R. Cardium, dalmatinum Dainelli in Cardium gratum De-f r a n c e iz dalmatinskega eocena..........221 Cardium dalmatinum Dainelli and Cardium gratum D e -f r a n c e from the Dalmatian Eocene.........227 Girafenauer, S. Diskusija k članku »»Rudarsko geološka karakteristika rudnika Mežica«....................229 Discussion to the Article »Mining Geological Features of the Mežica Ore Deposit«.................233 Kuščer, D. Stratigrafski sistem in stratigrafska nomenklatura.....237 Stratigraphische Systematik und stratigraphische Nomenklatur . 248 Ramovš, A. Stratigrafski slovar Slovenije.............250 Po.ročilo direktorja o delu Geološkega zavoda v Ljubljani za leto 1955 256 Poročilo o delu Slovenskega geološkega društva........276 Slovenia..... Rihteršič, J. Bentoniti v celjski kotlini 191 193 GEOLOGIJA GEOLOGICAL RAZPRAVE IN POROČILA TRANSACTIONS Ljubljana • Leto 1958 • 4. knjiga • Volume 4. AND REPORTS-- GEOLOGIJA 2IVOSREBRNEGA RUDIŠČA IDRIJA Boris Berce Z 29 slikami in s 4 tabelami I. UVOD V rudniku živega srebra v Idriji kopljejo rudo že skoraj pet stoletij. Točnega začetka odkopavanja in predelovanja rude ne poznamo. Po Valvasorju so se pričela dela konec petnajstega stoletja. Ohranjene beležke v občinskem arhivu v Čedadu pravijo, da je našel živo srebro leta 1493 Virgilije Formentini. Istega leta je zaprosil Leonardo de Manzano za eksploatacijsko dovoljenje. V začetku obratovanja je rudišče pripadalo Avstriji; 1509. leta so ga med vojno zasedli Benečani, vendar je Avstrija že čez nekaj mesecev ponovno zavzela rudnik. Do 1535. leta so odkopavale rudišče različne družbe, ki so se takrat zdiužile in imele skupnega vodjo. Leta 1580 je rudnik postal državna last. V 1797., 1805. in 1809. do 1813. so imeli rudnik Francozi. Po zlomu Avstrije ga je prevzela Italija in po drugi svetovni vojni Jugoslavija. Valvasor omenja literaturo, ki je izšla pred njegovim delom in je obravnavala različne probleme o Idriji. V XVIII. stoletju je o rudišču izšlo šest tiskanih del, medtem ko jih je v IX. stoletju izšlo čez petintrideset. Poslednje delo je napisal Rodolico leta 1929. Idrija zavzema po produkciji živega srebra že nekaj sto let eno od prvih mest v svetu. 1.. 2. in 3. slika kažejo količino rude in živega srebra ter povprečen odstotek Hg v rudi za dobo 1786—1954; podatki pred letom 1786 so zelo skopi. Zato navajamo v diagramih samo podatke od tega leta naprej, produkcijo pred tem letom kaže 1. tabela. Rudnik Idrija je proizvajal do leta 1918 tudi cinober. O njegovi produkciji manjkajo podrobnejši podatki, vendar moremo oceniti letno proizvodnjo cinobra na približno 40 ton. Do leta 1918 naj bi torej proizvedli okrog 16.500 ton cinobra. Iz podatkov o proizvodnji živega srebra od leta 1786 in domnevne prejšnje povprečne letne produkcije sklepamo, da je bilo v rudišču zbranih okrog 150.000 do 200.000 ton živega srebra. Med drugo svetovno vojno so bili uničeni vsi stari podatki o rudišču. Sedanje geološke karte obzorij smo izdelali na novo in jih dopolnili s Kropačevimi in Kossmatovimi podatki, delno pa po analogiji, kar še posebej velja za oblike rudnih teles in stopnjo orudenenja. Za rudišče je značilna izredno pestra struktura. Posebno značilen je njegov nastanek ter tektonske in hipergene spremembe. Geološki podatki, ki smo jih našli v idrijskem rudišču, omogočajo važne zaključke o času in načinu nastanka posameznih vzhodnoalpskih rudišč. Produkcija živega srebra in cinobra v Idriji v letih 1519—1785 Mercury and cinnabar production in Idrija in the ys. 1519—1785 Table 1 1. tabela Leto — Year Produkcija v tonah - - Froduction in tons 2ivo srebro — Mercury Cinober — Cinnabar 1519 23,3 1521 100,0 1522 185,22 1524 36,7 1530 — 1580 2800,0 1612 168,0 1613 — 1779 1260,0 1780 — 1784 630,0 1785 126,1 II. GEOLOŠKI SESTAV RUDIŠCA Podroben opis stratigrafskih razmer v okolici Idrije je podal že 1857. in 1874. leta Lipoid. Na podlagi zbranih fosilov je razčlenil posamezne stratigrafske horizonte, podrobno petrografsko opisal kamenine in s tem postavil geološko osnovo, ki se do danes ni bistveno spremenila. Poznejša Kossmatova raziskovanja so samo nekoliko dopolnila Lipoldovo razčlenitev. Lipoid je v glavnem obdelal samo površinske geološke razmere, K o s s m a t pa je dal dokaj pomembnih stratigrafskih podatkov tudi iz rudišča. Kossmatova dela o geologiji rudišča niso dovolj znana. Kropačeva interpretacija je prevladala, čeprav manjkajo v tem delu stratigrafski dokazi za prištevanje posameznih kamenin rudišča k enemu ali drugemu stratigrafskemu horizontu. Ozemlje grade karbonske, permske, triadne, kredne in eocenske kamenine. Karbon Stratigrafsko najnižjemu horizontu na območju idrijskega rudišča pripadajo karbonske plasti. Sestavljajo jih zelo mehki Črni glinasti skrilavci, ki so ponekod tudi ploščasti. Na prelomu so običajno črni in mastni ter vsebujejo luskice sljude na skrilavih površinah. Pogosto vsebujejo tanke kalcitne žilice. Pri preperevanju postanejo sivi ali rjavi in izgube sijaj. V njih zasledimo tudi piritne leče, ki imajo včasih v svojem jedru samorodno živo srebro. Te leče dosežejo tudi velikost do nekaj decimetrov v premeru. V karbonskih skrilavcih najdemo ponekod kapljice samorod-nega živega srebra; takšne cone danes izkoriščajo kot rudo. Sem in tja se 4*0 h •e M fO. «0 •0 40 ao M 49 ■ 1 r '1 1 1 t i i i I i i 1 1 i I 1 i 1. si. Proizvodnja rude v Idriji v letih 1786—1954 Fig. 1. Ore output in Idrija from 1786 to 1954 javljajo v skrilavcih vložki sivega šljudnatega kremenovega peščenjaka. Običajno veže kremenova zrna glinasto vezivo. V primerjavi s skrilavci so peščenjaki zelo redki in to v okolici Češnjic in Ljubevča. V rudišču se javljajo peščenjaki samo v lečah. V skrilavcih je Lipoid našel rastlinske ostanke in slabo ohranjeno favno (1857, p. 209; 1874, p. 434). Tudi Kossmat (1910, p. 23) je našel enako favno, ki pa ni značilna za karbonske plasti. Po najdeni flori ne moremo podrobneje določiti starosti skrilavcev. Perm V neposredni okolici Idrije zastopata perm grodenski konglomerat in peščenjak. Barva grodenskih sedimentov se močno spreminja; prevladuje rdečevijoličasta (Razpotje), rumena (Sturmovec) ali bela. V teh plasteh zasledimo tudi delce karbonskih skrilavcev. Vsa zrna so kremenova, le zelo redko se javljajo luske sljude. Vezivo je običajno kremenovo in ponekod apneno. Grodenske plasti spremljajo karbonske golice vzdolž idrijske dislokacije. Jager in Hrastnik sta našla v okolici domačije 2. si. Povprečni odstotek Hg v rudni izkopanini v letih 1786—1954 Fig. 2. Average percentage of mercury in the ore from 1786 to 1954 kmeta Cikelja v skrajnem zahodnem delu nekaj metrov debelo plast apnenca, ki bi po svojem položaju ustrezal bellerophonskemu apnencu. Mlakar (1957) je v Idriji in njeni okolici dokazal bellerophonski horizont. Lipoid je določil grodenske plasti šele leta 1874 in je poudaril, da jih v rudišču ni našel (1874, p. 435). K r o p a č (1912, p. 14), K o s s m a t (1911, p. 367) in Pil t z (1915, p. 1085) so trdili, da so razviti permski se- dimenti na III. in XI. obzorju. Pri sedanjem jamskem kaitiranju nismo nikjer našli plasti, ki bi pripadale permu. Triada Triadni skladi zavzemajo na kartiranem terenu največjo površino. Ce primerjamo triadne plasti v ožji okolici rudišča s triado v širši okolici, opazimo zelo podoben razvoj na izredno velikem območju. Izjema v tem pogledu so samo sedimenti ladinske in karnijske stopnje. Skitska stopnja. V najnižjem delu werfena je rdeč peščen skrilavec, Poleg njega se le redko nahajajo tudi sivi, rumeni in 2eleni različki. Skrilavci tvorijo prehod med permom in triado. Njihova starost do sedaj še ni nikjer v Sloveniji paleontološko določena. Nad rdečim skrilavcem leže različno obarvani peščenjaki, peščeni in lapornati skrilavci in temni apnenci. Ponekod loči apnence ter rdeče skrilavce in peščenjake plast dolomita. Werfenske plasti običajno vsebujejo luske sljude; ponekod se količina sljude tako zmanjša, da jo komaj opazimo. Peščenjaki imajo apneno vezivo in jih ponekod prepredajo žilice belega ali rumenega kalcita. Vsi peščenjaki so drobnozrnati. Preperevajo zelo značilno r tanka površinska plast je rumenorjava in pod njo najdemo sivomodro osnovo. V teh plasteh nahajamo ponekod oolitni apnenec, ki spominja na peščenjake. Oolitni nivo leži po Kossmatu (1910, p. 28) med spodnjim in zgornjim delom werfenskih plasti. Ta apnenec ima poseben pomen v rudišču, ker omogoča, da moremo ločiti werfenske in podobne wengenske plasti. Temnosivi lapornati skrilavci se javljajo redko in tvorijo prehod k zgornjewerfenskim temnim apnencem, ki so ponekod celo rdeče obarvani. Za werfenske apnence so značilni prehodi iz masivnih neposredno v popolnoma skrilave. Takšni skrilavi vložki se težko ločijo od prej opisanih lapornatih skrilavcev. Lipoid je našel v werfenskih plasteh številne značilne fosile (1874, pp. 436, 437). Tudi S t ache je objavil nekaj werfenskih fosilov iz Idrije (1872. p. 237), a prav tako tudi Kossmat (1900, pp. 68-73, 75, 76; 1898, pp. 88, 96). Nabrane fosile pri kartiranju v letu 1947 je določil Rakovec (Hamrla, Jager 1947, p. 3). Nekateri deli werfenskih in wengenskih plasti so med seboj zelo podobni. Vendar jih moremo ločiti po debelini in glinastih vložkih ter po količini apnene komponente, ki je v werfenskih kameninah večja. Mikroskopska raziskovanja werfenskih plasti v rudišču so pokazala, da tu nastopajo v glavnem peščeni apnenci in samo v manjši meri čisti apnenci. Kremenovih peščenjakov, ki se nahajajo na površini, v jami nismo našli. Sljudne luske po količini zelo variirajo. Včasih so pod mikroskopom wer-fenski peščeni apnenci zelo podobni wengenskim peščenjakom. Vendar so taki primeri omejeni na zelo majhno število zbruskov. V splošnem pod mikroskopom jasno razlikujemo wengenske in werfenske kamenine. Anizična stopnja. Anizični stopnji ustreza na območju rudišča dolomit. Ponekod je dolomit jasno plastovit. Je siv ter prehaja v čisto črnega. Prepredajo ga bele dolomitne žilice; ponekod vsebuje pirit. Zanj so značilni vložki temnih skrilavcev, ki dosežejo debelino do 30 cm. Prejšnji raziskovalci so prištevali v anizično stopnjo tudi dolomitne -breče« (Lipoid 1857, p. 213; 1874, p. 437; Stur 1878, p. 237: Koss-mat 1898,pp. 88, 89, 93, 96; 1899, p. 260; 1900, pp. 69, 71, 77). Pri sedanjem kartiranju v ožji okolici Idrije nismo našli anizičnih konglomeratov in breč. Nosan je leta 1952 potrdil, da so konglomerati in breče v okolici Idrije wengenski, a ne anizični. Konglomerati in breče so nastali v glavnem iz sedimentov anizične in ponekod celo iz sedimentov skitske stopnje. V zadnjem času smo našli, da leže wengenski konglomerati v okolici Knap pri Selcah na bellerophonskem apnencu. V rudišču se javljajo dolomitne »breče« samo v določenih tektonsko porušenih conah. Te cone sestavljajo večji in manjši drobci dolomita, ki so brez veziva kompaktno vezani med seboj. Samo ponekod opazimo v njih majhno količino veziva in v tem primeru prehajajo v prave breče. Glavni del tektonsko zdrobljenih sedimentov v rudišču je slabo zlepljen ali nezlepljen. V zdrobljenem in kompaktno zlepljenem dolomitu je običajno bogato orudenenje. V zdrobljenem nezlepljenem dolomitu je orude-nenje majhno ali pa ga celo ni. Na podlagi tega moremo sklepati, da je bU kompaktno vezan, »brečast« dolomit zdrobljen pred orudenenjem. Fosile, najdene v dolomitu, je določil Rakovec (Hamrla, Jager 1947, p. 3). Vzhodno od Idrije, na območju Sv. Magdalene in Močnika, na južnem pobočju Jeličnega vrha in v Ljubevški dolini leži med dolomitom in pod vvengenskimi plastmi vložek belega gomoljastega apnenca. V njem je Lipoid našel fosile, ki pa niso značilni niti za anizično niti za ladinsko stopnjo (1874, p. 438; Mojsisovics 1874, p. 101). V rudišču nismo našli apnenega faciesa v anizični stopnji. Ladinska stopnja — Wengen. Najnižji del wengenskih plasti sestavljajo ponekod tanke pole belega apnenca, običajno pa peščenolapornati in glinasti skrilavci, ki leže na mendolskem dolomitu. V njih od spodaj navzgor pojema količina apnene komponente. Glinasti skrilavci vsebujejo veliko rastlinskih ostankov, ki niso dobro ohranjeni. Na njih leže peščenjaki s tufskimi vložki. Skrilavci, ki grade najnižji del wengenskih sedimentov, so imenovani skrilavci skonca. Po Lipoldu leže te kamenine v najnižjent delu wengenskih plasti (1874, p. 439). V sklade skonca prišteva Kropač (1912, p. 15—19) skrilave peščenjake, a Rakovec uvršča sem vse wengenske skrilavce, peščenjake in del konglomeratov (1950, p. 10). V plasti skonca prištevamo samo skrilavce in temnosive peščenjake. Pri tej razčlenitvi upoštevamo litološke in genetske značilnosti, kakor tudi pomen skrilavcev skonca za orudenenje. Takšna razdelitev omogoča tudi podrobnejšo razčlenitev tektonike. Nosan je našel med skrilavci skonca in peščenjaki ter konglomerati izrazito diskordanco (1953, pp. 3. 4). Skrilavci skonca in peščenjaki so črni do temnosivi. Vsebujejo drobne in običajno zelo redke luske sljude. Skrilavci so večkrat antracitnega sijaja, saj se v njih zaslede leče čistega antracita. Pirit je razvit v kristalih in ga zelo redko najdemo v lečah. V tektonsko pretrtih delih jame so skrilavci skonca podobni karbonskim skrilavcem. Po Kropačevih po- datkih moremo kemično razlikovati karbonske in skonca skrilavce po količini Si02, Al2Os in Fe203. Analize kažejo, da skrilavcev tako ne moremo ločiti, temveč po sledovih redkih prvin. Ponekod nahajamo v skrilavcih skonca vložke belega apnenca. Ta ustreza gomoljastemu apnencu, ki leži na mendolskem dolomitu. Apneni vložki so debeli povprečno 5 cm. V skrilavcih so našli Lipoid (1874, p. 440), S t ache (1872, p. 237) in Kossmat (1900, p. 72 in 1911, p. 945) pomembno floro in nekaj favne. Na seriji skonca leže wengenski peščenjaki, ki jih K r o p a č (1912, p. 17) loči v dve skupini. Razlike med tema dvema skupinama niso takšne, da bi jih morali ločiti. Mikroskopska preiskovanja so pokazala, da sta Fig. 3. Mercury production in Idrija from 1786 to 1954 obe vrsti peščenjakov petrografsko skoraj enaki. Tufski vložki, ki so po K r o p a ču značilni za eno izmed njih, se javljajo že v plasteh skonca in celo v kasijanskem apnencu. Vzhodno od Idrije leže na seriji skonca wengenski konglomerati in breče. Konglomerati vsebujejo vložke rdečih skrilavcev, tufov in peščenjakov. Vseh teh vložkov je v primeri s konglomerati zelo malo. Oblice v konglomeratu so različno velike; sestavljata jih v glavnem dolomit in apnenec. Vezivo je apneno ali pa vsebuje peščeno ali glinasto primes. Mikroskopska raziskovanja (I. tabla 2. in 3. slika, II. tabla 1. slika) so pokazala, da moremo v wengenu poleg skrilavcev skonca, tufov in konglomeratov ločiti zelo drobnozrnate, drobnozrnate in debelozrnate peščenjake. Vzhodno in severovzhodno od Idrije smo označili na geološki karti wengenski apnenec. Njegov stratigrafski položaj ni popolnoma jasen. Apnenec nahajamo okrog Kovačevega rovta v zgornjem delu wengenskih plasti. Na njem leže v območju Čajnega vrha wengenski peščenjaki. Na podlagi litoloških značilnosti (svetel, skoraj neplastovit) ga ločimo od običajnega kasijanskega apnenca, čeprav na vzhodu nismo našli ostre meje med njima. Verjetno se je pričela sedimentacija apnenca v zgornjem wen-genu samo na določenih območjih. Da bi poudarili litološke razlike in deloma nakazali njegov položaj, smo ga imenovali wengenski apnenec. Kasijan. Naslednja člena triadnih skladov v okolici rudišča sta kasi-janski apnenec in dolomit. V jami sta zelo redka. Apnenec je temen, pla-stovit do skrilav in vsebuje lapornate vložke. Dolomit leži navadno pod apnencem. Je svetel, ponekod masiven in navadno drobnozrnat. V aDnencu so našli dokaj fosilov Lipoid (1874, p. 443), S t ache (1872, p. 238) in K o s s m a t (1898, pp. 89, 90). Karnijska stopnja. Zgornjetriadne plasti v neposredni bližini rudišča manjkajo. Ponekod jih najdemo v peščenem razvoju na mendolskem dolomitu. Večjo površino zavzemajo v širši okolici. Po Lipoldu (1874, pp. 444, 445) sestavljajo rabeljske plasti v širši okolici rudišča apnenci, lapor-nati in peščeni skrilavci in laporji z vložki presedimentiranih tufov. V njih so našli Lipoid (1874, Dp. 444, 445), Kossmat (1900, p. 74) in Pe-trascheck (1927, p. 150) številne fosile. V zadnjem času je našel M1 a -k a r v dolomitu tudi fosile, ki dokazujejo, da moramo del dolomita prišteti zgornji triadi (1957). V okolici Idrije zavzema rabeljski dolomit majhno površino. Kreda Kredne plasti v okolici rudišča sestavlja apnenec. Je v glavnem svetlo-siv do rjavkast in ga pogosto prepredajo bele kalcitne žilice. Ponekod leže v kredi brečasti vložki. Kredni sedimenti zavzemajo veliko površino južno od rudišča, medtem ko nahajamo v okolici Idrije le skrajne severne golice. V krednih plasteh so fosili redki (Kossmat 1899, p. 261; 1910, pp 64, 65; 1911, p, 345). V jedru vrtine pri Rošpu smo našli Radiolites beaumontis var. Toucas, ki ga je določil Plenica r. Eocen Na območju rudišča omenja že Lipoid (1874, p. 447) eocenske sedi-mente. Sestavljajo jih laporji, apnenci in peščenjaki. Kossmat sploh ne govori o eocenskih plasteh. Šele pri novem kartiranju sta H a m r 1 a in Jager ponovno našla terciarne fosile. Laporji so zeleni, sivi in celo rdečkastorumeni, apnenci in peščenjaki so rjavi. Ti sedimenti se pogosto menjajo med seboj, tako da so eocenske plasti razvite v flišnem faciesu. V brečastem apnencu je Grad določil Nummulites cf. aturicus, Alveo-lina cf. oblonga, Discocyclina sp., Miliolidae sp. Magmatske kamenine in njihovi tufi V širši okolici rudišča leže golice magmatskih kamenin v okolici Cerkna. Zaradi važnosti, ki jo imajo za orudenenje, jih bomo tudi opisati. Lipoid je imenoval te kamenine dolerite; pozneje jih je S t ur določil za avgitne porfirje. Kossmat jih je prišteval med felzitporfirje (1919, pp. 36—38). Rakovec (1946, pp. 162—164) jih je ločil kot porfirje in porfirite v cerkljanski skupini prodornin. Prodornine v okolici Cerkna nahajamo na več krajih: vzhodno v okolici Poljan (dve golici), manjše golice v okolici Reke, Zabiča in na Vojskem ter dve golici pri Stopniku. V zadnjem času jih je preiskala Proselc-Germovškova (1954), ki je ločila porfirite, porfirje, por-firitne, porfirske in kremen o vokeratof irske tufe. Prodornine in njihovi tufi v okolici Cerkna se ne ločijo po sestavu od triadnih prodornin v ostali Sloveniji. Nastajali so delno na kopnem in delno v morju. To dokazujejo poogleneli rastlinski ostanki v tufih (Kossmat 1898, pp. 94, 96—97), ki jih nahajamo v kameninah prve erupcije; poznejše erupcije so bile podmorske, kar kažejo amoniti v tufih (Stur 1858, p. 338). Po Ra-kovcu sta bila v okolici Cerkna dva erupcijska cikla. Sele v drugem ciklu so nastali porfiriti in porfirji (1946, p. 163). To mnenje z zadnjimi preiskavami ni potrjeno. Lavine erupcije so bile po Rakovcu na kopnem, medtem ko bi mandeljnova tekstura, ki jo je našla Proselc-Germovškova, mogla nastati zaradi podmorskih erupcij. Med femič-nimi minerali omenja Kossmat (1910, p. 36) biotit, a Proselc-Germovškova avgit (1954). Kamenine so dokaj razpadle, zato so femični minerali spremenjeni v glavnem v klorit. Tufi so zeleni ali sivi in navadno drobnozrnati; velikost zrn ustreza zrnom pelitskih sedimentov. Zrna femičnih mineralov so v njih redka. Tufi v okolici rudišča so bili odloženi v morju. Poleg popolnoma prepe-relih nahajamo tudi zrna relativno svežih glinencev. Vezivo je kremenovo. Pogosto zasledimo v njih ostanke krinoidov. Sestav tufskih vložkov smo podrobneje določili po Fedorovljevi metodi. Preiskali smo tudi par zbru-skov iz različnih tufskih vložkov v širši okolici Idrije, ki nam jih je dal N o s a n. Pogostnost dvojčičnih zraščanj glinencev v tufih Frequency of feldspar twinning in tuffs Table 2 2. tabela Zakon Twinning law Število zrn Number of grains 1 (001) 9 31,0 J_ (010) 7 24,0 [100] 7 24,0 1 [100] 3 9,9 (010) ± (010) 1 3,7 J. [001] 1 3,7 (010) _L (021) 1 3,7 Vsebina an se spreminja od 9—59 °/o. Glavni del preiskanih zrn leži v območju andezina; bolj kisla ali bazična zrna so redka. Tufski vložki iz rudišča in širše okolice Idrije imajo podoben sestav. Pogostnost dvoj-čičnih zakonov kaže 2. tabela. Mineraloški sestav tufov v Idriji je enak sestavu tufov v okolici Cerkna. Starost prodornin moremo točno določiti po tufih, ki se javljajo samo v wengenu in v spodnjem delu kasijanskih plasti. V mlajših sedimentih tu do danes nismo našli tufskih vložkov. V rabeljskih skladih nahajamo samo presedimentirane tufe. Erupcijska dejavnost na območju Cerkna je bila torej zelo kratka in to v wengenu ter v delu kasijana. Mikropaleontološke preiskave Da bi laže ločili karbonske in skonca skrilavce, jih je K i j a v č e v a preiskala tudi mikropaleontološko. Vendar smo mikrofosile našli samo v redkih preparatih. Vzorec s I. horizonta vsebuje relativno mnogo radio-larij in prav tako vzorca s III. in VI. horizonta. Radiolarije smo našli tudi v petrografskih preparatih kamenin rudišča. Običajno smo jih zasledili v bližini ali celo v tufskih vložkih. Po tem sklepamo, da so mikro-paleontološki vzorci z radiolarijami iste starosti. V vzorcu VII. horizonta (sipka 2igon) smo našli globigerino in v vzorcu s IV. horizonta ostrakoda, ki je bil tako slabo ohranjen, da ga ni bilo možno določiti. Stratigrafski opis obzorij Tolmačenje geološke zgradbe rudišča in nastanka orudenenja je odvisno od tega, kako točno je določena starost kamenin. V tem pogledu so nastopile pri posameznih avtorjih največje razlike pri uvrščanju peščenjakov v scitsko ali ladinsko stopnjo, oziroma skrilavcev v karbon ali triado. Od tod izvirajo tudi bistveno različne interpretacije zgradbe rudišča. Poleg objavljenih paleontoloških podatkov so nam pri določevanju stratigrafskega položaja plasti rabile predvsem značilne kamenine (tufi). in posebne strukture kamenin (ooliti). I. obzorje leži pretežno v karbonskem skrilavcu z vložki peščenjaka. Okrog poligonskih točk 1016 in 1008 vsebuje skrilavec kapljice samorod-nega živega srebra. Skrilavci in peščenjaki niso plastoviti. Ce spremljamo karbonske skrilavce po etažah in v višini Antonovega rova, vidimo: a) da so v Antonovem rovu prebiti karbonski skrilavci pri točki številka 7 v najožjem delu. Pod njimi leži mendolski dolomit. Na jugovzhodu (točke 1529, 1530 in 1531) zavzemajo veliko površino in se izkli-njajo v skoro vertikalnem kontaktu z werfenskimi plastmi. b) da na etažah spremljajo karbonske skrilavce mendolski dolomit, skrilavci skonca in wengenski peščenjaki. Kontakt ni raven; skrilavci so pogosto nagubani in vrinjeni v obliki zajed v ostale kamenine. Kontakt med karbonskimi skrilavci in ostalimi kameninami se imenuje »-severni kontakt«. Spremljali ga bomo na skoro vseh obzorjih. Karbonski peščenjaki, ki leže v njegovi bližini, ne tvorijo enotne plasti, temveč se javljajo kot vložki ali različno velike leče. Mendolski dolomit se razteza ob severnem kontaktu v različno debelem pasu. Ponekod se celo izklini. Pas mendolskega dolomita, ki leži na južnem robu wengenskih plasti, se nadaljuje v globino na II. obzorju. Wengenske plasti so presekane med sipkama Ziljska in Skonca. Na horizontu ne moremo ločiti serije skonca in wengenskih peščenjakov ter tufov, ker so skrilavci skonca vtisnjeni v ostale wengenske kamenine. Peščenjaki so plastoviti in vsebujejo vložke rumene gline. Serija skonca je močno nagubana in je zato na videz ponekod bolj debela kot navadno. Posamezni kosi wengenskega peščenjaka so se pri narivanju odtrgali in vtisnili med skrilavce skonca. n. medobzorje. Vzdolž preiskanega dela severnega kontakta na II. medobzorju nahajamo mendolski dolomit in wengenske kamenine v kontaktu z narinjenimi karbonskimi skrilavci enako kot na I. obzorju. Tudi tu kontakt ni raven. Severni pas wengenskih kamenin je ozek in se proti zahodu hitro izklini. Južno od sipke Bedenk leži naslednji pas wengenskih kamenin, ki se na zahodu izklinja, medtem ko se na vzhodu širi. Med poligonskima točkama 1116 in 1119 so s prečniki presekali kontakt s skrilavci skonca. Ostali del medobzorja leži v mendolskem dolomitu. II. obzorje. Osrednji pas karbonskih skrilavcev loči II. obzorje v dva dela. Severni del je geološko dokaj pester. V njem so na območju slepega jaška Zračna in jaška Inzaghi presekali drugi, ožji pas karbonskih skrilavcev, ki meje z juga na mendolski dolomit, a s severa na wengenske plasti. Pas je pri slepem jašku Schmiedt raztrgan v dva »jezika«. Karbonske plasti leže v sinklinalno nagubanih triadnih plasteh. Skrajni zahodni del obzorja pri slepem jašku Gugler gradi močno pretrt mendolski dolomit. Vzdolž severnega kontakta se raztezajo wengenski peščenjaki, ki jih pri slepem jašku Schmiedt loči pas mendolskega dolomita. Wengenske plasti se izklinjajo okrog slepega jaška Leithner, kjer je Duhovnik (1948, p. 3) našel tipične porfirske tufe. Mikroskopska preiskovanja tega pasu so pokazala, da ga grade v glavnem peščenjaki, ki vsebujejo tudi vložke tufov. V bližini slepih jaškov Zračna in Schmiedt leže skrilave wengenske kamenine. Ob severni meji centralnega karbonskega pasu nahajamo v severovzhodnem delu kontakta cono skrilavcev skonca, ki se izklinjajo proti severozahodu in jugovzhodu. Leča wengenskih peščenjakov v okolici sipke Bedenk pripada spodnjemu delu drugega wengenskega pasu, ki smo ga opisali na medobzorju. Prvi wengenski pas pa se na II. obzorju dokaj razširi. Kossmat (1911, pp. 349, 350) prišteva kamenine, ki leže severno od rudnega telesa B, v werfen. V okolici slepega jaška Leithner pa so razviti tufi, ki potrjujejo, da so te kamenine wengenske starosti. Južni del jame je enostaven. Ta del obzorja gradi mendolski dolomit, razen pri slepem jašku štev. 5, kjer najdemo lečo wengenskih peščenjakov. Na podlagi Kossmatovega opisa (1911, p. 358) smo vrisali majhno lečo wengenskih kamenin na južnem robu osrednjega karbonskega pasu, ker je ta del jame močno zatesarjen, tako da kamenin ne vidimo. Zahodno od slepega jaška Florijan leži v jugovzhodni smeri pas karbonskih skrilavcev, ki ga spremljajo lapornati skrilavci skonca. V skrajnem zahodnem delu obzorja so presekani kompaktni wengenski peščenjaki. Naglasiti moramo, da so geološke razmere med slepima jaškoma Kro-pač in Florijan nejasne, ker je rov gosto zatesarjen. Vendar nismo nikjer našli kamenin, ki bi po svojem litološkem videzu ustrezale K o s s m a -t o vim (1911, p. 348) werfenskim plastem. Iz enakih razlogov nismo mogli prekontrolirati werfenskega pasu severno od slepega jaška Schmiedt. III. obzorje. Kameninam tega obzorja so pripisovali različno starost. Kossmat (1911, p. 352) je ločil severno od slepega jaška Trije Kralji pas werfenskih kamenin, katerega je prišteval K r o p a č v wengen. K r o p a č je uvrstil peščenjake, ki so prebiti med jaškom Inzaghi in slepim jaškom Trije Kralji, v werfen. V tem pasu pa smo našli tufe. Okrog slepih jaškov št. 7, 1 in 4 nahajamo kremenove peščenjake skoro brez sljude. Ti peščenjaki, ki jih ponekod sestavljajo samo dolomitna zrna, pripadajo wengenskim skladom, kar se bo jasneje pokazalo na IV. obzorju. Pas karbonskih skrilavcev loči III. obzorje na dva dela: tektonsko porušen severni in enostavnejši južni. Wengenske kamenine se raztezajo okrog slepih jaškov Nadvojvoda, Gugler in B ob severnem kontaktu osrednjega karbonskega pasu. Njihovo zahodno mejo smo vrisali na podlagi Kossmatovih in Kropačevih podatkov. Wengenski pas nahajamo tudi okrog slepih jaškov 1, 7 in 14. Južni del jame je dokaj enostaven. Sestoji v glavnem iz mendolskega dolomita, ki ga z juga omejujejo wengenske plasti. V jugovzhodnem delu jame tvorijo »talnino« narinjenih skladov werfenske plasti v nasprotju s severozahodnim delom jame, kjer je »talnina« karbonski skrilavec. 2e Kossmat je naglasil (1911, pp. 352—354), da obstoji v jugovzhodnem delu jame wengensko-kasijanska sinklinala, ki jo spremljajo werfenske plasti. IV. obzorje. Na območju med sipko št. 7 in jaškom Borba dobimo dokaz, da so kamenine v tem območju wengenske. Tu namreč prehajajo kremenovi peščenjaki v mendolski dolomit brez jasne meje. Južni del jame leži po Kossmatu (1911, p. 355) v wengenskih plasteh; samo skrajni južni rov je presekal werfenske kamenine. Zahodno od jaška Delo do danes niso našli na tem obzorju werfenskih plasti. Vsi prečniki iz smernega rova, ki veže jaška Delo in Borba, so presekali samo mendolski dolomit in plasti skonca. Starost kamenin dokazuje »•koralna« ruda v bližini slepega jaška Zigon. Osrednji karbonski pas, ki na prejšnjih obzorjih prevladuje, se na tem obzorju umakne na severozahod. Tu ga spremljajo wengenske plasti s severa in z juga. Severni kontakt so presekali samo z enim rovom. Ob njem leže wengenske plasti, ki se raztezajo od slepega jaška Berg do sipke št. 7 ter slepih jaškov Leithner in Trije Kralji. V podaljšku tega pasu leže manjše wengenske leče okrog poligonskih točk 4076, 4082, 4084 in 4085. Wengenske plasti, ki se raztezajo ob južni meji osrednjega karbonskega pasu, se vežejo z wengenskimi plastmi okrog poligonskih točk 4039—4042. V tem območju se raztezajo wengenske plasti v smeri zahod— vzhod vse do jaška Delo. V njih so vtisnjeni karbonski skrilavci južno od slepega jaška Zigon. V okolici slepega jaška Waldechiren jih loči men-dolski dolomit od ostalih wengenskih plasti. Plasti jugozahodno od jaška Inzaghi in v okolici slepega jaška Gross-herzog so po Kossmatu (1911, pp. 354—356) werfenske. Vendar gre za plasti skonca, ki so tu lapornate in jih je K o s s m a t verjetno zato prištel v werfen. VI. obzorje. Jama sestoji iz dveh nevezanih delov. V severozahodni jami ima karbonski skrilavec manjši pomen. Nahajamo ga v skrajnem severozahodnem delu jame, ki danes ni prehodna. Zato smo ga vrisali v karto na podlagi podatkov iz literature. Za razliko od prejšnjih obzorij leži ob severnem kontaktu samo mendolski dolomit. Na območju slepega jaška Velikajne so v dolomitu leče wengenskih kamenin. Osrednji del tega obzorja gradita dva pasova wengenskih plasti, ki jih loči mendolski dolomit. Na tem območju nismo mogli ločiti plasti skonca od ostalih wengenskih skladov, ker so skrilavci skonca vrinjeni v peščenjake. Oba pasova se raztezata proti jugovzhodu približno do slepega jaška št. 15. Južneje sledita še dva pasova plasti skonca: prvi je v območju slepega jaška Jožko, a drugi južno od tod. V jugovzhodni smeri so prebite werfenske plasti. Njihova južna meja še ni ugotovljena z rovi. Na območju sipke Zigon v 3 etaži so presekali werfenske plasti, ki se izklinjajo v vertikalni smeri pod mendolskim dolomitom. Jugovzhodni del jame je enostavneje grajen. Od slepega jaška Pekel do jaška Delo se razteza pas werfenskih plasti. Njegova zahodna meja še ni preiskana. Werfenske plasti leže tu na mendolskem dolomitu. Severneje leže wengenske plasti, ki jih na zahodu omejujejo skrilavci skonca. Vzdolž rova med poligonskima točkama 6078—6082 se razteza razpoka O (Kossmat, 1911, p. 301), katero jasneje vidimo v. globljih delih rudišča. Jugozahodni del obzorja leži po Kropaču v wengenskih, kasijan-skih in anizičnih kameninah. Starost teh plasti je dovolj jasno določil Kossmat (1913, p. 365). Podrobnosti o kameninah in njihovi starosti opisujemo v VII. obzorju. VII. obzorje. Lega plasti v severozahodnem delu obzorja je podobna kot na prejšnjem obzorju. Severni kontakt so presekali samo z enim rovom. V bližini kontakta leži leča wengenskih kamenin, ki grade na tem obzorju samo manjše pasove in leče. Južni del obzorja grade werfenski peščenjaki. V jugozahodnem delu obzorja se razteza werfenski pas do slepega jaška Lamberg; južna meja pasu leži v okolici slepega jaška Glančnik. V rovu jugozahodno od slepega jaška Glančnik nahajamo kontakt z wengenskimi plastmi. Tu leži tudi razpoka N (Piltz 1915, p. 1082). Wengenske plasti obsegajo dokaj veliko območje in se raztezajo od slepega jaška Ruda proti slepemu jašku 11 in še dalje proti jugozahodu. V severozahodnem delu zastopajo wengenske plasti peščenjaki in tufi, ki proti jugovzhodu prehajajo v plasti skonca. V njih opazujemo naraščanje apnene komponente. Geologija 4-2 17 Bistvene razlike med sedanjo in Kropačevo karto obstoje v jugozahodnem delu obzorja. Razlike so tudi v položaju kontaktov posameznih stratigrafskih nivojev. Na primer: na območju med slepima jaškoma Lamberg in Andrej, kjer je K rop a č vrisal mendolski dolomit, smo našli sljudnate peščenjake z apnenim vezivom. Tu je Kossmat našel Pecten discites in Myacites fassaensis (1913, p. 365). V bližini slepega jaška Glančnik dobimo oolitni dolomit. V rovu okrog poligonske točke 7133 so presekali tufe. Kossmat je na območju slepega jaška Žigon našel »koralno« rudo. VII. obzorje je zadnje, na katerem je še jasno izražen vpliv nariva in v katerem leže v večji meri wengenske kamenine. Nižja obzorja so enostavneje grajena; kamenine so več ali manj slabo skrilave in občutno manj porušene. VIII. obzorje. Peščenjake v severozahodnem delu tega obzorja je prišteval Krop a č v mendolski dolomit. V skrajnem severnem delu obzorja pa je vrisal (Kropač, 1912, tab. 10) lečo werfenskih peščenjakov in karbona. Obzorje leži samo v severozahodnem delu jame. Severni del obzorja grade wengenski peščenjaki, ki se raztezajo vzdolž slepih jaškov Sebastjan, 6 in Central. Južneje leži manjša leča skladov skonca na območju slepega jaška Trije Kralji. Ostali del VIII. obzorja gradi mendolski dolomit. IX. obzorje. Največji obseg na tem obzorju zavzema mendolski dolomit. V severozahodnem delu obzorja so se wengenske plasti v glavnem izklinile; sestavljajo jih skrilavci skonca. Raztezanje teh plasti na zahod smo vrisali po Kropačevi karti, ker rovi niso več dostopni. Ob severnem kontaktu leže dokaj porušeni kremenovi peščenjaki, ki vsebujejo tudi malo apnene primesi. Pas pripada verjetno wengenskim plastem. Rov, ki veže jaška Inzaghi in Delo, seka werfenske plasti približno do slepega jaška Leithner. Werfenski pas se verjetno nadaljuje na jugovzhod. V jugovzhodni jami nahajamo drugi pas werfenskih kamenin, ki ga spremljamo že od VI. obzorja navzdol. Leži v okolici slepega jaška Mayer; v severozahodnem delu ga omejuje razpoka O. V jugozahodnem delu je odkrita njegova meja na območju slepega jaška Pellis. X. obzorje. Od jaška Borba preko slepih jaškov Grubler, Koralna ruda in Martin se razteza pas peščenjakov, ki je ponekod ozek in je v tektonskem kontaktu z mendolskim dolomitom na eni strani in s karbonskimi skrilavci na drugi strani. V jugovzhodnem delu obzorja se javlja prvi werfenski pas, katerega zahodni del še ni preiskan. Vzdolž slepih jaškov Glančnik in Pekel nahajamo drugi werfenski pas. Med obema pasovoma so lečaste wengenske plasti vrinjene v mendolski dolomit. V skrajnem južnem delu leže tudi skrilavci skonca. XI. obzorje. Na tem obzorju je geološka zgradba še enostavnejša. Severni kontakt seka samo nadkop Miklavčič. Med jaškoma Inzaghi in Delo leži severna meja werfenskega pasu. Po Kropaču (1912, tab. 13) so našli werfenske kamenine tudi pri jašku Borba. S tem se strinja tudi Kossmat (1911, p. 366). Severovzhodno od jaška Delo nahajamo severni kontakt s 50 m debelimi karbonskimi skrilavci, na katerih leže permski peščenjaki in temen apnenec z diploporami (Kossmat, 1911, p. 367). XIL obzorje. Severozahodni del obzorja leži v mendolskem dolomitu. V jugozahodnem delu so presekali samo werfenske in anizične kamenine. Xm. obzorje. Severni del rudišča leži v mendolskem dolomitu. S preč-nikom proti severu so presekali severni kontakt. V jugovzhodnem delu sta dva werfenska pasova. Prvi južno od slepega jaška Pekel in drugi južno od slepega jaška 11. XIV. obzorje je razvito samo v jugovzhodnem delu jame. Na tem obzorju so presekali anizične in werfenske plasti. Južni pas werfenskih kamenin, ki smo ga spremljali že od VII. obzorja naprej, se tu pomakne proti severovzhodu. S severne strani poteka nov werfenski pas do slepega jaška, ki vodi na XV. obzorje. Werfenskih plasti, ki smo jih opisovali od VI. obzorja dalje, tu še niso našli. Morda tako globoko niti ne sežejo. III. TEKTONIKA Rudnik Idrija leži med Trnovskim gozdom in Sentviškogorsko planoto v prehodni coni med Alpami in Dinaridi. To ozemlje so obravnavali številni geologi, zato obstoji o njegovi tektonski zgradbi več različnih mnenj. Južna meja Julijskih Alp je po Kossmatu dislokacija Kobarid —Cerkno, medtem ko združuje Winkler v Julijske Alpe še območje Tarčenta, Matajur, Kolovrat, Trnovski gozd in Posavske gube. Centralni del Julijskih Alp grade po Kossmatu gube, a po Winklerju narivi. EudišČe Idrija leži po Kossmatu v Dinarskem sistemu, a po Winklerju v Alpskem predgorju. Vprašanje meje med Alpami in Dinaridi je po Kossmatu in Winklerju preveč shematizirano, ker v sedimentaciji ni tako velikih razlik, da bi lahko govorili o dveh geosinklinalah. Dinarski sistem in Julijske Alpe spadajo v enoten sedimentacijski in tektonski ciklus. To velja tudi glede rabeljskih skladov. Transgresija rabeljskih plasti v južno-alpski in regresi j a v dinarski geosinklinali, ki jo omenja Winkler, ne obstoji. Naša podrobna preiskovanja rabeljskih plasti na območju Notranjske in zahodnega dela Dolenjske so pokazala, da so rabeljske plasti razvite podobno kot na območjih severozahodno od tod. Celo nariva Trnovskega gozda prehaja na zahodu v vedno bolj strm položaj in še dalje v gubo, ki tone pod krednimi in eocenskimi plastmi v okolici Vipave (Winkler, 1924, p. 110). Winklerjevo tolmačenje idrijske dislokacije kot preloma moramo spremeniti. Luske karbonskih in triadnih kamenin so narinjene ena na drugo in vse skupaj na kredno-eocensko podlago. Zgradba tega ozemlja je vsekakor posledica velikega nariva Trnovskega gozda. Pri narivanju se je Trnovski gozd lomil, gubal in luskal. Zadnje je prišlo do izraza na onih področjih, kjer so podlago narivu tvorile relativno plastične kamenine. Vse te deformacije so se dogajale med narivanjem ali na koncu in niso posledica nekega naknadnega tektonskega delovanja. V idrijski dislokacijski coni nahajamo različne tektonske deformacije, gube, prelome in narive. Njeno zgradbo bomo podrobneje obravnavali v naslednjem poglavju. Tektonska struktura ožjega območja rudišča Po značilnih in prevladujočih tektonskih oblikah moremo ozemlje med Likarjem, Idrijo in Jeličnim vrhom v podolžni smeri razdeliti v tri območja. Vsako območje razdelimo v prečni smeri še na dva dela: jugovzhodni, ki je tektonsko dokaj porušen, in severozahodni,- enostavneje grajen del (7. slika). Kanomeljsko območje se razteza od Gornje Kanomlje do Razpotja. Za jugozahodni del tega območja so značilni inverzni položaji karbonskih in triadnih plasti. Najbolj jasno moremo to opazovati okrog Sturmovca. Na severnem pobočju Sturmovca leže karbonski skrilavi peščenjaki in skrilavci na permskih, werfenskih in anizičnih plasteh. Cel ta inverzni »paket« leži na krednih skladih, ki jih opazujemo v globoko vrezanih dolinah okrog Rovta, Revna in v Belem potoku. Werfenske plasti leže na mendolskem dolomitu južno od Močnika, na Plečeh, okrog Milanovca in Rejca ter v okolici kot 801 in 695. Na Sivki smo z vrtino ugotovili, da leži mendolski dolomit 130 m pod površino. Zahodno od Ivanišča preko Svinjarije se razteza pas narinjenih werfenskih plasti. Črta, ki loči narinjeni in nenarinjeni del werfenskih plasti, prehaja v okolici Fežnarja čez dolino na severovzhodno pobočje planote Vojsko. Med Repitom in Ivaniščem se stikajo narinjeni in nenarinjeni werfenski skladi. Inverzni položaj plasti je nastal zaradi intenzivnega gubanja karbonskih, permskih in werfenskih plasti. Ti skladi so oblikovali poleglo gubo, ki leži na mendolskem dolomitu. Guba je bila zelo velika, saj jo še danes sledimo v širini nad 2 km. Na Sturmovcu je ohranjena spodnja polovica gube. V njenem sinklinalnem delu nahajamo samo ani-žične plasti. Na kontaktu s kredo ni starejših plasti od anizičnih, razen v okolici naselja na Rovtu, kar dokazuje intenzivnost pritiskov. Karbonske in werfenske plasti so bile ob narivni ravnini zaradi trenja delno uničene, a delno iztisnjene. Zato so se ohranile samo v majhnih krpah ob narivni ploskvi. Se jasneje se to pokaže v skrajnem jugovzhodnem delu doline vzhodno od Robarja. Tu leže werfenske plasti, ki pripadajo prej omenjeni polegli gubi, neposredno na krednem apnencu. Torej je bil pri narivanju iztisnjen in zdrobljen celo mendolski dolomit. Ti odnosi kažejo, da je Trnovski gozd, ki je v svojem jugovzhodnem delu enostavneje grajen, pretrpel na območju idrijske dislokacije močne porušitve. To moremo pojasniti s počasnejšim gibanjem jugozahodnega dela Trnovskega gozda v primeri s kanomeljskim območjem, kjer je nastala tako velika polegla guba. Od Rošpa proti jugovzhodu vse do naselja Vončina je prebit raziskovalni rov v mendolskem dolomitu. Na kanomeljskem območju nahajamo vrtine Rošp, Trata in Sivka. Vse tri odkrivajo zanimive podatke o strukturi ozemlja in potrjujejo medsebojno lego kamenin, ki jih opazujemo na površini. Vse tri vrtine so dosegle kredne plasti. Vrtini Rošp in Trata sta presekali karbonske skrilavce in se nato nadaljevali v močno porušeni coni, v kateri se je ohranilo še čelo nariva, ki ga tvorijo nagubane werfen-ske in anizične kamenine. Vrtina Trata je potekala skozi značilno narivno zgradbo. Kamenine, preko katerih se je izvršilo narivanje, so nagubane. Vrtina Sivka potrjuje inverzni položaj karbonskih oziroma triadnih plasti. Ce izračunamo vpad in smer krednih apnencev s pomočjo vrtin in na podlagi najvišjega in najnižjega izdanka krede, dobimo: Kredni apnenec vpada torej proti severovzhodu; vpadni kot se spreminja v odvisnosti od točke opazovanja. To kaže, da leže kredne plasti relativno enakomerno in da so samo ponekod več ali manj nagubane. Severovzhodni del kanomeljskega območja grade werfenske plasti in mendolski dolomit. Pretežno so plasti v normalnem položaju, ponekod pa opazujemo polegle gube. Severovzhodni del kanomeljskega območja se razteza od Likarja preko Krnic, Jerovcev na Debelo brdo in dalje do reke Idrijce. Torej veže ta del dve jugovzhodni območji. Najmlajše plasti zasledimo samo v okolici kot 800 in 698 vzhodno od Loma. Predstavlja jih svetel srednjetriadni apnenec. Njegov položaj se jasneje odraža na Mrutnem vrhu in v okolici Čajnega vrha. V tem delu kanomeljskega območja so vrtine Klemen, Vojkova in Vojašnica, ki kažejo, da je severozahodni del kanomeljskega območja narinjen na idrijsko območje. Zgradba je podobna, kot jo opazujemo v narivu Trnovskega gozda. V jugovzhodnem delu kanomeljskega območja prehaja nariv proti severozahodu v poleglo gubo. Idrijsko območje leži med Razpotjem in vzhodnim pobočjem grebena, ki se razteza južno od Idrije (koti 464, 579). Tudi to območje moremo razdeliti na severovzhodni in jugozahodni del. Loči ju prelom, ki poteka po Jurčkovem grabnu preko zahodnega pobočja Ptičnice na sedlo nad Ptičnico in Poševnikom. To tektonsko črto omenjata že Lipoid (1874, pp.450, 451) in Kossmat (1899, p. 265). Prelom leži v dinarski smeri, se obrne na območju rudišča na jug in zavije nato ponovno proti jugovzhodu. Ob tem zavoju so odkriti karbonski skrilavci severno od Čuka in na območju mesta Idrije. Njihovo mejo je dokazal Kropač z razkopi in ročnimi vrtinami. PtiČnica in Poljanec sta geološko enako grajena. Vznožje hriba sestavljajo werfenske kamenine, više leže mendolski dolomit ter wengenski peščenjaki in konglomerati. Vzhodno od Poljanca nahajamo manjši blok kasijanskega apnenca. Na vzhodu se te plasti ob prelomu dvignejo na wengenske in kasijanske plasti levega brega Idrijce, ki pripadajo območju Ljubevč — Jelični vrh. Prelom označujejo golice karbonskih skrilavcev. Kamenine, ki grade Ptičnico in hrib pri Poljancu, so narinjene na kredni apnenec, katerega golice sledimo od kote 662 na koto 584, Poševnik in vrtine Rošp, Trata, najvišji izdanek krede Rošp, Trata, najnižji izdanek krede smer 66° 24® 11,5° vpad 24° 26° 36° dalje na jugovzhod. Meja med triadnimi in krednimi plastmi je južno od Čuka prelomna vse do sedla na Govekarjevem vrhu. V idrijskem območju so vrtine v Platiševi in Rožni ulici ter na Titovem trgu. Vrtine kažejo, da leži na krednem apnencu mendolski dolomit, razen v vrtini na Titovem trgu. Torej v »talnini« rudišča niso povsod razviti werfenski ali karbonski skladi, kar kaže, da se posamezne plasti bočno izklinjajo. Se posebej je to značilno na tistih mestih, kjer se raztezajo glavne tektonske črte. Položaj krednega apnenca, ki smo ga izračunali po vrtinah v Vojkovi in Platiševi ulici ter pri Vojašnici, je 28,5°/24,5J. Enak proračun iz vrtin Vojašnica, Platiševa, Titov trg pa 58,50/32°. Območje Ljubevč—Jelični vrh obsega ozemlje jugovzhodno od Idrije. Vzdolž Ljubevške doline grade to območje vrinjene wengenske plasti, a v rudišču tudi ostale triadne plasti. To območje je močneje tektonsko porušeno samo vzdolž dislokacije, ki ga loči na severovzhodni in jugozahodni del ter ob narivu triade na kredo. Oba dela sta geološko enako grajena, čeprav obstajajo tudi manjše facialne razlike v nekaterih stratigrafskih členih. V severovzhodnem delu sestavljajo wengensko serijo skrilavci skonca, peščenjaki, breče in konglomerati ter svetel apnenec. Jugozahodni del pa ima enak razvoj wengenskih plasti kot idrijsko območje. Nad Likarjem prehaja mendolski dolomit v masiven skoraj popolnoma bel dolomit, ki ga na ostalem ozemlju nismo našli. Morda kaže ta dolomit na prehod v wengenske plasti, ker smo našli ponekod v rudišču in vrtinah Zaspane grape ob plasteh skonca tudi tanek vložek popolnoma belega apnenca. Ob čelu nariva triade na kredo opazujemo prelom, ki smo ga že omenili. Tektonsko črto, ki loči to območje v dva dela, sledimo med Zagodo, Likarjem in Ljubevčem ter dalje ob Podobniku in kotama 637 in 696 na koto 692. Ob njej so karbonske in triadne plasti narinjene na kasijanske in anizične sklade. Med Ljubevčem in Podobnikom označuje prelom v pesek zdrobljen dolomit. Med kotama 696 in 759 leže na karbonu wengenske plasti. Med njimi ni opaziti sledov tektonike. Na tem območju so vrtine Ljubevč I in II ter po tri vrtine pri topilnici in v Zaspani grapi. To območje je enostavneje grajeno kot prejšnja. Wengenske plasti severovzhodnega dela leže skoraj horizontalno (336°/5,5°), a prav tako tudi ostale triadne plasti. Med jaškom Pravica in Ljubevčem so kredni apnenci, ki so do sedaj ležali več ali manj ravno, vgubani v sinklinalo. Po podatkih vrtin vpada kreda ob sedanjem narivnem čelu strmo in se šele z oddaljevanjem od njega vpad zmanjša. Po navedenih podatkih sklepamo, da obstoji na opisanem ozemlju relativno široka idrijska dislokacijska cona, v kateri se najbolj izraža tektonska črta, ki poteka po dolini Kanomlje na Fežnarja, preko Rošpa, Trate, Kolenca, Razpotja, Podobnika, Likarja, Ljubevča in JeliČnega vrha. Ob tej črti, ki jo označujejo karbonske golice, se je izvršilo dokaj enostavno narivanje proti jugozahodu. Razlikujemo dva značilna načina geološke zgradbe. V severozahodnem delu prevladujejo polegle gube, a v jugovzhodnem narivi oziroma luskasta struktura. Prehod iz ene zgradbe v drugo je oster in leži na Črti Razpotje—Poševnik. Poseben položaj imata dve tektonski črti v smeri sever—jug. Prva poteka od Mokraške vasi vzdolž Idrijce in preide v bližini Likarja na vzhodno pobočje Ptičnice. Ta črta je starejša kot glavna idrijska disloka-cija. Druga črta se razteza čez kote 880, 823 in 703. Označujejo jo strmi odseki, tektonske drse in miloniti. Po stopnji zlepljenosti zdrobljenih kamenin pripada ta prelom vsekakor poznejšim tektonskim procesom. Premik ob prelomu je majhen. Struktura rudišča K r o p a č (1912) je verjetno pod vplivom Limanovskega (1910) skušal pojasniti strukturo rudišča s tremi poleglimi gubami, ki so bile z naknadnimi tektonskimi procesi delno razlomljene. Kossmat (1911, 1913) pa je tolmačil zgradbo rudišča z narivi in je izključil vsako gubanje. Če bi hoteli pojasniti strukturo rudišča z gubami, potem bi težko našli razlago za razliko v porušenosti kamenin med severozahodno in jugovzhodno jamo. V pretežnem delu rudišča je do danes ohranjen normalni stratigrafski prerez. Razen tega bi ob severnem kontaktu morali presekati širši ali ožji pas werfenskih kamenin. V tem kontaktu pa nahajamo samo anizične in ladinske sklade. To dokazuje, poleg ostalih dejstev, da so se karbonske in triadne kamenine druge luske narivale na anizične in ladinske plasti prve luske. Med narivanjem se je karbonski skrilavec ponekod nakopičil, drugje iztisnil. Dolžine nariva še ne poznamo; moremo pa na podlagi dosedanjih raziskovalnih del sklepati, da so narivi luskaste strukture krajši. Med Poljancem in Ptičnico se razteza prelom, ki se odraža tudi v rudišču (VIJ. obzorje, kontakt med wengenskimi in werfenskimi plastmi). Po legi plasti sklepamo, da je ta prelom razlomil že narinjene triadne kamenine in da pripada Ptičnica isti luski kot severni del Poljanca in Smuk. Kamenine prve luske prihajajo na površino samo v ozkem pasu od vrtine v Platiševi ulici proti jugu. V jugovzhodni smeri postaja nariv enostavnejši. V severozahodnem delu preiskanega ozemlja so glavni element polegle gube, kar smo že omenili. Na manjše tektonske oblike so vplivale tudi mehanične lastnosti kamenin. Ker so wengenski kremenovi peščenjaki močno porušeni, moremo sklepati, da so pritiski prešli mejo odpornosti ostalih, manj trdnih kamenin. Odpornost kamenin v Idriji znaša po Bendelu (1948, p. 40) od 400 kg'cm2 za karbonske skrilavce, do 1400 kg/cm2 za wengenske peščenjake. Če upoštevamo Še teoretične podatke Kienowa (1942) in P e -traschecka (1950) o kvantitativni vrednosti pritiskov, ki povzročajo različne tektonske deformacije prvotno ravnih plasti, moremo domnevati, da so pritiski pri oblikovanju sedanje strukture v rudišču znašali vsaj 600 kg'cm2. Zato so karbonski skrilavci popolnoma plastični in ponekod celo zmečkani v glino. Podobne so tudi oblike plasti skonca, na katerih so se pritiski še posebno odražali zaradi kompaktnih wengenskih peščenjakov. Dokaj močna je tudi razlika v plastičnosti med werfenskim apnencem in anizičnim dolomitom. Zaradi kompaktnosti posameznih stratigrafskih členov (wengenski peščenjaki) se plasti niso mogle pravilno gubati. Oblike wengenske serije, ki jih opazujemo v rudišču, so rezultat lomljenja in drobljenja kompaktnih wengenskih peščenjakov in diferencialnega gibanja skrilavcev skonca z ozlrom na wengenski peščenjak in kompaktni mendolski dolomit. Smer pritiska kažejo polarni diagrami vpadov (4. a, b, c slika). Prvi je sestavljen na podlagi izmerjenih vpadov na površini, drugi kaže vpade v jami in tretji združuje oba diagrama. V prvem diagramu leži maksimum vpadov v smeri NO in drugi, manjši maksimum v smeri SSW. Fig. 4. a. Polar diagram of dips on the surface V drugem diagramu ležita oba maksimuma v eni coni; v njem so nekoliko močneje zastopani vpadi proti NO. V tretjem diagramu vidimo, da so vsi vpadi zbrani v eni coni, samo da so vpadi v smeri NO številnejši. V nasprotju s tako jasno izraženimi vpadi plasti so tektonske drse razporejene popolnoma nepravilno. Nekoliko številnejše so v smereh NO in OON (5. slika). Nekateri avtorji so poudarjali razliko med zgornjo in spodnjo jamo (v bistvu med severozahodnim in jugovzhodnim delom rudišča). Razlika je jasna, ker so kamenine v severozahodni jami tektonsko bolj porušene. Vendar tu ni razlika samo v stopnji tektonske porušenosti, temveč se udeležujejo zgradbe obeh jam tudi različne kamenine. Obe jami loči tektonska črta, ki leži na vzhodnem pobočju Čerina in Ptičnice. Razen tega so wengenske kamenine v jami nekoliko drugače razvite kot na površini. V jami skoraj ni wengenskih konglomeratov in breč. Našli smo jih samo na II. in III. obzorju. To bi mogli pojasniti ali z erozijo, ki je pred nari-vanjem močneje zajela ozemlje prve luske, ali pa konglomerati sploh niso bili odloženi v taki debelini kot na primer vzhodno od Idrije. Za severozahodni del rudišča so značilne wengenske plasti, ki se pogosto odebele ali stanjšajo na kratkih razdaljah. Ob severnem kontaktu nahajamo dva wengenska pasova. Spodnji doseže višino VII. obzorja in se razteza do X. obzorja. Sestavlja ga v glavnem kremenov peščenjak. Ponekod nahajamo v njem po nekaj centimetrov debele vložke skrilavcev. Pas kaze bolj ali manj obliko gube, ki je razvlečena v severozahodnem delu ob narivni Črti. Na jugozahodu je guba vertikalna. Njena oblika je nastala z lomljenjem v posamezne bloke. Teža narinjenih kamenin je premaknila gube iz smeri SW v skoraj vertikalni položaj. Gubanje tega Fig. 4.b. Polar diagram of dips in the mine pasu je bilo počasnejše kot narivanje, kar kažejo v gubo vrinjeni karbonski skrilavci. Zgornji wengenski pas se cepi v svojem severozahodnem delu v dva kraka. Od severnega kontakta ga loči leča mendolskega dolomita. V jugozahodni del pasu so vrinjeni karbonski skrilavci. Pod pritiskom kamenin, ki so se narivale, se je wengenski pas razvlekel v dinarski smeri. Med zlomljene bloke wengenskega peščenjaka so vrinjeni skrilavci skonca. Centralni del pasu sega dokaj globoko, v obeh smereh pa se hitro izklinja. Wengenske plasti so verjetno pod vplivom vertikalnega pritiska globokeje vrinjene v mendolski dolomit, morda je bila na tem mestu wengenska serija tudi toliko debelejša. Leča mendolskega dolomita se je pri narivanju odtrgala in vrinila v sedanji položaj. Naslednje območje wengenskih kamenin leži okrog osrednjega karbonskega pasu. Tu se wengenske kamenine razcepijo v dva pasova, se nato zopet združijo in ponovno razcepijo. V severozahodnem delu doseže pas veliko višino in vpada proti jugovzhodu. Zadnji, najjužnejši pas wengenskih kamenin je preiskan z jamskimi deli samo v svojem severnem in centralnem delu. Njegove južne meje še ne poznamo. Vzdolž severne meje so zelo zapleteno vgubani skrilavci skonca, ki se izklinjajo proti jugovzhodu. Med jaškoma Inzaghi in Delo so v ta pas vrinjeni karbonski skrilavci. Posamezne manjše leče wengenskih kamenin, pretežno plasti skonca, najdemo še na nekaterih mestih. Njihova višina je majhna in običajno ne presega razdalj med dvema obzorjema. 4. c si. Polarni diagram vpadov plasti na površini in v jami Fig. 4.c. Polar digram of dips on the surface and in the mine Plasti skonca se javljajo samo lokalno v večjem obsegu, na vseh ostalih območjih pa prevladujejo ostale wengenske plasti. Kontakt med njimi je diskordanten; povsod se relativno mehki skrilavci skonca vrivajo v zdrobljene peščenjake. Werfenski skladi se javljajo v rudiščih na dveh območjih. Prvemu pripadajo werfenske plasti v severozahodnem delu rudišča na VTI. obzoriu, ki se nadaljujejo do XIV. obzorja. Drugo območje pa je med VI. in XIII. obzorjem. Na VI. in VII. obzorju se oba pasova zelo približata. V severozahodnem delu rudišča so werfenske kamenine v normalnem stratigraf-skem položaju pod anizičnim dolomitom, medtem ko leže v jugovzhodnem delu na anizičnem dolomitu. Werfenske plasti zastopajo v rudišču samo apnenci, peščeni apnenci in zelo redko apneni peščenjaki. V rudišču jih ne moremo razčleniti na spodnji in zgornji werfen. Prvi werfenski pas ima obliko gube, ki je polegla v smeri NO, drugi pa je narinjen na anizični dolomit in skupno z njim naguban. Poleg gubanja opazujemo v rudišču tudi spremembe smeri posameznih pasov in porušene cone, kar se najbolj jasno odraža v jugovzhodnem delu zgornjih obzorij. Poleg tega nahajamo v rudišču pod wengenskimi gubami razpoke, ki jih v literaturi imenujejo O, Ov M, N in I. ter II. -Strmi list«. (Kossmat, 1911, pp. 301—362, 364—367; Piltz, 1915, pp. 1035, 1081—1083). Danes so ti deli rudišča odkopani. Pripisovali so jim velik pomen z ozirom na rudonosnost. Manjša tektonska premikanja so se pričela že v triadi in se delno odražajo tudi v rudišču, kar bomo podrobneje obravnavali pri orudenenju. V juri nahajamo v centralnih Julijskih Alpah ponekod tektonsko, a ponekod transgresijsko diskordanco. Prva močnejša premikanja opazujemo 5. si. Polarni diagram tektonskih drs Fig. 5. Polar diagram of slickensides v sredini krede, ko se je sedimentiral kredni fliš. V zgornjem eocenu so se pojavile prve tangencialne sile, ki so stisnile in deformirale gube. Ko so dosegle maksimum, se je pričelo narivanje. Pozneje so Alpe in Dinaride porušili prelomi (Winkler 1924, pp. 66—136, 190, 192, 193). Na podlagi tega opisa moremo po analogiji določiti tudi nastanek današnje strukture v idrijskem rudišču. V eocenu se je ali narinila kreda na eocenske plasti, ki prihajajo na površino v globoko vrezanih dolinah, ali pa so eocenski skladi vgubani v krednem apnencu. Eocenski sedimenti ne kažejo nagubane oblike, temveč leže več ali manj kot plošča. Isto opazujemo tudi v krednem apnencu. Zato je prva domneva verjetnejša kot druga. Majhna debelina eocena in intenzivna tektonika sta povzročili, da je eocenski fliš razpadel v posamezne krpe. Ta del tektonike je še premalo proučen; za zaključke v zvezi z eocenom bi morali zbrati podatke z roba Trnovskega gozda. Karbonske in triadne plasti so se narinile na kredo zaradi istočasnega ali nekoliko poznejšega tektonskega delovanja kot kreda na eocen. Struktura idrijske dislokacijske cone je nastala pri koncu narivanja Trnovskega gozda. Narivno čelo Trnovskega gozda se je premikalo po- časneje, ali se celo ni več narivalo, takrat je prišlo v dislokacijski coni do gtfbanja in narivanja. V kanomeljskem območju so se kamenine močno gubale, medtem ko so se v idrijskem in dalje na jugovzhodu narivale. Ta dvojni značaj idrijske dislokacijske cone je verjetno nastal tako, da je pred nastankom današnje zgradbe obstajala manjša fleksura, ki se je jugovzhodno od Cešnjice pretrgala. Kredni apnenec tvori na tem območju obliko klina in loči obe strukturi. Širina polegle gube proti zahodu izredno hitro raste; podobno je tudi proti vzhodu z dolžino narivov. Med kotama 516 in 622 opazujemo danes golice krednega apnenca, ki je verjetno že pred narivanjem preprečil premikanje v tej smeri. Na prvo karbonsko-triadno lusko se je narinila druga, ki danes gradi Ptičnico in Poljanca ter se razteza dalje preko Jurčkovega grabna na Češnjico. Druga luska se je pred narivanjem prelomila, pri čemer se je vzhodni del terena pogreznil. Prelom opazujemo na vzhodnem pobočju Ptičnice; pri jašku Delo se spušča v Idrijco in se po njej nadaljuje na sever. Prelom je starejši kot na-rivanje tretje luske karbonsko-triadnih kamenin, ker ga je ta nariv pretrgal. Prvo lusko grade karbonski, werfenski, anizični in wengenski skladi. Pri narivanju druge luske na prvo je narivno ravnino tvoril karbonski skrilavec, zato se je narivanje izvršilo relativno lahko. Karbonski skrilavec se je po krajšem ali daljšem narivanju ponekod iztisnil. Narivanje se je potem nadaljevalo na werfenskih kameninah. Ta nariv je povzročil gubanje wengenskih in anizičnih kamenin prve luske. Gubanje kažejo preseki rudišča (8. slika). Pred narivom tretje luske je prišlo vzdolž današnje idrijske dislokacije do preloma. Ta dislokacija je značilna in se enakomerno razteza od Jeličnega vrha na Razpotje, po dolini Kanomlje in se končuje malo pred naseljem na Rovtu. Narivanje druge luske ni bilo enakomerno. Zahodni del, ki obsega Ptičnico in Poljanca, se je narival hitreje kot vzhodni (Zagoda in dalje na vzhod). Zato opazujemo v rudišču različne spremembe smeri skladov iz dinarske v prečnoalpsko. V spodnjih delih rudišča tega vpliva nismo opazovali. Narivna ploskev med prvo in drugo lusko je močno nagubana. To kaže karta zgornje površine prve luske (6. slika). Na njej opazujemo sinklinalo, v katero so vrinjeni karbonski in werfenski skladi druge luske. Prelom, ki je starejši od nariva, poteka vzdolž Ljubevške doline na stiku kasijanskih in wengenskih plasti z werfenskimi. Vsi ostali prelomi so mlajši. Nahajamo jih pri Poljancu, na južnem pobočju Sivke in Debelega brda, v Srednji Kanomlji, zahodno od Čajnega vrha ter na kontaktu krede in triade. Vsi prelomi razen preloma pri Poljancu so majhni. Takšne premike opazujemo tudi v rudišču, kjer jih označujejo tektonske drse in v pesek zdrobljene kamenine. Iz tega opisa izhaja, da sedanja zgradba ni nastala z enostavnim in kontinuirnim premikanjem, temveč so obstajale med posameznimi fazami tudi dobe mirovanja. Takrat so se dogajali samo vertikalni premiki. Zelo pomembno bi bilo ugotoviti točne razsežnosti prve luske. Do sedaj vemo, da se razteza od vrtine v Platiševi ulici preko rudišča, Likarja do Ljubevča, medtem ko njeni vzhodnejši deli še niso preiskani. Proti severu se razteza preko vrtine v Vojkovi ulici, njene skrajne severne meje še tudi ne poznamo. IV. ORUDENENJE Rudišče je že nekaj stoletij v eksploataciji brez pisanih podatkov o značaju odkopane rude. Zato smo se mogli opreti samo na svoja opazovanja in na nekaj opisov Schraufa, Kossmata, Kropača in P i 11 z a. Po ohranjenih starih jamskih kartah smo v glavnem rekonstruirali oblike rudnih impregnacij. Razen tega smo mogli po analogiji s sedanjim orudenenjem približno obnoviti način orudenenja odkopanih območij. Cinabaritne rudne impregnacije so nastale tik pod površino in nimajo ostrih meja. V rudišču nahajamo cone, ki so slabo, bogato ali zelo bogato orudene. Postopno prehajajo v neorudene. Oblike rudnih impregnacij in njihov položaj kaže 9. slika. Rudne impregnacije smo vrisali po ohranjenih odkopnih kartah. Po položaju in obliki so zelo raznovrstne. Na to je vplivala močna postrudna tektonika. Transport živega srebra ter procesi hipergenega izločanja rudnih impregnacij in rekristalizacije so še premalo proučeni, zato težko ugotovimo prvotne odnose med rudo in prikameninami. Oblike in splošne lastnosti rudnih impregnacij 1. Rudna impregnacija 1, ki je odkrita na I. obzorju, se ne nadaljuje v globino. Orudena cona obsega anizične in wengenske plasti ob kontaktu s karbonskim skrilavcem. Višina impregnacije znaša okrog 20 m. Ob kontaktu s karbonskimi skrilavci ne opazujemo bogatejšega orudenenja. Impregnacija je dolga okrog 160 in široka 10—40 m. Danes so ohranjeni samo še njeni obrobni deli. Zaradi znatne variabilnosti v horizontalnih smereh ne moremo pričakovati v njej večjih zalog razen v severozahodni smeri, ki še ni rudarsko preiskana. Vrtini v Rožni ulici in na Titovem trgu sta prebili rudonosno cono; zato moremo pričakovati v tej smeri tudi večje zaloge. Celotno območje verjetno ni orudeno, temveč samo nekateri deli. Cinabarit nahajamo v mendolskem dolomitu in wengenskih plasteh kot impregnacije, ali pa je skoraj popolnoma nadomestil prvotno kamenino (jeklenka). Odstotek živega srebra se hitro spreminja. V karbonskih skrilavcih nahajamo ob severnem kontaktu lokalno orudenenje s samorodnim živim srebrom. 2. Severno od osrednjega karbonskega pasu nahajamo več rudnih impregnacij. Največja leži v severozahodnem delu II. obzorja med slepimi jaški Kapucinar, Gugler, Zračna, Schmiedt, na III. obzorju med slepimi jaški Berg, Nadvojvoda, Kapucinar, Gugler, Schmiedt, Zračna, Jeran, na IV. med B in Nadvojvoda, na VI. med Zergollerjem, Cemernikom, Leith-nerjem, Inzaghijem, 5, 10, 16 in na VII. obzorju med slepimi jaški Han-gend, Danihelka, Cemernik, Gersdorf, 5. Višina rudne impregnacije znaša nad 150 m. Leži od 1. obzorja (celo nekoliko nad I. obzorjem) navzdol v mendolskem dolomitu in wengenskih plasteh. Severna meja poteka v bližini tektonsko zdrobljenih wengenskih peščenjakov in je oddaljena nekaj 10 m od severnega kontakta. Južna meja so karbonski skrilavci, vrinjeni v wengensko sinklinalo. Na višini II. obzorja ima impregnacija dimenzije 130 X 45 m, na II. obzorju 140 X 40 m in na III. obzorju 250 X 20 do 100 m; na tem obzorju povezuje posamezna orudena območja II. obzorja. Dimenzije rudne impregnacije na IV. obzorju so dokaj manjše in znašajo 80 X 15 m. V neposredni okolici rudnih impregnacij so majhne orudene leče. Okrog 14 m nad VI. obzorjem obsega orudena cona 300 X 50 m. Na VII. obzorju so 4 podaljški rudne impregnacije, vendar ne dosežejo IX. obzorja. Ta impregnacija kaže, da je odstotek cinabarita na posameznih območjih v glavnem odvisen od bližine skrilavcev. 3. Med medobzorjem in III. obzorjem se razteza majhna rudna impregnacija 20 X 30 m v mendolskem dolomitu. 4. Od III. obzorja navzdol leži ob severnem kontaktu nova rudna impregnacija, ki doseže ob slepem jašku Ahacij višino III. obzorja. Njen severozahodni del sega 8 m nad IV. obzorje. Rudna cona ima na tem obzorju dimenzije 380 X 40 m. Tu so orudeni wengenski skladi in mendolski dolomit, medtem ko je na VI. obzorju oruden samo mendolski dolomit v obsegu 200 X 25 m. V globino spremlja impregnacijo severni kontakt do IX. obzorja. Orudenenje preneha kakih 5 m pod višino IX. obzorja. Ponekod najdemo v severnem kontaktu jeklenko. Tudi to rudno cono spremljajo manjše orudene cone in leče. 5. Na IX. obzorju med slepimi jaški Berg, Bruno, Koršič, Neissel in Troha je razvita nova rudna impregnacija v mendolskem dolomitu. Razteza se 18 m nad IX. obzorje. Na X. obzorju obsega površino 200 X 60 m. Impregnacijo sledimo tudi na XI. obzorju med slepimi jaški Koršič, Billek, Weikhart in Plasser. Od XI. obzorja navzdol se širi oruden pas proti severozahodu. Dolg je več kot 550 m in je zelo različno debel; ponekod se izklinja, ponekod doseže debelino do 60 m. Nadaljuje se na XII. obzorju med slepimi jaški Grubler, Kiesel, Brejc. Zasledimo ga tudi v izoliranem pasu okrog slepega jaška Billek. Ruda je siromašna, zelo redke so bogatejše rudne cone in jeklenka. Impregnacija leži v mendolskem dolomitu, ki kaže znake mladih tektonskih porušitev. 6. Naslednja rudna cona je odkrita južno od osrednjega karbonskega pasu na II. obzorju. Rudo odkopavajo v več odkopnih poljih, ki jih ločijo neorudeni ali slabo orudeni deli. Kako visoko nad II. obzorje prodira rudna impregnacija, ne vemo. Po obstoječih podatkih sklepamo, da se razteza 16 do 20 m nad II. obzorje. Vzhodna meja rudne impregnacije se na III. obzorju umakne proti zahodu in se na IV. obzorju ponovno odmakne na vzhod. Na tem obzorju je rudna cona dolga 400 m in široka do 65 m. Na VI. obzorju jo zasledimo v okolici slepih jaškov Jožko in Auers-berg, kjer se izklinja. 7. Majhna rudna impregnacija leži na kontaktu mendolskega dolomita in werfenskih plasti v podaljšku impregnacij 2 in 6 v okolici slepih jaškov Zigon in Andrej na VI. obzorju. Ruda je bogata, vendar majhnih dimenzij. 8. V jugozahodnem delu jame na VI. obzorju je v mendolskem dolomitu in wengenskih kameninah nova rudna impregnacija v okolici napisa Sipka, ki jo sedaj odkopavajo. Verjetno se bo končala pred IV. obzorjem. V globino se nadaljuje do IX. obzorja. Do sedaj še ne poznamo njene točne globine, vendar ne moremo pričakovati večjega podaljška v tej smeri. V bližini skrilavcev skonca in v njih nahajamo jeklenko. 9. Okrog 10 m nad VI. obzorjem je v okolici slepega jaška Velikajne majhna rudna impregnacija. Njeno nadaljevanje v globino še ni preiskano, vendar je malo verjetno, da se bodo tu našle večje zaloge. 10. Nova rudna impregnacija leži v werfenskih plasteh na X. in XI. obzorju in se izklinja 12 m nad X. obzorjem. Leži med dvema vložkoma skrilavca; je lečasta in skoraj vertikalna. Široka je 2 do 3 m in dolga okrog 40 m. Rudna koncentracija je dokaj velika. 11. Južno od jaška Delo se razteza zelo razčlenjena rudna impregnacija, ki se na posameznih obzorjih združi in na ostalih zopet cepi. Med VI. in VII. obzorjem na območju slepega jaška Joško leži majhna rudna impregnacija v mendolskem dolomitu. Slabo orudenenje se nadaljuje na IX. obzorje. Cona je široka 2 m in relativno kratka (20 m). Verjetno se nadaljuje tudi na IV. obzorju v okolici slepega jaška 6 na VI. obzorju. V globino se nadaljuje v okolico slepega jaška Lamberg na VII. obzorju in se na IX. priključi glavni rudni impregnaciji. Podobno je z rudno impregnacijo v okolici slepega jaška Brus, VI. obzorje, kjer odkopavajo že 20. etažo. Glavno območje rudne impregnacije na VI. obzorju obsega slepe jaške Glančnik, Brus, Mayer in Siid-Ost ter ima velikost 190 X 20 m. Na naslednjem, VII. obzorju, obsega impregnacija samo posamezna oru-dena območja z vmesnimi jalovimi conami. Na IX. obzorju je orudeno območje veliko 450 X 50 m. Na naslednjem, X. obzorju, je rudna impregnacija dokaj manjša in leži med slepimi jaški Glančnik, Mayer, Meta-cinabarit, Landsinger in 11. Prej kontinuirno orudena cona vsebuje tu več jalovih delov. S posameznimi kraki se nadaljuje do XIV. obzorja. 12. Na območju slepih jaškov Zračna in Con je majhna rudna impregnacija na XII. in XIII. obzorju. 13. Severno od jaška Delo leži rudna impregnacija Rop na XII. in XIII. obzorju v mendolskem dolomitu. Ponekod so v njej dokaj bogata cinabaritna orudenenja. Impregnacija je porušena s postrudno tektoniko in so v niej pogostne tektonske drse. 14. Zadnja rudna impregnacija leži v okolici slepega jaška Pekel. Razteza se med VII. in XII. obzorjem ter spremlja kontakt med mendol-skim dolomitom in werfenskimi plastmi. Impregnacija je ozka (ponekod doseže samo 1 m) in dolga okrog 150 m. Ponekod vsebuje bogato orudenenje. Na IV. in XI. obzorju so našli leta 1954 manjše rudne impregnacije v mendolskem dolomitu, ki jih še raziskujejo. Na XI. obzorju leže rudne impregnacije na kontaktu z werfenskimi plastmi. Mineraloški sestav rudišča Primarnih hidrotermalnih mineralov je v rudišču malo, zato je mineraloški sestav rudišča zelo enostaven. Glavni rudni mineral je cina-barit. Poleg tega nastopa ponekod tudi metacinabarit. V zadnjih letih ga niso našli niti v enem rovu. Po Schraufu nastopa metacinabarit v zaobljenih zrnih, posamezno ali v nizu, je črn z rdečkasto nianso. Ponekod je razvit tudi v drobnih kristalih skupaj s kalcitom. Vsebuje sledove železa. Kristalne ploskve so bile običajno zakrivljene (1891, pp. 350—360). Blokdiagram idrijske dislokacije Block-map of the Idrija-fault between med Zgornjo Kanomljo in Čerinovim vrhom Zgornja Kanomlja and Čerinov vrh T Nekateri značilni preseki vzdolž idrijske dislokacije in skozi rudišče Legenda na 7. sliki Some characteristic sections along the Idrija-fault and the ore deposit of Idrija Explanation in fig 2. Tedanja nahajališča metacinabarita danes niso dostopna. Našli so ga na X. obzorju v razpoki II. in na IX. obzorju v odkopnem polju Barbara (Schrauf, 1891, pp. 360—364). Po letu 1945 so ga našli v okolici slepega jaška Lamberg na VII. obzorju. Piltz omenja, da so na XI. obzorju našli sfalerit (1915, p. 1083). Barit se javlja po Schraufovih podatkih zelo redko. Našel ga je v jasnih kristalih na VI. obzorju (1891, p. 394). Po vojni še nismo našli sfalerita in barita. Zelo pogostne so na II., III., X., XI. in XII. obzorju tanke bele žilice kaolinita. Schrauf omenja, da jih je našel tudi na IV. obzorju in da spominjajo na lojevec. Po njem tvori žilice mineral tuezit (1891, p. 373). Zaradi primerjave smo kemično in rentgensko preiskali podoben material. Rezultate kemične analize kaže 3. tabela. Analize potrjujejo, da gre za kaolinit. Njegovo vlaknato strukturo kaže 3. slika na II. tabli. Kemične analize kaolinita Chemical analyses of kaolinite Table 3 3. tabela Schraufova analiza Analysis according to Schrauf Novi analizi New analyses Si02 45,00 47,18 44,27 Al At 39,74 39,95 32,43 Fe203 0,45 1,35 5,54 MnO 0,20 CaO 0,52 0,11 sled HgO sled 0,22 sled h2o 14,41 0,21 0.93 žaroizguba 12,60 12,59 Na II. obzorju v okolici sipke Bedenk so našli prevleke vijoličastega minerala. Za določitev smo imeli na razpolago zelo malo materiala. Mineral ima lomni količnik večji od 1,336 in manjši kot 1,461. Specifično težo smo mu določili v vreli zasičeni raztopini srebrovega nitrata pri 100° C in znaša približno 3,19. Torej gre za fluorit. V rudišču so pogostni piritni kristali. V mendolskem dolomitu in wengenskih plasteh je pirit primaren v razpokah, a je nastal tako, da je voda raztopila del železa in ga ponovno izločila na stenah. Plasti skonca vsebujejo vložke, ki jih sestavlja v glavnem pirit. V mendolskem dolomitu je pirit razdeljen več ali manj enakomerno. V razpokah nahajamo tudi kalcit, dolomit, kalcedon in kremen. Kalcedon je nastal sekundarno, nahajamo ga v jalovih in orudenih conah. V rudišču so pogostni razni sekundarni sulfati kot sadra, epsomit in melanterit. Sadra nastopa v igličastih kristalih, ki so pogosto dvojčično zraščeni. Sadra je v rudišču zelo labilna. Hitro se sedimentira in hitro Geologija 4-3 33 prehaja ponovno v raztopino zaradi cirkulacije podzemne vode. Značilno hitro tudi raste epsomit. V novo izkopanih rovih prevleče zidove v nekaj tednih. Njegova vlakna dosežejo dolžino do 20 cm. Poleg teh mineralov se javlja v rudišču tudi halotrihit. Zepharovicheva (1879, p. 186) analiza halotrihita je zelo podobna Schraufovi (1891, p. 379), vendar je zadnji imenoval ta mineral idricit zaradi pomanjkanja sulfata v analizi. Pal ache (1951, p. 318) in Nikitin (1934, pp. 147, 148) sta zadržala oznako idricit. V halotrihitni skupini sestav običajno močno variira, zato moremo tudi za idrijski mineral zadržati oznako halotrihit. V dolomitnih razpokah najdemo včasih mineral pilolit (Bergleder, R a m d o h r, 1942, p. 592) ali ksilotil (W i n c h e 11, 1951, p. 380). To je siv, kožast mineral, ki ga sestavljajo različno orientirana vlakna. Pilolit vsebuje po analizi 39,16 °/o SiO , 0,00 % TiO0,13 % Fe O , 14,20 °/o Al 0„ 8,70 »/o MgO, 8,61 % CaO, 0,00% KaO, 0,00 % Na20, 8,15% CO„ 7,00 % HaO- in 14,06% H.,0 r. Ker nahajamo pilolit v dolomitu, moramo odbiti vrednost primešanega dolomita (Ca Mg) COa in železa ter dobimo 48,4% SiO,, 17,6% Al,Oa> 8,0 MgO in 26,0 HaO. Iz teh podatkov izračunana formula je Mgl0 Sim A118097 X 36 HaO. Formula se nekoliko razlikuje od običajne, vendar moramo upoštevati veliko variacijo v kemizmu pilolita (T u č a n , 1930, p. 528). Po Schraufovih podatkih nastopa v rudišču tudi siderotil, in sicer običajno skupaj z melanteritom. Je bel ali rumen (1891, pp. 38—387). Umetno so .dobili ta mineral z dehidratacijo heksahidrata Fe v tetrahidrat pri kristalizaciji med temperaturo 56—64°C (Palache, 1951, p. 492). Siderotila in halotrihita danes ne najdemo v rudišču. Preostalo nam je še vprašanje idrialina in idrialita. R a m d o h r opisuje idrialin kot cinabarit, bogat z bitumenom (1942, p. 343). Prvi je idrialit opisal Jan da (1892, pp. 483—485) kot fosilno smolo s 50% organske snovi poleg pirita, gline, apnenca, kremena, ferosulfata in sledov cinabarita. Idrialit je temno- ali svetlozelen z enako razo. Zveplena kislina se obarva modrozeleno, če ga v njej topimo, v terpentinskem olju izloča bel prah, ki pripada idrialinu C21 HI4. Po Nikitinu je idrialit zmes idrialina in cinabarita, idrialin pa je mineral s trdoto 1—1,5 in specifično težo 1,4—1,85 (1934, p. 319). Izraza idrialin in idrialit se v literaturi nedosledno uporabljata; gre za isti mineral, ki je zelo redek kot prevleka v mendolskem dolomitu in wengenskih plasteh. Spada v skupino premalo preiskanih organskih snovi. Rudnomikroskopska raziskovanja Mikroskopska preiskovanja so pokazala, da nastopa cinabarit v rudišču na dva načina: nadomestil je posamezne minerale prikamenin, kar je značilno za cone bogatejše rude, ali se je odložil v razpokah. Cinabarit nadomešča kremen, dolomit in apnenec. Pri tem moremo razlikovati naslednje primere: v cinabaritu so zaostali samo drobci prikamenine, drobci prikamenine leže kot »oblaki« v cinabaritu, s cinabaritom je ostala nena-domeščena samo »vejasta« organska snov in cinabarit nadomešča posa- mezna večja zrna jalovine. Nadomeščanje napreduje z roba zrna proti notranjosti ali obratno. V obeh primerih je meja med cinabaritom in jalovino zobčasta; pogosto ločimo čisto cinabaritni pas, pas cinabarita z drobci prikamenine in pas prikamenine z drobci cinabarita. Ti pasovi so različno široki; pri nadomeščanju kremena so zelo ozki. Takšne primere najdemo zelo redko. Nadomeščanje cinabarita kažejo 1., 2. in 3. slika na III. tabli ter 1. in 2. slika na IV. tabli. Cinabarit v razpokah ne kaže znakov nadomeščanja. V razpokah sta se običajno najprej izkristalizirala dolomit ali kalcit, šele nato je zapolnil razpoko cinabarit (IV. tabla, 3. slika). Enake pojave opazujemo tudi pri piritu. Ponekod vidimo majhna nadomeščanja pirita po cinabaritu. Ti primeri so zelo redki; pirit ima takrat običajno korozijske oblike. Največkrat leži pirit v cinabaritu v jasnih kristalih ali pa v drobcih. Večkrat ločimo pod mikroskopom prvo, toplejše izločanje cinabarita, ki kaže sposobnost nadomeščanja in drugo, hladno brez te sposobnosti. V zbruskih smo ponekod opazovali preseke foraminifer. Takšne preseke smo našli tudi v nekaterih obrusih. Prvotno snov je nadomestil cinabarit in pri tem uničil notranjo strukturo, tako da je ohranjena samo zunanja oblika foraminifere (V. tabla, 1. slika). Nekateri obrusi kažejo ledvičasto strukturo cinabarita. Posamezne polkrogle sestoje iz koncentričnih con, ki imajo različno zgradbo pod navzkrižnimi nikoli. Te oblike bi mogli prišteti tudi psevdomorfozi cinabarita po metaeinabaritu. Pollock je ugotovil, da se more izločiti cinabarit tudi kot koloid, če so prisotni elektroliti (opal, kalcedon), ali če se alkalnosulfidna rudna raztopina hitro razredči oziroma nevtralizira pri temperaturi nad 100°C (Thompson, 1954, p. 195). Ledvičaste oblike kažejo conarno zgradbo in v njih nismo mogli ugotoviti nikakršnih znakov pretvarjanja metacinabarita v cinabarit (V. tabla, 2. slika). Njihova stopnja kristalizacije je majhna. To vse kaže, da se je cinabarit izločal kot koloid iz zasičene raztopine. Pri plastoviti rudi in pri impregnacijah wengenskih peščenjakov so se dogajali enaki procesi nadomeščanja. Laže topne petrografske komponente prikamenin je nadomestil cinabarit. V plastoviti rudi, katero bomo pozneje podrobneje opisali, je cinabarit po plasteh zelo fino dispergiran in se lokalno tudi nakopiči. Močnejšo cinabaritno koncentracijo nahajamo samo v posameznih conah. Ponekod veže cinabarit zdrobljene drobce prikamenine. Razen tega smo našli tudi sekundarne obogatitve s cinabaritom. V enakomerno impregnirani kamenini (kjer je cinabarit nadomestil del kamenine), nahajamo prečne žilice• izluženega in ponovno izločenega cinabarita. Tako moremo ločiti vzdolžno, primarno fazo in prečno, ki je relativno obogatila takšno cono. V tej drugi fazi so nastali zelo veliki kristali cinabarita. Ponekod opazujemo zrnat cinabarit, ki ga veže jalovina (V. tabla, 3. slika). Ruda kaže znake pritiska. Pogostni so paralelno orientirani nizi cina-baritnih zrn, ki različno spreminjajo smer. Značilen je tudi pahljačast položaj kristalov. Pri teh strukturah opazujemo zaradi rekristalizacije vrivanje enega zrna v drugo (VI. tabla, 1. slika). Cinabaritni kristali v razpokah rastejo na piritu, kalcitu ali dolomitu, ki grade osnovo razpoke. Ker je stopnja orudenenja v razpokah neodvisna od orudene cone, v kateri razpoke leže, so te razpoke sekundarne tvorbe, ki so nastale po orudenenju v fazi hipergenega izločanja cinabarita (VI. tabla, 2. slika). Način orudenenja Najbogatejše orudenenje je v wengenskih kameninah in to v delu, ki pripada plastem skonca. Da so orudene kamenine wengenske starosti, je ugotovil že Lipoid (1874, p. 450). Kossmat je razširil orudeno območje na bituminozni facies wengenskih plasti, na razpoke v mendolskem dolomitu in na werfenske plasti (1911, p. 379), vendar pripadajo kamenine, ki jih je on prištel v werfen, v ladinsko stopnjo. Orudenenje v werfenskih plasteh poznamo šele zadnjih nekaj let. Samo karbonski skrilavec ni oruden s cinabaritom. Petrografska raziskovanja spodnjega dela wengenskih plasti so pokazala, da jih sestavljajo v glavnem kremen, karbonati in organska snov. Ponekod je kremen močneje zastopan kot karbonati. Peščenjaki prehajajo kontinuirno v skrilavce. Ponekod so plasti skonca lapomate in celo apne-ne. Zato so bili nekateri njihovi deli v fizikalno-kemičnem pogledu zelo ugodni za izločanje rude. Karbonatno komponento v plasteh skonca tvori v glavnem dolomit. V teh conah so obstajali torej enako ugodni pogoji za orudenenje kot v mendolskem dolomitu. Skrilavci so v plasteh skonca preprečevali cirkulacijo rudnih raztopin, zato je pomen teh nepropustnih vložkov za orudenenje dokaj velik. Wengenske skrilavce sestavlja samo ponekod značilen pelitski material s precejšnjo primesjo organskih snovi. V njih zasledimo tudi vložke drobnozrnatih peščenjakov. V skrilavih conah wengenskih plasti nahajamo cinabarit kot prevleko. V orudenih skrilavcih so pogostne tektonske drse, v katerih so večje ali manjše površine prekrite s cinabaritom. V peščenjakih skonca se javljajo vložki peščenjakov s cina-baritnim cementom, ki jih ločijo slabo ali celo neorudeni vložki, debeli od 0,2 do 2 in več centimetrov. Do orudenenja po plasteh je prišlo zaradi selektivne metasomatoze karbonatnega veziva s cinabaritom. Ta tip orudenenja, ki ga imenujemo plastovita ruda, je običajno siromašen, vendar se v nekaterih conah količina cinabarita močno poveča. Navadno so wen-genski peščenjaki različno intenzivno impregnirani s cinabaritom. Orudenenje se v mendolskem dolomitu in werfenskih plasteh obnaša skoraj enako. V njih nahajamo s cinabaritom zelo bogate cone, in sicer običajno pod nepropustnim vložkom ter različne impregnacije v obliki žilic, leč in orudenih območij. V skrajnem severozahodnem delu VII. obzorja je dolomitna breča vezana s karbonatnim cementom. Cinabarit najdemo v vezivu in v kosih, ki sestavljajo brečo. Bogatejše orudenenje v dolomitu leži, kot smo omenili, pod nepropustnimi vložki (skrilavci skonca, skrilavi vložki v dolomitu) in v tistih delih, kjer je dolomit tektonsko zdrobljen. Tak dolomit je čvrsto vezan, zato so ga prej imenovali dolomitna breča. V teh zdrobljenih dolomitnih conah je cinabaritno orudenenje bogato, četudi niso razviti v bližini nepropustni vložki. Pod nepropustnimi vložki nahajamo običajno tudi v nezdrobljenem dolomitu bogato orudenenje, ki pa je vedno majhnih dimenzij. Zdrobljeni dolomit je z mlajšo tektoniko ponovno porušen in vsebuje pogosto tektonske drse. Na njih moremo opazovati strukturo dolomita in način orudenenja. Takšen oruden dolomit sestavlja nepravilen preplet cinabaritnih žilic, leč in zrn. Neporušeni deli dolomita so impregnirani zelo različno. Pri bogatejšem orudenenju obdajajo posamezna dolomitna zrna cinabaritne prevleke. V rudišču obstoji še en način orudenenja — orudenenje razpok. Razpoke danes niso dostopne. Najbolj rudonosni sta bili razpoki I in II. Schrauf opisuje razpoko II na meji werfenskih plasti. V sredini je razpoka raztrgana z vodoravnim prelomom. Leži v smeri O—W in vpada delno na sever, delno na jug. Zapolnjena je z wengenskimi kameninami in dolomitom. V njej je našel kos dolomita, ki je bil oruden samo na eni strani. Po tem sklepa, da je razpoka mlajša kot orudenenje (1891, pp. 361 do 362). Razpoka I je podobna razpoki II (1891, p. 387), Piltz omenja, da so razpoke nastale tektonsko in da obstoji v njih niz tektonskih drs. Debele so 0,5—3 m in so zapolnjene z brečo, ki jo sestavlja v glavnem dolomit, najdejo pa se tudi kosi skrilavca in apnenca. Razpoki sta dobro orudeni in ponekod celo odprti (1915, pp. 1082—1083). Krop a č potrjuje, da sta razpoki orudeni samo lokalno (1912, p. 31). Po stopnji orudenenja ločimo več vrst bogate rude. Kot opeka rdeča ruda se imenuje »opekovka-*. Po Kossmatu leži opekovka v močno impregniranih peščenjakih (1911, p. 380). K ropa č pravi, da predstavlja opekovka vezivo v razpokah dolomita in da jo samo izjemno najdemo tudi v wengenskih peščenjakih. Ruda vsebuje do 70%Hg (1912, p. 47). Naslednja vrsta rude je jeklenka, ki nastopa v dolomitu in wengenskem peščenjaku. (Kropač, 1912, p. 48). Vsebina Hg doseže v njej do 75%> (1912, p. 47). Tretja vrsta je jetrenka, ki jo najdemo v tektonsko porušeni jeklenki. Koralna ruda je črna in vsebuje manjši odstotek živega srebra; Kletzinskijeva analiza kaže, da ima 2 °/o Hg, veliko fosfata, fluora in drugih sestavin (1810, p. 346). Koralno rudo sestavljajo ostanki lupin rodu Discina, ki ga je določil B i 11 n e r. Koralna ruda vsebuje po K r o -paču do 100/o Hg (1912, p. 48). Piltz daje nekoliko drugačne podatke o odstotku Hg v posameznih vrstah rude. Po njem vsebuje opekovka do 50 °/o Hg, jetrenka 56—65 °/o Hg in jeklenka do 75 °/o Hg. Mikroskopska raziskovanja teh rud so pokazala, da ne gre za različne vrste rude, temveč za različne stopnje orudenenja in velikosti cinabaritnih zrnc. Ruda je v odvisnosti od stopnje orudenenja različne barve in je zato dobila tudi različno ime. Opekovka vsebuje žilice, leče in posamezna cinabaritna zrna, ki zelo gosto impregnirajo prikamenino. Za jeklenko so značilna nadomeščanja prvotnih mineralov po cinabaritu. »Koralna« ruda predstavlja vložek v plasteh skonca, ki je bogat z organskimi ostanki in impregniran s cinabaritom. Poleg orudenenja s cinabaritom nahajamo tudi samorodno živo srebro. Javlja se v vseh kameninah in spremlja običajno bogatejša rudna telesa. Pogosto ga najdemo v razpokah kamenin. S samorodnim živim srebrom so orudeni tudi karbonski skrilavci na posameznih obzorjih. To orudenenje ne kaže nobene pravilnosti. Kapljice živega srebra so različno velike in neenakomerno razporejene. V karbonskih skrilavcih nahajamo večje ali manjše leče in krogle pirita (od 0,5 do 20 cm), ki vsebujejo v svojem jedru živo srebro. V dolomitu in wengenskih plasteh je orudenenje s sa-morodnim živim srebrom relativno redko, pomembnejše je v werfenskih plasteh. Zveza med mineralizacijo in tektoniko starost rudišča Tektonske črte, ki so značilne za rudišče in njegovo okolico (idrijski prelom, severni kontakt, narivna površina triade na kredo, prelom na vzhodnem pobočju Ptičnice in ostale) niso orudene. V njih nahajamo samo redke in zelo siromašne impregnacije s cinabaritom. Glavni del orudenenja leži v wengenskih plasteh in mendolskem dolomitu. Zelo pomembno je tudi, da pada stopnja orudenenja mendolskega dolomita z oddaljenostjo od wengenskih plasti. V werfenskih plasteh smo do sedaj našli samo eno rudno impregnacijo. To telo leži med dvema nepropustnima vložkoma v werfenskih apnencih. Manjše rudne impregnacije leže v mendolskem dolomitu, kombinirano v wengenskih in anizičnih skladih ali pa na stiku anizičnih in werfenskih plasti. Oblike posameznih rudnih impregnacij moremo razdeliti v relativno enostavne (pretežno nepravilne in lečaste) in zelo zapletene. Posamezne rudne impregnacije imajo steblo, iz katerega izhajajo rudne cevi, orudene plošče in leče. Pri nekaterih je steblo sestavljeno iz orudenih ter neoru-denih con in tvori preplet »žil«. Zato je zelo težko posplošiti oblike rudnih impregnacij. Vsako večjo rudno impregnacijo spremljajo manjše. Ce bi poravnali nagubane plasti v rudišču, bi videli, da leže rudne impregnacije kot ozek pas v bližini stika anizičnih in wengenskih skladov. Ta cona ni enakomerno orudena. Poleg dobro orudenih nahajamo tudi neorudene dele. Najbolj oddaljena od stika je rudna impregnacija v werfenskih plasteh in še nekatere manjše rudne impregnacije. Pri teh impregnacijah so imeli poseben pomen lokalni nepropustni vložki. Pomembne podatke o orudenenju dobimo ob severnem kontaktu, kjer so rudna telesa ostro omejena. V karbonskih skrilavcih severnega kontakta se javljajo leče in krogle, ki jih sestavljata dolomit in kremen. Takšne leče dosežejo premer do 0.5 m. V njih zasledimo ponekod tudi nekaj cinabarita. Jedro leče sestavlja kompakten dolomit; čim bolj se približujemo robu, toliko bolj se ločijo posamezna zrna z radialno strukturo. Nastanek te strukture zrn moremo pojasniti na naslednji način: Pri narivanju so se iz podlage odtrgali posamezni kosi kamenin in se vrinili v karbonske skrilavce. Kosi so potovali skupno s skrilavci, se valjali in so na ta način postali okrogli. Če so zavzeli določen položaj ob narivni ravnini, so se zaradi enostranskega pritiska sploščili. Najmočneje so se odrazili pritiski na obodu leč in krogel. Zato nahajamo v njihovem obrobju radialno-vlaknate agregate dolomita. Kristalizacija posameznega radialno-vlakna-tega zrna dolomita se v smeri pritiska zelo zmanjša, medtem ko se pravokotno nanj skoraj ne spremeni. Če se smer pritiska postopoma spreminja (kot je bil to primer v Idriji), bomo dobili radialno zgrajena zrna (VI. tabla, 3. slika). V našem primeru je dobil takšno zgradbo odtrgani delec dolomita. Torej so leče in krogle na svojem robu rekristalizirale pod pri- tiskom. To dokazuje tudi postopen prehod v normalno kamenino, ki jo opazujemo v jedru leč in krogel. Zveza med orudenenjem in karbonskimi skrilavci, ki so jo prej toliko poudarjali, ne obstoji. To dokazujejo popolnoma neorudeni deli plasti v neposredni bližini severnega kontakta. Rudna impregnacija št. 1, ki leži v neposredni bližini severnega kontakta, vsebuje najbogatejše rudne impregnacije, oddaljene nekaj metrov od kontakta. Poleg tega nahajamo več rudnih impregnacij, ki so popolnoma samostojne in zelo oddaljene (150 m) od karbonskih skrilavcev, tako da karbonski skrilavci na orude-nenje niso vplivali kot nepropustne plasti. Nasprotno pa so zelo pomembni lokalni nepropustni vložki. To opazujemo zelo jasno n. pr. v rudni impregnaciji št. 10 na XII. obzorju na 3. etaži odkopnega polja Severni kontakt, na VI. obzorju v odkopnem polju Talnina, kjer je pod nepropustnim vložkom nastala jeklenka. Količina cinabarita pada z oddaljenostjo od nepropustnega vložka. Takšna dobro orudena cona je zelo različno debela in običajno ne presega 0,5 m. Ce bi karbonski skrilavci predstavljali nepropusten horizont pri orudenenju, bi našli najbogatejše in največje rudne impregnacije neposredno pod njimi. Takšne rudne impregnacije pa leže v skrilavcih in peščenjakih skonca ter v njihovi bližini v mendolskem dolomitu. Ce še primerjamo stopnjo nadomeščanja prvotne kamenine po cinabaritu, opazujemo največji vpliv prav v plasteh skonca. Nadomeščanje je bilo tako močno, da je cinabarit potisnil kremen, karbonate in celo pirit. Zato so ponekod preostali od prvotne kamenine samo glinastobituminozni ostanki. Torej so rudne raztopine delovale izredno močno v wengenskih plasteh, medtem ko so karbonski skrilavci, ki leže neposredno nad njimi, popolnoma nedotaknjeni. Rudne impregnacije prehajajo, razen v območju narivnih površin in izjemnih primerov (rudna impregnacija št. 10 na X. in XI. obzorju, v I. in II. razpoki itd.), postopno v neorudeno prikamenino. Zato jih je težko omejiti. V impregnacijah nahajamo cone, ki jih je mlajša tektonika močneje porušila, vendar so po intenziteti orudenenja enake ostalim, manj porušenim ali celo neporušenim conam. Skoraj v vseh rudnih telesih opazujemo tektonske drse, ki so delno ali v celoti zgrajene iz porušenega in zglajenega cinabarita. Orudenenje, ki leži v mendolskem dolomitu, je vezano na »brečast dolomit«. Ta dolomit ne tvori nekega sedimentnega horizonta. Po njegovih oblikah moremo sklepati, da je nastal tektonsko. Zelo redko ga najdemo na površini (pri Likarju). Navadno je kompakten, medtem ko je dolomit, ki je bil porušen pri oblikovanju današnje zgradbe rudišča, zdrobljen. »Brečast dolomit« je običajno dobro oruden, medtem ko je orudenenje v nevezanem dolomitu izjemno in še takrat majhno. K r o p a č omenja, da je našel ob narivni ravnini prve luske s kredo popolnoma zdrobljeno rudno impregnacijo (1912, p. 23). V rudnih preparatih iz bližine tektonskih črt je cinabarit bolj ali manj rekristaliziran. V odbiti svetlobi cinabarit ne kaže zrnaste zgradbe. Pod navzkrižnimi nikoli opazujemo, da sestavljajo posamezna cinabaritna zrna nizi rekristaliziranih zrnc. Iz vsega navedenega izhaja, da ni imela posteocenska tektonika nika-kega vpliva na tvorbo rudnih kanalov. Mnenja o starosti rudišča so zelo različna. Meier meni, da je ru-dišče postalo hidatogeno na podlagi obarjanja živosrebrnega klorida, ki je bil raztopljen v morski vodi (1868, p. 123). S t u r povezuje rudišče z erupcijami »trahita« (1872, p. 239). Schrauf ni jasno povedal svojega mnenja o starosti rudišča, vendar je menil, da moremo domnevati hidato-termičen nastanek, če je rudišče vezano na tufe (1891, p. 385). Kossmat o v o mnenje je naslednje: nastanek rudišča je v posredni zvezi s triadnimi erupcijami okrog Cerkna. Razumljivo je, pravi, da je rudišče nastalo po eocenski tektoniki, ki je odprla pot rudnim raztopinam. Zato domneva, da je kreda, na katero so narinjene triadne kamenine, raztrgana v posamezne bloke (1911, pp. 382, 383). K r o p a č navaja, da so v rudišču pogostne tektonske drse, ki niso orudene (1912, p. 45). Kossmat je trdil pozneje .da je težko pojasniti, kako so termalne vode prodirale po debelih plasteh »talnine« (1913, pp. 376, 377). Pil t z je ugotovil, da so v rudišču pogostne tektonske drse s cinabaritom, kar kaže na tektonske procese tudi po orudenenju. V tektonskih črtah, ki sekajo triadne sklade, nahajamo samo majhne impregnacije s cinabaritom, vendar so rudna telesa odvisna od teh črt. Zato je imel rudišče za posttriadno (1915, p. 1108). Po Nikitinu je rudišče terciarno (1934, p. 345). Na podlagi Torn-quistovih podatkov je zaključil Schneiderhohn, da je rudišče intruzivno hipoabisalno in da je nastalo v starejšem miocenu (1941, p. 667). Najprej so torej prevladovala mnenja o triadni starosti rudišča, dokler ni Kossmat podal kompromisne rešitve. Pozneje so vsi imeli rudišče za terciarno. Da bi dopolnili dokaze o starosti rudišča, bomo navedli še nekaj podatkov. V ožji okolici so raziskovali na več krajih. K r o p a č piše, da so našli impregnacije cinabarita v rovih Mariaempfangnisstollen, Dreifaltig-keitsstollen (poleg krede) in Gersdorfliegendschlag (Vil. obzorje) (1912, pp. 6—11). Jager in Hamrla omenjata izdanke samorodnega živega srebra pri kmetiji Petrič v Kanomlji, pri hiši mehanika Strausa v Idriji, pri Kobalu, pri Klemenu, pri Svetlinu (Marožice) in v bližini Mohoriča (1947, pp. 11, 12). Gantar in Schneider pravita, da prinaša voda vzhodno od topilnice samorodno živo srebro in da sta našla na koti 520 v prelomu vzhodno od topilnice cinabarit (0,01 °/o Hg) v pasu, debelem do 6 m. Cinabarit so našli tudi v bližini Likarja (1949, p. 12). V zadnjem času smo z vrtino Ljubevč II. našli manjšo impregnacijo v drugi luski na višini III. obzorja. Podatki o cinabaritnih impregnacijah so torej zelo skromni. Samorodno živo srebro moremo zaslediti zelo daleč od njegovega prvotnega nahajališča zaradi velike gibljivosti. Zato so podatki o njem za nove orudene cone brez praktičnega pomena. V okolici rudišča ni golic s cinabaritom, ki bi kazale, da moremo pričakovati nova orudena območja. Za širšo okolico navajajo v literaturi cinabaritne izdanke pri škofji Loki (Tomaž, Ožbolt; Kossmat, 1910, p. 70), vendar jih pri pregledu tega ozemlja nismo našli. Manjše cinabaritno rudišče leži v anizičnem apnencu v okolici Sv. Ane nad TržiČem. Kamenine v okolici rudišča so triadne in jurske. V neposredni bližini obkrožajo rudišče kremenovi porfi- Blokdiagram of ore bodies Rudno telo Ore body Werfenske plasti Werfenian beds Mendolski dolomit Mendolian dolomite Wengenske plasti Wengenian beds Prva luska The first schuppe rudnih teles Coologija. 4. knjiga — Block-map riti. Triadne prodornine so oddaljene od rudišča povprečno 500 m (B e r -ce, 1953). Ostali cinabaritni pojavi v Sloveniji so vezani na svinčeno-cinkove rude in so drugačnega tipa. Vendar je značilno, da so takšna rudišča samo v kameninah karbonske do srednjetriadne starosti. V podaljšku idrijske dislokacije leži manjše cinabaritno rudišče Tršče v okolici čabra. Ozemlje grade paleozojske, rabeljske in zgornjetriadne plasti. Na kontaktu med paleozojskimi in rabeljskimi skladi leži ozek pas skrilavcev, katerih starost še ni določena. Cinabarit nahajamo v paleozoj-skih in zgornjetriadnih (glavni dolomit) plasteh. Okolica rudišča je močno tektonsko porušena. Okrog 10 km južneje leži kremenov porfir. Mnenja o starosti tega rudišča so deljena: eni ga prištevajo v terciar, drugi v triado. Severno in severozahodno od Idrije leže prodornine Cerkna. Oddaljene so okrog 12 km zračne črte od rudišča. Ce upoštevamo dolžino na-riva Trnovskega gozda, moremo sklepati, da je bil prvotni položaj rudišča v neposredni okolici cerkljanskih prodornin. Po opazovanjih posameznih cinabaritnih rudišč v širši okolici Idrije vidimo: 1. Cinabaritna orudenenja nahajamo v permskih ter spodnje in sred-njetriadnih kameninah. Ce prištejemo sem še Tršče, se zgornja meja premakne v zgornjo triado. 2. Cinabaritni pojavi so razpršeni po vsej Sloveniji, vendar jih najdemo vedno v večji ali manjši bližini triadnih prodornin. 3. V okolici mlajših prodornin in globočnin ne nahajamo cinabarita. 4. Nekatera rudišča je porušila mlajša tektonika. (Idrija, Velika Reka v Posavskih gubah.) Za ostala nimamo podrobnejših podatkov. 5. Pojavi živega srebra v Bosni in Črni gori so vezani na starejši magmatizem. C i s s a r z prišteva Hg-tetraedrite in cinabarit v oksidacij-ski coni svinčeno-cinkovih rudišč nad Karlovcem in Konjicom v starejši paleozojski vulkanizem (1951, p. 78; 1956, p. 30). Tudi orudenenje pri Čabru in Spiču veže na triadni vulkanizem (1951, p. 79; 1956, p. 41). 6. Avstrijska rudišča živega srebra leže v starejšem in mlajšem pa-leozoiku in triadi (Friedrich 1953, p. 388). 7. Rudišča v Sloveniji so pogosto monometalna. V posameznih območjih nahajamo tudi rudišča z več komponentami. Tako poznamo živo-srebrna, antimonova, svinčena in cinkova rudišča. To kaže, da so se rudne raztopine diferencirale primarno ali sekundarno. 8. Novi Schneiderhohnovi zaključki o regeneraciji so dopolnili klasično shemo nastanka rudišč. Idrijsko rudišče leži v coni, kjer bi mogli pričakovati takšen način nastanka. Do danes še ni podrobno obdelan proces regeneracije rudišč. Običajno sklepamo na ta tip rudišč po strukturi terena, strukturah in genetskih odnosih mineralov. Ce bi orudenenje v Idriji kazalo ožjo zvezo s tektoniko, ki je oblikovala sedanjo zgradbo, bi mogli domnevati, da je rudišče regenerirano. Poleg tega je ruda močno tektonsko porušena in pogosto kaže posledice pritiska (drobljenje in re- kristalizacija). Zelo značilno je tudi hipergeno izločanje cinabarita. Po obliki in načinu nastopanja razlikujemo primarni in hipergeno izločeni cinabarit. 9. Schroll je pri preiskovanju sledov kovin v Pb-Zn rudiščih sklepal, da se živo srebro ne nahaja v sfaleritih, ki leže v predalpskih avtohtonih masivih Zahodnih Alp in da je orudenenje v triadi brez sledov Hg (ali manj kot 0,001 %>) (1955, pp. 192—194). Po paragenezi redkih prvin je razdelil rudišča v starejša in mlajša. V sfaleritih Posavskih gub je našel 0,05 °/o Hg (1955, p. 193). Rudišča v okolici Litije so porušena. Pogostne so translacije v sfaleritih, dvojčične lamele, ki so nastale kot posledica pritiska in rekristalizacije. Novejša preiskovanja ne potrjujejo Tornquistovega zaključka o posttektonskem nastanku rudišč v Posavskih gubah (1929, pp. 20—23). Tudi Schrollovi zaključki, vsaj kolikor se to nanaša na slovenska rudišča, se bodo morali spremeniti. Na primer sfaleriti iz okolice Litije vsebujejo germanij; živo srebro in germanij pa po Schrollu pripadata dvema različnima rudonosnima epohama (1955, p. 205). Nekatera ameriška cinabaritna rudišča leže v neposredni okolici magmatskih kamenin. Pretežni del je verjetno terciaren, druga pa so vsekakor starejša. Tako rudišče je v Nevadi na Southern Pilot Mountains (Phoenix in Cathart 1952). V Mehiki v Canoas-Zacatecasu leži cinabarit v latitni domi (Gallagher, 1952). Almaden je nastal po Schnei-derhohnu v variscičnem orogenu (1941, p. 665). Nemška živosrebrna rudišča leže v permskih sedimentih in so vezana na različne vrste por-firjev (Schneiderhohn, 1941, pp. 668—674). Torej moramo dopolniti mnenje nekaterih raziskovalcev, da so epi in teletermalna rudišča terciarna, ker se starejša ne bi mogla ohraniti. Takšna rudišča se pod določenimi pogoji lahko ohranijo, čeprav so nastala blizu površine. Vsi našteti podatki o mineralizaciji v Idriji ter njeni ožji in širši okolici potrjujejo, da je rudišče nastalo v zgornjem delu srednje triade, a morda še v delu zgornje triade. Pogoji, pod katerimi je nastalo rudišče Zelo malo je podatkov, na podlagi katerih bi mogli ugotoviti način orudenenja v Idriji. Tektonski procesi so tako spremenili prvotne geološke odnose, da moremo samo v grobem oceniti genezo rudišča. Razen tega je kemizem transporta živega srebra še vedno nejasen, čeprav obstoje zelo obširna in izčrpna dela o tem problemu. Geokemične lastnosti onemogočajo lahko koncentriranje živega srebra v rudiščih. Po atomskem tipu se živo srebro približuje težkim kovinam, a po svojem ionizacijskem potencialu plemenitim kovinam. Rentabilno je tisto orudenenje, ki ima 40.000-krat večjo koncentracijo, kot znaša povpreček Hg v zemeljski skorji. Zato je samo okrog 0,2 °/o Hg zbranega v rudiščih. Najbolj podrobno je proučeval možnosti transporta živega srebra Krauskopf (1951). Njegove podatke dopolnjujejo Dreyer (1940), Traedwell (1946), Korenman (1946), Thompson (1954), če naštejemo samo nekatere. Iz njihovih del izhaja, da se živo srebro prenaša v rudišča na naslednja načina: a) kot kompleksen ion v alkalnosulfidnih raztopinah; b) kot hlapi živosrebrnega klorida. Vse ostale možnosti transporta živega srebra niso pomembne, ker imajo premajhno transportno moč. Iz raztopin se izloča cinabarit zaradi različnih fizikalno-kemičnih sprememb. Pad temperature povečuje topnost Hg pod a), zmanjšuje pa transport v obliki hlapov. Pri prezasičenih raztopinah so važni drobci cinabarita, ki povzroče izločanje. Gline vplivajo v tem primeru kot katalizator. Poleg tega imajo važno vlogo spremembe fizikalno-kemičnih pogojev. Pritisk. Današnje rudišče je ob nastanku ležalo v bližini cerkljanskih prodornin. Wengenske plasti so se usedle v razmeroma plitvem morju. Podobna globina morja je bila tudi v spodnjem delu noriške stopnje. V zgornjem delu zgornje triade in dalje v juri in kredi je ležalo rudišče v pasu globljega morja. Po tem sklepamo, da je nad najmlajšim orudenim stratigrafskim horizontom ležal pas mlajših kamenin. »Krovnino« rudišča pri orudenenju so sestavljale wengenske plasti in morda kasijanski apnenec ter del rabeljskih skladov. Torej je bila globina, v kateri se je izločala ruda, zelo majhna. Največje vertikalne razdalje med zgornjo in SDodnjo mejo orudenenja znašajo v New Idria 425, v Almadenu 396 in v Terlingui 272 m (Thompson 1954, p. 177). Globina rudnih impregnacij v Idriji znaša nad 300 m. Če upoštevamo gube, s katerimi je rudišče deformirano, sklepamo, da je bila prvotna mineralizacij ska cona globoka 100—150 m. Ker je nastajalo orudenenje s cinabaritom blizu površine, ni imel pritisk nobene važnosti. Temperatura. Zelo pomembne so minimalne in maksimalne temperature, pri katerih se more izločiti cinabarit. V literaturi dobimo podatek, da se cinabarit izloča pod 100° C. Značilno je, da amonijev klorid živega srebra kleinit zgubi dvolom pri 130° C in da se šele takrat njegova zgradba sklada z zunanjo obliko (heksagonalen) (Hillebrand in Schaller, 1909, p. 405). Mosesitu se isto dogodi šele pri temperaturi 186°C (Canfield, Hillebrand, Schaller, 1908, pp. 202—208). Oba minerala nastopata skupaj s cinabaritom zelo blizu površine v rudišču Mariposa. Zgornjo temperaturno mejo dobimo na podlagi temperature razpada živosrebrnih mineralov. V istem rudišču je za to značilna temperatura kalomela (302°C) (Thompson, 1954, p. 179). To kaže, da so morda temperature nastanka živosrebrnih rudišč le nekoliko večje, kot to domnevamo. Nollovi poizkusi v sistemu A1.0:.—SiOa—H O kažejo, da se izloča kaolinit med 250—350° C in pod pritiskom 40—170 atm pri razmerju A1203: Si02 = 1:2—4. Ce niso izpolnjeni ti pogoji, se izloča poleg kaoli-nita tudi pirofilit (Grim, 1953, p. 317). Caillere in Hen in sta dobila kaolinit pri običajni temperaturi in pritisku z elektrolizo raztopine kremenice in glinice. Katoda je bila iz platine, a anoda iz aluminija (Grim, 1953, p, 321). V Idriji nahajamo kaolinit samo izven rudnih teles v bližini severnega kontakta. Ker ga najdemo samo v tistem delu rudišča, ki je bil pred narivom na površini, je verjetno, da je prinesen naknadno v rudišče. Cinabarit nadomešča pogosto kremen. Topnost kremena v čisti vodi pod pritiskom 400 atm in temperaturi 250° C znaša 0,05 °/o (Kennedy, 1950, p. 636). Topnost sicer pada pri manjših temperaturah in pritiskih, vendar je še tolika, da bi mogli samo z njeno pomočjo pojasniti nadomeščanje kremena. Pri temperaturi 160° C in 6 atm pritiska znaša topnost nekaj tisočink odstotka. Če še upoštevamo vpliv alkalij, postane topnost kremena neprimerno večja. Zato so nadomeščanja kremena po cinabaritu in pogostni pojavi kalcedonovih zrn popolnoma razumljivi. V Idriji nismo našli mineralov, ki bi kazali, da je rudišče nastalo pri večji temperaturi kot približno 100° C. Čeprav je bila temperatura nastanka rude nizka, vendar opazujemo ponekod, da se je ruda izločila iz zasičenih raztopin. Verjetno je to koncentracijo povzročila nagla ohladitev. Odnos cinabarit — pirit. Meje med piritnimi in cinabarit-nimi kristali v Idriji so ostre. Povečini leže lepo razviti piritni kristali v cinabaritu, samo ponekod smo našli nadomeščanje pirita po cinabaritu. V kemičnem oziru je odnos med obema mineraloma nejasen. Količina netopnega pirita raste s padom kislosti raztopine in z naraščanjem temperature. To je nasprotno, kot se obnaša cinabarit. Zato zelo redko opazujemo oba minerala skupaj. Pirit nahajamo v Idriji v vseh stratigrafskih nivojih. Najbolj pogosten je v wengenskih plasteh, kjer se ponekod izrazito nakopiči. Skupaj s cina-baritom se javlja ali kot vključek v zelo bogati rudi ali pa ga najdemo v razpokah, kjer na njem rastejo kristali dolomita, cinabarita in sadre. Kemične pogoje nastanka pirita in markazita so opazovali Allen, Crenshaw, Johenston in Larse (1912). Po njihovih podatkih je paragenezo s cinabaritom zelo težko ostvariti. Pirit se ni izločil iz rudnih raztopin, temveč se je že nahajal v sedimentih pred orudenenjen. Poleg tega se je pirit izločal tudi pod redukcijskimi pogoji sekundarno v razpokah, kjer ga nahajamo v lepih kristalih. Način nastanka. Rudne raztopine so prinašale v glavnem samo živo srebro in nepomembne količine barita, fluora, bakra, mangana, stroncija in cinka. Na svoji poti so se izločali ostali elementi zaradi različnih fizikalno-kemičnih pogojev in zato nahajamo v rudišču samo cinabarit. Potemtakem je rudišče nastalo pri običajnih temperaturah živosrebrnih rudišč. Rudne raztopine so prešle pri prodiranju navzgor cono karbonatnih kamenin. Tu so verjetno raztopile nekaj C02 in morda majhno količino žvepla iz pirita. Na ta način je padla njihova alkalnost. Spremembe pritiska in temperature so prav tako omogočile izločanje cinabarita, ker se je porušilo notranje ravnotežje raztopin. V orudeni coni so rudne raztopine z delom alkalij topile kremen in izločale na njegovem mestu cinabarit. Serija skonca je bila v fazi diage- neze. Drobnozrnate usedline so podobno sapropelu vsebovale tudi veliko organskih snovi, katerih razkroj je dajal H.S. Razumljivo je, da so skrilavci skonca onemogočali nadaljnje prodiranje rudnih raztopin (filtracij-ski efekt). Zato nahajamo najbogatejše rudne cone v skrilavcih skonca. Poleg tega je prišlo v bližini površine do razredčenja rudnih raztopin s površinsko ali podzemno vodo. Vsi ti faktorji skupaj so učinkovali na izločanje cinabarita. Na ta način so nastale velike rudne impregnacije vzdolž stika anizičnih in ladinskih kamenin. Na območjih, kjer niso razvite plasti skonca, se je izločil cinabarit iz istih razlogov razen vpliva H2S. Tam je bilo verjetno najbolj pomembno razredčenje rudnih raztopin, hiter pad temperature in porušitev ravnotežja rudnih raztopin zaradi spremenjenih fizikalno-kemičnih pogojev. Glavna izločanja rude so se dogajala v takrat porušenih conah, katere nam danes označuje »brečast« dolomit. V kompaktnem in malo porušenem dolomitu je količina cinabarita zelo majhna. Težko si je predstavljati, da bi se takšna ogromna količina cinabarita, ki sestavlja rudišče v Idriji, izločila naenkrat. Proces izločanja je tekel relativno dolgo in zato so se rudne raztopine sčasoma ohladile. Takrat se je spremenil tudi način izločanja cinabarita. Agresivne moči rudnih raztopin ni bilo več. Raztopine so se dvigale po obstoječih razpokah, izkoriščale so vse razpoke in zadrževali so jih še tako majhni nepropustni vložki. Tako so orudenele posamezne plasti dolomita, meja med wengenskimi in anizičnimi plastmi ter morda meja med anizičnimi in werfenskimi plastmi. Ponekod smo našli cinabarit v ledvičastih oblikah. Verjetno se je del cinabarita izločil v obliki gela. Koloidni transport in izločanje cinabarita v koloidni obliki nima pomembne vloge pri nastanku rudišča v Idriji, ker so ti pojavi zelo redki. Pri nastanku rudišča moremo torej jasno ločiti dva temperaturna območja: toplejšega in hladnejšega. Oba sta samo skrajna temperaturna člena orudenenja, ki je nastajalo pod različnimi fizikalno-kemičnimi pogoji. Torej nahajamo v rudišču več generacij cinabarita, ki pa jih ne moremo ločiti. Poreklo samorodnega živega srebra. Samorodno živo srebro spremlja dobro orudene dele rudnih teles, a nahajamo ga prav tako v karbonskih skrilavcih. Glede stopnje orudenenja s samorodnim živim srebrom ne najdemo nikakršne pravilnosti. Zgornji deli rudišča ob severnem kontaktu vsebujejo iste količine živega srebra kot n. pr. rudno telo Št. 10. Ostala rudna telesa ne vsebujejo pomembnejših količin samorodnega živega srebra, razen v posameznih delih. Samorodno živo srebro je pogosto v karbonskih skrilavcih na 1. in III. obzorju. Nastanek samorodnega živega srebra moremo pojasniti na dva načina: 1. zaradi pomanjkanja žvepla v rudnih raztopinah; 2. zaradi sekundarnih procesov. Rudne raztopine, ki so prinašale živo srebro, so vsebovale v odvisnosti od temperature in pritiska tudi žveplo. Žveplo je običajen spremljevalec različnih term. Po ohladitvi rudnih raztopin je živo srebro potovalo kot sulfidni merkuri ion. Tu primanjkljaj žvepla ne prihaja v poštev. V nekaterih delih kamenin, ki so vsebovale železo, je del živega srebra verjetno primaren. Železo kaže namreč veliko afiniteto do žvepla. Zato je ponekod lahko prišlo do primanjkljaja žvepla v rudnih raztopinah. Na to bi kazale velike kocke pirita, ki leže ponekod v clnabaritu. Tako velikih piritnih kristalov nismo našli v neorudenih kameninah. Vendar je primarni nastanek samorodnega živega srebra v Idriji po količini nepomemben. Površinska voda, ki je prodirala skozi rudišče, je raztopila majhno količino HgS ter ga prenesla in izločila na drugem mestu. Na podlagi tega moremo domnevati, da je del samorodnega živega srebra nastal sekundarno. Razen tega kažejo na tak nastanek tudi piritne leče, ki vsebujejo živo srebro. Hipergeni procesi. Problem mobilizacije materije je v tem, da se delček, ki sestavlja kristalno mrežo, more ločiti iz nje. Pri tem se pojavlja vprašanje, ali bo tak delček hitro izpadel iz raztopine ali se bo izločil šele po dolgem času. Na migracijo vpliva mnogo faktorjev, ki jih lahko razdelimo v dve skupini: v notranje in zunanje. Živo srebro lahko prehaja v plinsko stanje, vendar je potrebna posebna energija, da preide iz kompleksa v običajen sulfid. Zato je njegova spojina z žveplom dokaj obstojna, čeprav je Dreyer (1940, p. 23) ugotovil dve modifikaciji cinabarita. Zunanji migracijski faktorji so v glavnem odvisni od temperature, pritiska, koncentracije ionov v vodi (pi?) in koloidnih lastnosti. V zadnjem času so sovjetski raziskovalci uspeli oksidirati cinabarit z aktivnimi oblikami kisika (ozon, peroksid) in tudi s ferisulfatom. Vpliv ozona na cinabarit je izredno velik, vendar je njegovo delovanje pri oksidaciji še premalo znano. Pri oksidaciji nastaja živosrebrni sulfat, ki se delno hidroli-zira, a delno preide v raztopino. Prisotnost natrijevega klorida in zvišana temperatura pospešujeta proces oksidacije (S a u k o v, 1953, p. 307). Vpliv klora je zelo pomemben, ker nastajajo različni sekundarni kloridi živega srebra (P a 1 a c h e, 1951, p. 55). V Idriji nismo našli živosrebrnih kloridov, zato ne moremo domnevati, kakšen je bil vpliv klorovih raztopin. Pomembna količina pirita v kameninah, ki grade rudišče, je povzročila koncentracijo sulfata v pronicajočih vodah. To opazujemo še danes v mnogih rovih, ki se po kratkem času prevlečejo z epsomitom in s pomembno količino sadre. Tektonski procesi, ki so oblikovali sedanje rudišče, so porušili kamenine, povzročili v njih nove razpoke in votline ter tako omogočili hitrejšo in večjo cirkulacijo površinske vode. Tektonski procesi so prav tako vplivali na spremembo temperature in pritiska: deloma se je temperatura dvignila tudi zaradi razpadanja pirita. Do sedaj še ne vemo za metodo, po kateri bi mogli ločiti primarni in sekundarni cinabarit. Zato smo dali v analizo nekaj kosov cinabarita, da bi ugotovili eventualne razlike v količini in prisotnosti nekaterih prvin. Te analize dajemo v 4. tabeli. Spektralne analize cinabarita Spectrochemical analysis of cinnabar Table 4. 4. tabela Analiza Prvina 1 (M 250) 2 (M 251) 3 (M 252) 4 (M 253) 5 (M 254) 6 (M 255) Al 4,64 •/• 8,44 % 6,50 % 1,11 % 0,21 »/• 0,12 °/o As + + + + + + Ba + + + + + Ca + + -f 4- + + + + + + + + + + + Cu pod pod pod pod pod pod 0,01 •/• 0,01 % 0,01 % 0,01% 0,01 •/• 0,01 •/. Fe 2,09 0,26 0,60 % 1,41% 0,71 Vo 0,53 •/• Mg + + + + + + + + + Mn 0,003 •/• 0,0024 ■/• 0,003 % 0,014 % 0,035 •/• 0,014 •/• Si 63,16 °/o 48,57%. 65,02 % 15,47 % 2,08 °/o 3,13 •/. Sr + + + + + + Ti 0,13 •/• 0,10 % 0,008% 0,09 % 0,025 °/o 0,0009% Zn + -h + Nismo našli naslednjih prvin: srebra, bora, berilija, bizmuta, kadmija, cera, kobalta, kroma, molibdena, niklja, svinca, antimona, kositra, torija, volframa, vanadija in cirkona. Torej tudi s spektralno analizo nismo mogli ugotoviti pomembnejših količin neke prvine, ki bi bila značilna za primarno ali presedimentirano rudo. Vse ugotovljene prvine, ki nastopajo poleg cinabarita, kažejo na normalno hidrotermalno paragenezo. Zato se moremo nasloniti samo na obliko in položaj rudnih teles, stopnjo nadomeščanja in sekundarne obogatitve. Naknadno se je cinabarit koncentriral v posameznih conah rudnih impregnacij. V razpokah I in II, ki so nastale pri oblikovanju sedanje zgradbe, je cinabarit zapolnil odprtine. Pojav samorodnega živega srebra je zelo pomemben. Njegov nastanek ni odvisen od pritiskov, ker je količina samorodnega živega srebra ob narivni površini in količina živega srebra n. pr. v rudni impregnaciji Št. 10, ki leži daleč od te ravnine, skoraj ista. Najbolj pomembne za njegov nastanek so bile epigene sulfatne vode, ki so topile cinabarit in prenašale živo srebro kot sulfat. Raztopina je reagirala z apnenimi kameninami in izločali so se sadra, cinabarit in samorodno živo srebro. Razen tega so bili v raztopini prisotni tudi ioni železa, ki so se s sulfatnim ionom združili v melanterit. Iz pirita in cinabarita je torej nastalo več sulfatnih in sulfidnih mineralov. Jasno je, da se je pri tem količina žvepla, ki je potrebna, da bi se vse živo srebro izločilo ponovno kot cinabarit, zmanjšala ter se je zato izločalo tudi samorodno živo srebro. Transport živega srebra so omogočale tektonske porušitve. Izdanki samorodnega živega srebra torej niso zanesljiv indikator za bližino rudnih teles. To razpršeno živo srebro tvori avreolo okrog rudišča, ki je verjetno nastala zaradi mehanič- nih in kemičnih vzrokov. Del sulfatne raztopine sigurno ni izločil vsega živega srebra že v rudišču, temveč ga je prenesel na večje ali krajše razdalje ali v obliki ionov ali mehanično kot samorodno živo srebro. Prenos so omogočali tudi različni koloidi, ki so imeli adsorpcijske sposobnosti. Za migracijo živega srebra govore tudi najdbe tisočink odstotka Hg v krednem apnencu (vrtina Rošp). Pri raziskovanju težkih mineralov v izpirkih triadnih plasti iz okolice Mangrta in terciarnih skladov Dolenjske je Tovšakova (1954, 1955) našla drobce cinabarita. To kaže, da so sekundarni procesi deloma porušili tudi obstoječa rudišča živega srebra v Sloveniji. Pomembne podatke o stopnji hipergenih procesov dobimo, če opazujemo asociacijo nerudnih mineralov. V rudišču nastopajo kot primarni minerali barit, fluorit, sfalerit, dolomit in kalcit. Vsi ostali minerali, kot kalcedon, kremen, sadra, epsomit, melanterit, halotrihit, siderotil, pilolit ter deloma dolomit in kalcit so nastali sekundarno. Veliko število sekundarnih mineralov v odnosu na primarne minerale in pomembne količine nekaterih sekundarnih mineralov kažejo na velik vpliv hipergerlh procesov v rudišču. Nekateri sekundarni minerali so pogosto v asociaciji s cina-baritom (dolomit, kalcit, sadra), ostali pa ne kažejo nikakršne pravilnosti v odnosu na cinabarit. V rudnih telesih pogosto opazujemo hipergeno izločeni cinabarit. Zato moremo domnevati, da so nekatera manjša rudna telesa. nastala na ta način. ZAKLJUČEK Z novimi geološkimi preiskavami smo dobili nekaj važnih podatkov o strukturi, genezi in starosti orudenenja. Tektonska zgradba ozemlja, ki je nastala po orudenenju, obsega vse tektonske deformacije. Čeprav v bistvu ne moremo govoriti o raztrganih rudnih impregnacijah, ker niso izraženi v rudišču močnejši prelomi in ker prehajajo rudne impregnacije postopno v jalovino, vendar opazujemo dokaj močan vpliv pritiska na rudo. Prvotno enostavne rudne impregnacije so močno nagubane in porušene (še posebej takrat, ko leže v kompaktnih kameninah). Poleg tega daje Idrija še nekatere podatke v zvezi z nastankom nizko-temperaturnih rud. Rudišča, ki nastajajo zelo blizu ali celo na sami površini, se pod določenimi pogoji lahko ohranijo, četudi so nastala v paleozoiku ali mezozoiku. V tem primeru jih morajo takoj prekriti mlajši sedimenti. Mlajše plasti ne smejo preseči določene debeline, ker bi se lahko rudišče uničilo zaradi spremenjenih fizikalno-kemičnih pogojev. V Idriji je debelina mlajših plasti, ki so bile odložene nad rudiščem, znašala od 1000 do 1500 m. V tem primeru niso bile spremembe v pritisku in temperaturi tolike, da bi lahko bistveno vplivale na rudišče. Nadomeščanja kremena in karbonatov po cinabaritu so drugi značilen genetski pojav. Opazujemo ga pogosto v rudišču in ima poseben pomen, ker je zaradi tega ruda dokaj bogatejša. 1. slika Idrija — Werfenski oolitni apnenec z XI. obzorja v okolici slepega jaška Lamberg. 57 X; paralelni nikoli. Del oolitne teksture. Fig. 1. Idrija — Werfenian oolitic limestone from Xlth level near the Lamberg blind shaft. Nicols parallel. X 57. Detail of the oolitic texture. 2. slika Idrija — Wengenski kremenov peščenjak, II. obzorje v okolici slepega jaška August. V zgornjem delu slike bituminozno vezivo, v katerem leže redka kremenova zrna. 57 X; paralelni nikoli. Fig. 2. Idrija - Wenge.nian quartz sandstone from Ilnd level near the August blind shaft. Nicols parallel. X 57. In the upper part the bituminous cement with scarce quartz grains. 3. slika Idrija — Wengenski peščenjak, IV. obzorje med jaškom Breza in slepim jaškom B. 57 X; paralelni nikoli. Drobnozrnat peščenjak vsebuje veliko pirita (v zgornjem delu slike). Fig. 3. Idrija — Wengenian sandstone from IVth level between the Central and B blind shafts. Nicols parallel. X 57. The fine-grained sandstone contains much pyrite (upper part). 1. slika Idrija — Wengenski peščenjak, IX. obzorje pri slepem jašku Jaklin. Posamezne oblice kamenin v peščenjaku. 22 : navzkrižni nikoli. Fig. 1. Idrija — Wengenian sandstone from ixth level near the Jaklin blind shaft. Nicols crossed. X 22. In the sandstone some rounded fragments. 2. slika Vrtina Sivka — Jedro iz globine 323 m. 0,5 X. Mikrotektonika v werfenskem apnencu. Fig. 2. Sivka borehole from the depth crotectonies in stone. — Core sample 323 ms. X 0,5. Mi-Werfenian lime- 3. slika Idrija — III. obzorje v okolici po-ligonske točke 3182. 57 X; navzkrižni nikoli. Vlaknat kaolinit. Fig. 3. Idrija — Illrd level near the traverse station 3182. Nicols crossed. X 57. Fibrous kaolinite. 2. slika Idrija — XI. obzorje, slepi jašek Lipoid. 8. etaža. 58 X. Obrisi posameznih nadomeščenih dolomitnih zrn so se ohranili v cinabaritu. Fig. 2. Idrija — Xlth level, Lipoid blind shaft, 8th slice. X 58. The outlines of some replaced dolomite grains are preserved in the cinnabar. 3. slika Idrija — VI. obzorje, slepi jašek Brus. 19. etaža, 66 X. Cinabarit je popolnoma nadomestil dolomit; ohranili so se le organski ostanki (levi del slike). Fig. 3. Idrija — VIth level, Brus blind shaft. 19th slice. X 66. Cinnabar completely replaced dolomite; organic remains are preserved (left). 1. slika Idrija — III. obzorje, slepi jašek št 6, odkopno polje 14, 12. etaža. 58 . Cinabarit nadomešča kremen v wengenskem peščenjaku. f* v £ 6' * «• Fig. 1. Idrija — Illrd level, blind shaft No. 6, 14th stope. 12th slice. X 58. Cinnabar replacing quartz in Wen-genian sandstone. 1 * Vk. • --pm ■ 2. slika Idrija — IV. obzorje, slepi jašek Logar, 8. etaža. 66 . Cinabarit je pri nadomeščanju kremenovega peščenjaka zajel tudi piritna zrna. Fig. 2. Idrija — IVth level, Logar blind shaft. X 66. Cinnabar replacing quartz sandstone and the pyrite grains partly. 3. slika Idrija — VI. obzorje, odkopno polje Talnina, 4. etaža. 60 . Cinabarit cementira dolomitne kristale. Fig. 3. Idrija — Vlth level, Talnina stope, 4th slice. X 60. Dolomite crystals cemented by cinnabar. 1. slika Idrija — I. obzorje, odkopno polje Kropač, 2. etaža. 66 X. Foramini-fere v wengenskem peščenjaku, v Klavnem so zgrajene iz cinabarita, njihova struktura se ni ohranila. Fig. 1. Idrija — 1st level, Kropač stope, 2nd slice. X 66. Wengenian sandstone containing foraminifers replaced by cinnabar. Their structure is not preserved. 2. slika Idrija — XI. obzorje, slepi jašek Lipoid, 8. etaža. COX. Ledvičaste oblike cinabarita; na sliki opazujemo dve fazi obarjanja cinabarita Fig. 2. Idrija — Xlth level. Lipoid blind shaft, 8th slice. X GO. Reiniform cinnabar; two phases of cinnabar precipitation can be observed. 3. slika Idrija — VI. obzorje, slepi jašek Brus, 19. etaža. 66 X. »Cinabaritni peščenjak«, ki ga veže kremenovo in bituminozno vezivo. Posamezna zrna kamenine so nadomeščena po cinabaritu. Fig. 3. Idrija — VIth level. Brus blind shaft. 19th slice. X 66. »Cinnabar sandstone« cemented by quartz and bitumen. Some rock grains are replaced by cinnabar. 1. slika Idrija — II. obzorje, odkopno polje Mokro, 2. etaža. 60 X. Po jalovini vidimo, kako zavzema cinabarit oblike, ki so nastale z naknadnim pritiskom. Fig. 1. Idrija — Ilnd level, Mokro stope, 2nd slice. X 60. Waste showing cinnabar forms effected by subsequent stresses. 2. slika Idrija — VII. obzorje, odkopno polje Lamberg, 6. etaža. Dve fazi obarjanja cinabarita: prvi ustrezajo drobna cinabaritna zrna vzdolž razpoke, drugi pa osrednji del razpoke, ki je zapolnjen s cinabaritom. Fig. 2. Idrija — Vllth level, Lamberg stope, 6th slice. X 60. Two phases of cinnabar precipitation. The fine grains along the crack are due to one phase, the central portion of the crack filled up with cinnabar to the second one. 3. slika Idrija — Okolica severnega kontakta. 58 X; navzkrižni nikoli. Radialno grajena dolomitna zrna, ki jih najdemo v kosih kamenin v severnem kontaktu. Fig. 3. Idrija — Northern contact zone. X 58. Nicols crossed. Radial dolomite grains encountered in rock fragments. V času nastajanja Aip je bilo rudišče narinjeno na kredne plasti. Nanj so narinjene karbonsko-triadne kamenine druge luske. Cinabarit je kemično dokaj rezistenten, zato se težko prenese. V rudišču je zaradi tega v glavnem ohranjen prvotni način orudenenja. Zaradi močnih tektonskih procesov in spremenjenih fizikalno-kemičnih pogojev je del rude prenesen. Takrat je nastalo tudi samorodno živo srebro, ki se še danes deloma nahaja v rudišču. Hipergeni procesi so stvorili večjo asociacijo nerudnih mineralov, čeprav je za rudišče značilen monomineralni primarni sestav. Hipergeni prenos je samo lokalno pomemben. K temu tipu moremo prišteti manjše rudne impregnacije. GEOLOGY OF THE IDRIJA MERCURY DEPOSIT The mercury mine at Idrija has been worked for almost half a mil-lenium. During the last twenty years, however, no new geological data on the mine have been published, while, on the other hand, most records concerning the mine were destroyed during the war. In the face of these facts it was found inevitable to reconstruct the missing information with the aid of analogy, which is especially true for the data on the form of ore deDosits and the degree ob mineralization. With respect to the mercury output Idrija is among the first mines in the world. The curves in Figs. 1, 2 and 3 show the ore output, the average percentage of Hg in the ore and the mercury output for the period from 1786 to 1954. The rather meager data on the output before 1786 are listed in Table I. In the light of the data on the output of cinnabar till 1918 and the supposed average annual output prior to 1786, it might be inferred that the total reserve of the mine amounted from 150.000 to 200.000 tons of mercury. The most characteristic feature of the ore deposit is its extremely dissimilar structure. Especially interesting are the origin of the ore deposit and its tectonic and hypergene changes. The ore deposit was formed during the Middle Triassic. During the Alpine orogenesis it was considerably faulted and folded. Concomitantly, a smaller mass of cinnabar was trans-fered within the ore deposit itself as a consequence of altering of the chemo-physical conditions. The geological data compiled for the ore deposit of Idrija enable us to form valuable conclusions to the origin of individual East Alpine ore deposits; on the other hand, they might supplement the data favoring the possibility of origin of the regenerated ore deposits as postulated by Schneiderhohn's theory. The analyses of rocks and ores cited in the following paragraphs, were made by the co-workers of the Geological Survey Ljubljana. L. Rijavec carried out micropaleontologic, M. Babšek chemical and S. K a n d a r e X-ray and spectrograph^ examinations. Microfossils were found only in few samples. The material washed out of each sample afforded a means by which it was possible to distinguish the Carboniferous and Wengenian shales on the basis of their respective petrographic features. The geological conditions prevailing in each horizon are discussed in details. Special stress is laid upon the determination of the rock age, for it is evident that only on this basis it is possible to interpret the tectonic feature of the ore deposit. The geologic feature of the ore deposit As early as in 1857 and 1874 detailed accounts of the stratigraphic conditions prevailing in the surroundings of Idrija, were published by Lipoid. Kossmat*s subsequent explorations added but little to Lipoid's analysis. Kossmat's work published in several papers (1898, 1899, 1900, 1911, 1913) is less known than Kropafi's interpretation of the geological conditions at Idrija contained in his book on the ore deposit (1912). The ore deposit consists of Carboniferous, Permian, Triassic, Cretaceous and Eocene rocks. The Carboniferous beds are composed of black clayey shales containing mica flakes and calcite veinlets. Here and there in the beds pyrite lenses are found containing native mercury. In the shales themselves drops of mercury can be observed also. The zones containing such rocks are being worked for ore. Sporadically intercalations of a gray micaceous quartz sandstone are encountered in the shales. The Carboniferous shales often bear a close resemblance to the folded and faulted Wengenian shales. The Permian is represented by the variously colored Grodenian conglomerate and sandstone. Judging by their position the smaller lenses of limestone and dolomite would seem to belong to the Permian beds but since no paleontologic evidence exists on the basis of which they might be referred to that period, they are entered into the geological maps as belonging to the Triassic. The Triassic beds display a most diverse development. The Scythian stage comprises variously colored shales which in some places represent the transition from the Permian to the Triassic sandstones, sandy and marly shales and dark limestones. Here and there the sandstones and shales are separated from the limestones by a layer of dolomite. The Anisian stage of the ore deposit-area is represented by dolomite. Here and there the deposit is crisscrossed by white dolomite veinlets. Repeated intercalation of dark shales are found which reach a thickness of up to 30 cms. Early explorers of the ore deposit included in the Anisian stage also the dolomite "breccias". All breccias and conglomerates should be referred to the Ladinian stage according to their position. In the dolomite of the ore deposit often brecciated zones are found resulting of tectonics occurring prior to mineralization. The Wengenian beds are composed of a sporadically developed no more than 20 cm. thick layer of limestone, further of sandy, shaly. and clayey shales and breccias, and conglomerates. The shales which form the lowest part of the Wengenian sediments are called "skonca" shales. According to their lithological and genetic features, their economic importance and in order to facilitate the analysis of their tectonics, the shales and sandstones are referred to the "skonca" beds. The light-colored limestone which lithologicaly differs from the Cassian limestone and overlies the clastic Wengenian rocks is referred to the Wengen stage. The Cassian beds are represented by a dark stratified to shaly limestone and a light-colored massive and fine-grained dolomite. To the Carnian stage belong the sandy beds which, however, are absent in the immediate vicinity of the ore deposit. In 1956 fossil remains were found by Mlakar in the light of which the dolomite in some restricted areas might be referred to the Carnian stage. The Cretaceous beds occurring in the environs of the ore deposit consist of limestone. The Eocene flysch is composed of shales, limestones and sandstones. Igneous rocks occur in the environs of Cerkno, some 12 kilometers north of the ore deposit. They comprise porphyrites and porphyries, further porphyrite-, porphyry- and quartz-keratophyre tuffs. In igneous rocks augite and biotite are the only femic minerals. Extrusive rocks and their tuffs were formed partly on land and partly in the sea as proved by the numerous carbonized plant remains and ammonited found in the tuffs. Samples of the latter rocks collected in the ore deposit itself as well as in the environs of Idrija, were examined by Fedorow's method. Their anorthite content varies from 9 to 59 percent. The bulk of the examined grains are near andesine in composition. The frequency of the twinning-laws is listed in Table 3. The tuffs occur only in the Wengenian and lower part of the Cassian beds. In the Rabelj beds only presedimented tuffs are found. Tectonics The ore deposit at Idrija is located in the transition zone between the Alps and the Dinarids. Exploration conducted along the Fault of Idrija have shown, according to Germovsek's statements (1953) along the transition of the Sava Folds and other investigations along the transition zone, that no sharp boundary can be drawn between the Alps and the Dinarids. The Alpine region gradually passes into the Dinarids. In this transition zone the two tectonic directions interlook. Thus it will be necessary to revise Winkler's and Kossmat's view on the tectonics of the Julian Alps and the Dinaric High Karst. a) The structure of the environs of the ore deposit The territory in the environs of the ore deposit and along the Idrija Fault can be divided lengthwise according to its characteristic and dominant deformation, in three zones: the zone of Kanomlja, that of Idrija and that of Ljubevč. Each of these zones, again, can be divided crosswise into two parts: the southwestern, rather deformed part and the northeastern, less complex part. The zone of Kanomlja comprises the territory between Razpotje and Gornja Kanomlja. The southwestern part of this zone is characterized by the inverse position of the Carboniferous and Triassic beds, a phenomenon best discernible in the environs of Sturmovec. The Carboniferous shales overlie Permian, Werfenian and Anisian beds. In deep-cut valleys Cretaceous beds are encountered. The inverse position of the beds is due to the folding of Carboniferous, Permian and Werfenian beds. Even today the fold can be traced in the width of over 2 kilometers. At the contact zone with the Cretaceous only Anisian beds are found. Along the fault plane the Carboniferous and Werfenian beds were partly shattered and partly squeezed out. The northeastern part of the zone of Kanomlja is made up of Triassic rocks which here and there are extremely folded. This zone comprises the territory between Likar and the Idrijca River. - The zone of Idrija extends over the territory located between Razpotje and the eastern slope of the ridge south of Idrija (points 464,579). The northeastern part is separated from the southwestern by the tectonic line running along Jurčkov graben across the western slopes of Ptičnica to the saddle located between Poševnik and Ptičnica. The Triassic rocks of Ptičnica and Poljanca are thrust over the Cretaceous beds, while ill the east they are lifted along the fault upon the Wengenian and Cassian rocks of the left bank of the Idrijca River. The zone of Ljubevč is made up of Wengenian and Cassian beds wedged in along the Valley of Ljubevč. The zone is somewhat shattered only along the fault which divides it in the northeastern and the south-westerii part. This line can be traced from Zagoda to Podobnik and further to point 692. Along this line the Carboniferous and Triassic beds are thrust upon the Cassian and Anisian layers. Between Ljubevč and Podobnik the fault is marked by dolomite crushed to sand. The zones discussed above were investigated also by boring. Thus it was possible to determine the exact position of the Cretaceous beds. The zones represent a pari of the extensive dislocation zone whose most characteristic feature is the tectonic line running along the valley of the Kanomlja River and further over Rošp, Trata, Kolenc, Razpotje, Podobnik, Likar, Ljubevč, and Jelični vrh to Fežnar. Along this line, dotted With outcrops of Carboniferous rocks, a rather simole thrusting southward has taken place. Besides, it must be pointed out that the geological feature of the territory under discussion is not uniform: in the northwestern part recumbent folds are dominant, whereas the southeastern part is characterized by overthrusts and schuppen-structure. A specials position have the two faults running in the north-south direction. One stretches from Mokraška vas along the Idrijca River and reaches the eastern slope of Ptičnica not far from Likar. The other line is located east of the former, parallel to it. It is characterized by steep slopes, slickensides, and mvlonites. .Judging by the degree of rock cementation, the fault must have, no doubt, originated as a consequence of later earth movements. The displacement is so slight that the stratigraphic sequfence of rocks is not affected in the least. The geological conditions prevailing in the environs of the fault zone of Idrija are shown in Fig. 7. b) The structure of the ore deposit In 1912 K r o p a č made an attempt to explain the structure of the ore deposit by arguing that it consists of three recumbent folds, while two years earlier Kossmat excluded any folding by saying that the deposit is made up merely of overthrusts. The normal stratigraphic sequence has been preserved in the greater part of the ore deposit. If we would like to explain the structure of the ore deposit with the folds then Werfenian strata would have to be present in the section along the northern contact zone. The northern contact zone is the thrust plane between the first and the second schuppe. The first, lowest schuppe consisting of Carboniferous and Triassic rocks, rests upon the Cretaceous limestone. Upon this schuppe are thrust the Carboniferous and Triassic rocks of the second schuppe over which in turn are pushed the Carboniferous and Triassic rocks of the third schuppe. While the beds were being pushed one over the other, the Carboniferous shales which represented the substratum of individual schuppe, was being piled up, on some places, and completely squeezed out on other. On the other hand, less conspicuous tectonic forms in the feature of the territory were effected by the mechanical properties of the rocks. Since the stresses to which the present feature of the ore deposit were greater than the strength of the Carboniferous and Wengenian shales, their forms can be accounted for only by plastic deformation. The forms displayed by the rest of the Wengenian beds in the ore deposit, are due to the breaking and crushing of the compact Wengenian sandstones, hence the irregular folds of Anisian and Ladinian rocks. These folds were formed as the second schuppe was thrust over the first one. Some explorers of the ore deposit laid special stress upon the fact that there is a difference between the upper and the lower mine or, in other words, between the northwestern and southeastern part of the deposit. The difference is obvious, first, because in the northwestern mine the rocks were much more affected by earth movements and, second, because the rocks occurring in this part of the mine are different from those occurring in the other one. The direction of the stress is found by the polar diagrams of the dips itteasured. The location of slickensides is presented in Fig. 5. Beside the folds fissures, denoted in the literature by O, O,, M, N, I, and II, are encountered in the ore deposit. Small scale earth movements took place as early as in the Trias and are partly reflected in the ore deposit. In Jurassic beds we can see the tectonic and in some places the transgression unconformity. The first large scale earth movements took place in the Upper Cretaceous during the flysch deposition. In the Eocene the Cretaceous beds were thrust over the thin deposits of Eocene flysch. The fold and fault zone of Idrija originated at the time when the over-thrust of Trnovski gozd was almost accomplished. In this process the rocks northwest of Razpotje were considerably folded, those of the southeastern part again thrust one over another. The twofold character of this zone seems to be due to earlier earth movements. The width of the recumbent fold increases in the westward direction extremely fast; the same is true for the length of the thrust in the eastern direction. Over the first schuppe a second was thrust. Today the latter forms Ptičnica and Poljanca and extends over Jurckov graben to Češnjica. During the overthrust this schuppe was broken as a consequence of which the eastern part of the ground sank. The fault can be seen on the eastern slopes of Ptičnica, at the shaft Delo it dips to the Idrijca River along which it continues northward. The thrust plane of the second schuppe consisted of Carboniferous shales which here and there are likewise squeezed out. At that time the thrust was taking place over Werfenian rocks. As a consequence of this the Wengenian and Anisian rocks of the first schuppe were folded. The thrusting of the second schuppe was not uniform. The western part comprising Ptičnica and Poljanca was overthrust much faster than the eastern part. The thrust plane between the first and the second schuppe is considerably folded as can be seen from the map of the uper face of the first schuppe in Fig. 6. One fault, older than the overthrust faults, runs along the Valley of Ljubevč i. e. along the contact zone between the Cassian and Wengenian beds on the one hand and the Werfenian on the other. All the other faults are younger. They occur at Poljanec, on the southern slopes of Sivka and Debelo brdo, at Srednja Kanomlja, west of Čajni vrh, and in the contact zone between the Cretaceous and the Triassic beds. A striking feature of the faults in the ore deposit itself, are slickensides and rocks shattered to gravel-size. The present structure of the area under discussion is not the result of simple and continuous earth movements for there were also periods of relative quietness when only vertical movements took place. The sections in Fig. 8 present a schematic view of the structure of the ore deposit. A survey of the ore deposit Although the ore deposit has been worked for almost five centuries no records are available on the character of mineralization in individual parts of the mine. Thus the writer of the present paper could base his views only on his own observations and some descriptions published by S c h r a u f (1891), K o s s m a t (1910, 1913), K r o p a č (1912), and Piltz (1915). Forms and general features of ore bodies The ore deposit comprises fourteen larger ore bodies. The diagram in Fig. 9 shows there is a considerable dissimilarity in the form and location of the ore bodies. This is due to strong postmineralization tectonic which essentially altered the relationships among the ore bodies. On the other hand, the original relationship between the ore and the accompanying rocks was disturbed by repeated dissolving and recrystal-lization of cinnabar. Beside these more extensive ore bodies several smaller occur in the ore deposit. Mineralogical composition of the ore deposit The mineralogical composition of the ore deposit is very simple. Beside cinnabar also metacinnabarite occurs. P i 11 z reports that sphalerite was found in the ore deposit. Among waste minerals the following are encountered: barytes, kaolinite, fluorspar, pyrite, calcite, dolomite, quartz, chalcedony, gypsum, epsomite, melanterite, halotrichite, xylotile, and siderolite. Idricite is the synonym of halotrichite. Idrialine and idrialite being composed of nothing but organic matter might, from the mineralogical viewpoint, be reffered to the group of less investigated organic substances. Microscopic examination Microscopic examination has shown that cinnabar in the ore deposit either replaced single minerals in the accompanying rocks or was precipitated in the fissures. Cinnabar replaced quartz, dolomite and limestone. Replacement of minerals was especially characteristic in the zones containing high-grade ore. Cinnabar with which the fissures are filled in, shows no traces of replacement. As a rule dolomite or calcite crystallized first in the fissures which subsequently were filled in with cinnabar. Pyrite appears in the quicksilver ore either in cleancut crystal forms or in shattered fragments. Pyrite is hardly ever replaced by cinnabar but if it is then the former mineral is more or less corroded. Under the microscope at least two types of cinnabar with respect to the mode of origin can be often discerned; one, resulting from hot solutions, shows the capacity of replacing other minerals while the other, resulting from cooler solutions, lacks this capacity. Occassionally foraminifers were observed in which the original substance is replaced by cinnabar as a consequence of which the entire structure is destroyed and only the outer form preserved. The reniform structure of cinnabar indicates that the ore was precipitated as a coloid out off an oversaturated solution. The ore shows signs of stresses. Very frequently parallel strings of cinnabar grains are found under the microscope. Stricking is also the fan-like arrangement of the crystals. Plates III, IV, V, and VI show some characteristic mineralization phenomena. Type of mineralization The highest degree of mineralization is observed in the Skonca beds. Some parts of these beds are built of shales or even limestone, they possess such physical and chemical properties favourable to the precipitation of the ore. In the Skonca beds the shales prevented the circulation of mineral solutions. Here cinnabar occurs in the form of impregnations. In the sandstones, however, quartz and carbonates were replaced by the ore mineral. Locally individual sheets occur which are strongly mineralized with cinnabar separated by poor or even unmineralized zones. Mineralization is due to the selective replacement of the carbonate cement. This type of mineralization is called stratified ore. Locally secondary enrichment with cinnabar can be observed. The uniformly impregnated lock contains transverse veinlets of transferred cinnabar. Thus two min- eralization phases can be distinguished: the longitudinal primary phase and the transversal which considerably enriched such a zone. The mineralization encountered in the Mendolian dolomite is very similar to that of the Werfenian beds. In both series zones very rich in cinnabar and usually covered by an impervious layer are found. In the dolomite in addition very strong mineralization is observed in brecciated zones in spite of the absence of impervious layers. But in places where the impervious layers are developed also the unshattered dolomite below them is considerably mineralized. These zones, however, are rather small in extent. The mineralized zones show different types of impregnations veinlets, lenses and dissemination. As has been pointed out above mineralization is observed also in the fissures where rock fragments are found which were mineralized even before the fissures opened. With respect to the degree of mineralization ores of different grades are distinguished such as opekovka (brick colored) ore, jetrenka (liver colored) ore, and jeklenka (steel colored) ore. The brick colored ore contains veinlets, lenses and single grains of cinnabar which often impregnate also the accompanying rock. The steel colored ore is characterized by extensive replacements of original minerals by cinnabar as well as by the presence of greater grains of cinnabar. The "coral" ore occurs as an intercalation in the Skonca beds; it is rich in organic matter and impregnated with cinnabar. Beside cinnabar mineralizations native mercury is encountered. It occurs in all rocks and accompanies cinnabar in all high-grade ore bodies. The Carboniferous shales of various horizons are impregnated also with native mercury. This kind of mineralization shows no regularity. In the dolomite and the Wengenian beds mineralization with native mercury is relatively rare. It is somewhat more significant in the Werfenian beds. The age and the genesis of the ore deposit The folds and faults characteristic for the ore deposit and its environs are not mineralized. Here only very few and scanty impregnations with cinnabar occur. Extensive mineralization, however, is encountered in the Wengenian beds and the Mendolian dolomite. It is interesting to note that the degree of the mineralization of the Mendolian dolomite gradually decreases with the increasing distance from the Wengenian beds. The form of the ore bodies is either simple or complex. Some ore bodies consist of a main trunk from which ore pipes, plates and lenses branch off. Some trunks are composed of mineralized and waste zones which form a tangle of "veins". Each larger ore body is accompanied by smaller ones. If the folds in the ore deposit were flattened then it would be seen that the ore bodies are arrayed along the contact zone between the Anisian and Wengenian beds. This zone, however, is not uniformly mineralized for beside thoroughly mineralized also unmineralized areas are found. Significant data on mineralization are obtained along the northern contact zone where the ore bodies are distinctly bounded. In the Carboniferous shales of the northern contact zone no mineralization with cinnabar is observed. In the slates lenticular and spherical rock fragments torn off by earth movements, are found. These fragments consist either of Men-dolian dolomite or Wengenian sandstone. The core of the spherical fragments is usually of compact dolomite while towards the periphery the single grains forming radial texture become more and more discernible. Such grains are shown in Fig. 3 of Table VI. The peripheral region of these spheres and lenses was recrystallized under pressure. This fact is likewise borne out by the gradual transition of the recrystalized rock into normal rock observed in the core of these spherical and lenticular fragments. Beside these dolomite forms also lenses of pyrite occur in the Carboniferous shales of the northern contact zone. Locally the cores of these lenses contain native mercury, a fact in the light of which definite conclusions can be drawn as to the mode of origin of pyritic lenses and as to the age of mineralization. A connection between the Carboniferous shales and mineralization upon which earlier such great stress was laid, doe3 not exist. This is borne out by the huge wholly unmineralized stretches in the immediate vicinity of the northern contact zone. Few ore bodies occur near the contact zone and even these are removed from it for several meters. The bulk of ore bodies, however, is located so far from the impervious Carboniferous shales that their influence is not important. On the other hand the local impervious intercalation are very important. If the degree of replacement of the original rock by cinnabar is being compared then the most powerful influence was exerted just in the Skonca beds. The replacement was so thoroughgoing that only clayey-bituminous remains of the original rock are left. Thus it is evident that in the Wengenian beds the action of the mineral solutions was extremely vigorous. The overlying Carboniferous shales, on the other hand, remained absolutely unaffected. Excepting some sporadic cases the ore bodies pass gradually into the barren rock. There are zones in the ore bodies which were considerably shattered by younger tectonic but the degree of their mineralization is equal to that of less shattered zones or the zones not shattered at all. Almost in all ore bodies use observe slicken-sides, partly or even completely composed of shattered and polished cinnabar. K r o p a č reported that he had found at the trust plane between the first schuppe and the Cretaceous beds a completely shattered ore body. This seems to indicate that post-Eocene earth movements had no influence whatever upon the formation of the ore solution channels. Cinnabar outcrops occur only near the smelting plant (point 520) and in the neighborhood of Likar. Lately the borehole Ljubevč II revealed a smaller impregnation in the second schuppe at the depth of the third horizon. The data on outcrops of cinnabar in the environs of Idrija are rather scanty. According to Kossmat (1910) there should be cinnabar outcrops near Škof j a Loka but the writer of the present report did not find them when he explored the territory in question. A smaller cinnabar ore deposit occurs in the environs of Sv. Ana above Tržič. The mineralized rocks are reffered to the Trias. The ore deposit is surrounded by quartz porphyrites. The other cinnabar phenomena are connected with lead-zink ores and are due to another type of mineralization. The data cited above indicate that the ore deposit of Idrija must have been formed in the Triassic period. Recently Soviet investigators (S a u k o v, 1957) succeeded in oxidizing cinnabar by means of active oxigen forms (ozone, peroxide) as well as by means of ferri-sulphate. In waters containing sulphides mercury sulphate is formed. After combining with calcareous rocks, gypsum, cinnabar and native mercury are precipitated. Frequently also ions of iron were present which combined with sulphate to epsomite and melan-terite. Spectral analysis showed that there is no difference at all between the primary and the recrystallized cinnabar in the amount of elements occuring in cinnabar. Furthermore the absence of the following elements was established by spectral analysis: silver, boron, beryllium, bismuth, cadmium, cerium, cobalt, chromium, molybdenum, nickel, lead, antimony, tin, thorium, wolfram, vanadium, and zirconium. The elements found in the samples are listed in Table 4. Significant data on the degree of hypergene processes are obtained by studying the associations of non-metallic minerals. Fluorite and barytes are the only primary minerals while all the others were formed by secondary processes. The large number of secondary minerals compared with the number of primary minerals as well as the significant amounts of some minerals show that the ore deposit was strongly affected by hypergene processes. Some secondary minerals frequently associate with cinnabar while others again show no regularity in their relation to the ore. In the ore bodies frequently transferred cinnabar is encountered. The tectonic processes which molded the present ore deposit shattered the rocks and formed new fissures and cavities owing to which a faster and more extensive circulation of the surface water was made possible. The significant amount of pyrite in the rocks led to the concentration of the sulfate in the percolating surface water. The earth movements which took place after mineralization had been accomplished, exerted an influence upon the temperature and the pressure. As a consequence of this one part of the cinnabar was dissolved and subsequently precipitated at another place. The type of mineralization shown by the transferred cinnabar seems to indicate that the ore was promptly precipitated from the solutions. Thus it might be maintained that some smaller ore bodies were formed only as a consequence of these processes. In the light of the observations made in single cinnabar ore deposits located in the wider environs of Idrija the following can be said: 1. Mineralizations with cinnabar occur in Upper Paleozoic as well as in Lower and Middle Triassic rocks. If we include the ore deposit of Tršče near Cabar then the upper limit of the mineralized rocks shifts to the Upper Trias. 2. In Slovenia cinnabar occurs always in the nearer or more distant vicinity of Triassic igneous rocks. 3. In the vicinity of younger plutonites and eruptive rocks no cinnabar is encountered. 4. The ore deposits of cinnabar were shattered by younger tectonic. 5. The occurrence of mercury in Bosnia and Montenegro is, according to Cissarz (1956), due to older magmatic cycles. 6. In Slovenia the ore deposits are often monometallic. This indicates that a differentiation of ore solutions occurred. The differentiation, of course, can be either primary or secondary. 7. The ore deposit of Idrija is located in a region in which according to Schneiderhohn's theory regeneration of the deposit could have taken place. If the mineralization at Idrija showed a more intimate relationship with the tectonic which molded the deposit then it might be possible that the latter was regenerated. The ore shows traces of stresses and is rather shattered owing to tectonic. The transferred cinnabar is significant following its mode of occurrence and can, therefore, be readily distinguished from the primarily precipitated cinnabar; but the mode of origin of native mercury as well as the occurrence of native mercury in the core of pyrite lenses do not permit the assumption that the ore deposit is due to regeneration. Thus it seems reasonable to assume that the ore deposit was formed under normal hydrothermal conditions. 8. Schroll's conclusions on the age of the ore deposits determined on the basis of the traces of rare elements found in the ores, will have to be revised at least as far as the Slovenian ore deposits are concerned. According to this investigator mercury and germanium belong to two different ore-forming epochs and never occur side by side. The sphalerites occurring in the Sava Folds contain both elements. 9. All the data on the mineralization of Idrija and its nearer and wider environs confirm the view that the ore deposit was formed in the upper part of the Middle Trias or, perhaps, in the Upper Trias. The genesis of the ore deppsit can be only roughly estimated owing to the fact that earth movements considerably altered the original geological relationships. If the width of the zone in which cinnabar was precipitated is taken in account (100 to 150 m.) then we can assume that stresses played no role whatever in the process of mineralization. It is true that there are several data in the literature which indicate that the temperature at which mercury ore deposits originated was somewhat higher than generally assumed but no support to this view was found in the ore deposit of Idrija. It seems only reasonable to insist, it was formed at the temperature usual for all the mercury ore deposits. On their way upward the solutions reached the zone of carbonaceous rocks where they took up some carbon dioxide with the result that their alkalinity decreased. Besides, the conditions prevailing in the Skonca beds were strikingly similar to those of sapropelic conditions. Further, the composition of ores was altered on account of the broken down of inner equilibrium of the solutions. Near the surface the solutions were deluted and cooled off. Here and there the solutions became oversaturated because the rock were next to impervious and cinnabar was precipitated as gel. In this manner ore deposits were formed along the contact zone between the Anisian and Ladinian rocks as well as in the brecciated dolomite. The process of precipitation having lasted relatively long, the solutions gradually became cooler as a consequence of which two kinds of cinnabar can be distinguished, one precipitated from hot solutions and showed the ability of replacement, and the other precipitated from rather cool solutions without this ability. These two types represent only the extreme end-members of the whole mineralization. The native mercury is only partly of primary origin. Some portions of the rocks contained iron and as a consequence of the great affinity of sulphur to the former the solutions became sulphur-deficient owing to which native mercury was precipitated. This is borne out by the large pyrite crystals embeded in cinnabar. In barren rocks pyrite is always developed in small crystals. The bulk of native mercury, however, originated later as can be seen in the fact that Carboniferous shales mineralized with native mercury are thrust over the ore deposit. LITERATURA Literatura o Idriji Brenthel, F., 1948, Die Quecksilberhiltte Idrija. Eine wirtschaftliche und technische Studie iiber die Verbesserung des Betriebes, Modernisierung der Verfahren und Verarbeitung von Armerzen und gediegener Quecksilber, Zvečan. Castelli, G., 1921, La mina de mercurio de Idria. Rev. min., met. y de ingenieria, Tom 72, Madrid. C i s s a r z, A., 1950, LagerstStten und Lagerstattenbildung in Jugoslawien. Rasprave Zavoda za geol. i geofiz. istr. NR Srbije, Beograd. C i s 9 a r z, A., 1951, Položaj rudišta u geološkoj gradi Jugoslavije. Geološki vesnik, Beograd. Duhovnik, J., 1947, Petrografski popis rudnika Idrija I. Ljubljana, Arhiv Geološkega zavoda. D u h o v n i k, J., 1948, Petrografski popis kamenin rudnika Idrija II. Ljubljana, Arhiv Geološkega zavoda. Gantar, I., Schneider, P., 1950, Poročilo o geološkem kartiranju ozemlja vzhodno od Idrije. Arhiv rudnika Idrija. Grund, H., 1911, Geschichtliches aus Idria. Osterr. Zeitschr. f. Berg. u. Htitt. Wien. Hamrla, M., Jager, A., 1947, Poročilo h geološki karti področja Idrije in Srednje Kanomlje, Ljubljana. Jager, A., 1950, Zveza med tektoniko in nastankom Hg rudišča v Idriji. Diplomsko delo. Ljubljana. Jager, A., Hrastnik, J., 1949, Poročilo o geološkem kartiranju na področju Gorenje Kanomlje. Ljubljana. Jahn, E., 1870, Idrianer Korallenerz Kainit von Kalusz. Verh. d. Geol. R. A. Wien. J a n d a, F., 1892, Einige idrianer Mineralien und Gesteine. Osterr. Zeitschr. f. Berg. u. Hiitt. Wien. K os s m a t, F., 1896, tTber die geologischen Verhaltnisse der Umgebung von Adelsberg und Planina. Verh. d. Geol. R. A. Wien. Kossmat, F., 1898, Die Triasbildungen der Umgebung von Idria und Gereuth, Verh. d. GeoL R. A. Wien. Kossmat, F., 1899, Uber die geologischen Verhaltnisse des Bergbau* gebietes von Idria. Jahrb. d. Geol. R. A. Wien. Kossmat, F., 1900, Das Gebirge zwischen Idria und Tribuša. Verh. d. Geol. R. A. Wien. Kossmat, F., 1905, Uber die tektonische Stellung der laibacher Ebene. Verh. d. Geol. R. A. Wien.1 Kossmat, F., 1906, Das Gebiet zwischen dem Karst und des Zugs der Julischen Alpen. Jahrb. d. Geol. R. A. Wien. Kossmat, F., 1909, Der kiistenlandische Hochkarst und seine tektonische Stellung. Verh. d. Geol. R. A. Wien, Kossmat,F., 1900, Cber das tektonische Verhaltnis zwischen Alpen und Karst. Mitt, der Geol. Gesell. Wien. Kossmat, F., 1910, Erlauterungen zur geologischen Karte Bischoflack— Idria, Wien. Kossmat, F., 1911, Geologie des idrianer Quecksilberbergbaues, Jahrb. d. Geol. R. A. Wien. Kossmat, F.. 1913, Die Arbeit von Kropač; Cber die Lagerstattenver-haltnisse des Bergbaugebietes von Idria. Verh. d. Geol. R. A. Wien. Kossmat, F., 1913, Die adriatische Umrandung der alpinen Faltenregion. Mitt, der Geol. Gesell. Wien. Kropač, J., 1912, Uber die Lagerstattenverhaltnisse des Bergbaugebietes von Idria. Wien. Lipoid, M. V., 1857, Bericht iiber die geologischen Aufnaihmen in Ober-krain im Jahre 1856. Jahrb. d. Geol. R. A. Wien. Lipoid, M. V., 1874, Erlauterungen zur geologischen Karte der.Umge-bung von Idria in Krain. Separat. Meier, 1868, t)ber den Quecksilberbergbau zu Idria. Verh. d. Geol. R. A. Wien. Mlakar, I., 1957, O idrijski stratigrafiji in tektoniki. Diplomsko delo. Arhiv rudnika Idrija. - Nos an, A., 1953, Poročilo o kartiranju wengenskih skladov med Idrijo in Rovtami. Ljubljana. O c e p e k, I., 1954, Poročilo o kartiranju Geemlja med Idrijo in Spodnjo Idrijo. Ljubljana. Arhiv rudnika Idrija. Pasquale, P., 1942, Secondo studio dei Campioni idriani. Univ.di Roma. Roma. Arhiv rudnika Idrija. P o j a r k o v, V. E., 1955, Rtut i surma. Ocenka mestoroždenij pri poiskah i razvedkah. Moskva. P i 11 z, A., 1915, Das Zinnobervorkommen von Idria in Krain unter Be-riicksichtigung neuerer AufschlUsse. Gluckauf. Essen. Poročilo rudnika živega srebra Idrija — planski oddelek 1957. R o d i c a, F., 1929, Ricerche cristallografiche sul cinabro di Idria. R. accad. lincei Arti., ser. 6, V. S. Roma. Schrauf, P. 1891, Uber Metacinnabarit von Idria und dessen Parage-nesis'. Jahrb. d. Geol. R. A. Wien. Stur, D., 1872, Geologische Verhaltnisse des Kessels von Idria in Krain. Verh. d. Geol. R. A. Wien. Ventriglia, 1942, Primo studio dei Campioni idriani. Univ. di Roma. 1st di Min. — Giacim. min. Arhiv rudnika Idrija. Zepharovich, M., 1879, Sitzungsbericht der Wien. Akademie LXXIX Abth. I. Wien. Splošna literatura Allen, E. T., Crenshaw, J. L., J ohn s ton, J. in K a rs en, E. S., 1912, The Mineral Sulphides of Iron. Am. Jour. Sci. 44*& ser. 33. New York. A11 en, E. T., Crenshaw, J. L., 1912, The Sulphides of Zinc, Cadmium and Mercury; their Chrystalline Form and Genetic Conditions. Am. Jour. Sci. 4th. ser. 34. New York. Andreatta. C., 1953, Tiber die Entstehung regenerierter-Lagerstatten durch Magmatismus und tektonisch-metamorphe Mobilisierung. N. Jb. Min. Mh. Stuttgart. B e 1 a š, F. N., Živa. Beograd. Berce, B., 1953, Geologija rudišča živega srebra Sv. Ana nad TrŽičem. Ljubljana. Arhiv Geološkega zavoda v Ljubljani. BerceJB., 1955, Prispevek h geologiji ozemlja med Turjakom in Sodra-žico s posebnim ozirom na rudonosne rabeljske sklade. Ljubljana. Arhiv Geo loškega zavoda v Ljubljani. Dolar-Mantuani, L., 1942, Triadne magmatske kamenine v Sloveniji. Razprave Mat. prir. razr. SAZU Ljubljana. D r e y e r, R., 1940, The Geochemistry of Quicksilver Mineralization. Econ. Geol. vol. 35. New York. Foreman, F., 1929, Hydrothermal Experiments on Solubility, Hydrolisis and Oxidation of Iron and Copper Sulphides'. Econ. geol. 24. New York. F r i e d r i c h, O. M., K r a j i č e k, E., 1952, Die karntner Erzlagerstfitten I. Teil. Karntner QuecksilberlagerstStten. Carinthia II. Klagenfurt. F r i e d r I c h, O. M., 1953, Zur Erzlagerstattenkarte der Ostalpen. Radex-Rundschau, H. 7/8. Radenstein. Hillebrand, W. F., Schaller, W. F., 1909, The Mercury Minerals from Terlingua, Texas. U. S. Geol. Surv. Buli. 405. New York. Korenman, I. M., 1946, Rastvorimost sulfidov v kislih rastvorah jodi-dov i kloridov. 2ur. obš. Himii vol. 16. Moskva. Krauskopf, K. B., 1951, Physical Chemistry of Quicksilver Transportation in Vein Fluids. Econ. Geol. vol. 5. New York. Lerther, R., 1904, Die Hydrolyse des Quecksilberchlorids. Zeitschr. Physikal. Chemie, voL 47. Berlin. Limanovsky, E., 1910, Wielkie przemieszenie mas sklanych w Dy-naridach kote Postojnu. Raz. Wydz. przyr. Akad. Umiej. Seryje III. Tom. 10. Krakow. Lipoid, M. V., 1874, Beschreibung einiger Quecksilbererzvorkommen in Kfirnten und Krain. Oesterr. Zeit. f. Berg, u Hiitt. Wien. Nikitin, V. V., 1936, Die Fedorov Methode. Berlin. Palache, Ch., Berman, Hč. Clifford, F., 1951, The System of Mineralogy, vol. I, vol. II. New York—London. Proselc-Germovšek,Z., 1954, Magmatske kamenine okolice Cerkna. Ljubljana. Diplomsko delo. Rakovec, I., 1946, Triadni vulkanizem na Slovenskem. Geogr. vestnik. Ljubljana. Rakovec, I., 1950, O nastanku in pomenu psevdoziljskih skladov. Geogr. vestnik. Ljubljana. Saukov, A. A., 1953, Geochemie. Berlin. Schneiderhohn, H., 1941, Lehrbuch der Erzlagerstattenkunde. Jena. Schneiderhohn, H., 1952, Genetische Lagerst&ttengliederung auf geotektonischer Grondlage. Stuttgart. S c h r o 11, E., 1955, ttber das Vorkommen einiger Spurenmetalle in Blei-Zink Eržen. Tschermaks Min. u. Petr. Mitt. Wien. She r ril, M. S., 1093, Uber die Komplexbildung und einige physiko-chemische Konstanten der Quecksilberhaloide. Zeitschr. physikal. Chemie vol. 43. Leipzig. Stringham, B., 1952, Fields of Formation of some common Hydro-termal Alteration Minerals. Econ. Geol. vol. 47, No. 6. New York. Thompson, G. A., 1954, Deposition of Quicksilver Ores in Texas. Econ. Geol. No. 2. New York. Tornquist, A., 1929, Die Blei-Zinkerzlagerstštte der Savefalten vom Typus Litija. Wien. Traedwell, W. D., Schaufelberger, F., 1946, Zur Kenntnis der Loslichkeit des Quecksilbersulfids. Helv. Acta vol. 29. Basel. Winkler, A., 1924, t)ber den Bau der ostlichen Siidalpen. Mitt, der Geol. Gesell. Wien. Sprejel uredniški odbor dne 1. oktobra 1957. BAKROVO RUDIŠČE GORNJA LIPA Matija Drovenik Z 19 slikami Geološka služba rudarsko-topilniškega bazena Bor raziskuje že nekaj let z namenom, da poveča sedanje zaloge bakrovih rud. Raziskave nismo omejili na ožjo okolico Bora, temveč smo jih razširili tudi zahodno in 1. si. Gornja Lipa — jesen 1955 Fig. 1. Gornja Lipa in autumn 1955 severozahodno od tod do meja eruptivnega masiva. V tem delu dominira 1027 m visok Črni vrh s številnimi grebeni, ki se raztezajo proti severu, vzhodu in zahodu. Okolico Črnega vrha so začeli raziskovati kmalu po prvi svetovni vojni. Našli so rudišče Zlače ter ga zaradi tega, ker je vsebovala kompleksna Pb-Zn-Cu ruda zadovoljive količine zlata, delno tudi odkopali. Žile v potokih Rošu in Kunuku so našli nekoliko kasneje. Imajo podoben mineraloški sestav kakor žile v Zlačah, vsebujejo pa premalo rude in zlata v njej, da bi jih mogli ekonomsko izkoriščati. Poročila o teh in številnih drugih francoskih raziskavah niso vsebovala podrobnih petrografskih in mineraloških podatkov, še manj pa genetskih razlag. Tako so razpolagali po drugi svetovni vojni s skromnimi podatki o orudenenju tega ozemlja. Kljub temu so v sorazmerno kratkem času našli najprej Pb-Zn rudišče Valja Sako, ki smo ga že popisali (D r o v e n i k , 1955) ter nato Cu rudišče Gornjo Lipo (prvotno ime Ilija Romič). 2. si. Gornja Lipa — pomlad 1957 Fig. 2. Gornja Lipa in springtime 1957 Rudišče Gornja Lipa je v literaturi skoraj neznano. Bežne podatke o njem najdemo le pri C i s s a r z u (1956) ter nekoliko obširnejše v referatu, ki sva ga imela s F. Drovenikom (D r o v e n i k F. in M., 1954). Vendar so vsi dosedanji podatki preskromni, da bi mogli dovolj jasno prikazati geologijo in orudenenje tega rudišča. Gornja Lipa je za sedaj edino ekonomsko važnejše bakrovo rudišče med Borom in Majdanpekom. Leži ob zgornjem toku rečice Lipe, 16 km severozahodno (v zračni črti) od rudnika Bora. Novozgrajena cesta se pri Krstu odcepi od ceste Bor—Beograd do približno 2 km oddaljenega rudišča. Prva sledilna dela so začeli nekaj let pred drugo svetovno vojno, vendar so jih kmalu prekinili. Ob potoku, ki seče hidrotermalno izpre-menjeno cono, so izdelali dva rova (daljši je meril približno 20 m) ter plitek jašek. Rov iz doline Lipe naj bi presekal hidrotermalno izpreme-njeno cono v globljih delih. Ker je bil prekratek (meril je 24 m), niso dobili željenih rezultatov. Ugotovili so le slabšo piritno mineralizacijo. Geologic map of Gornja Lipa ore-deposit MerilO : , , □ CD CD CD CD CD Rogovaino - avgitni andezit Hornblende - augite andeaite Hidrotermalno izpremenjen rogovaCno-avgjtni andezit Hydrothermally altered hornblende - augite andeaite Močno kaolimziran in limoni tiziran rogovafino - avgitni andesit Strongly kaolinited and limonitized hornblende - augite andeaite Hidrotermalno izpremenjen rogovmfini andezit Hydrothermally altared hornblende andeaite J Hidrotermalno izpremenjen propilit ■ f Hydrothermally altered propylite H Aluvij 1 1 Alluvium □ Odvil Dump [ 1 Stara dela * ' Old workings mRimaki (?)jaiki Roman shafts Propilit Propylite Geologija, 4. knjiga 3. si. — Fig. 3. Drovenik Gornja Lipa 4. slika Tufska breča rogovačno-avgitnega andezita. Fig. 4. Hornblende-augite andesite tuff-breccia. 5. slika Vtrošnika plagioklaza in rogovače v rogovač-nem andezitu. Fig. 5. Phenocrysts of plagioclase and hornblende in the hornblende-andesite. ti. slika Karbonatizirana plagioklazova zrna; v osnovi poleg kalcita tudi klorit. Fig. 6. Carbonatized plagioclase grains; the ground-mass contains chlorite also. 7. slika Sei'icitizirani plagioklazovi vtrošniki v sililici-rani in kaolinizirani osnovi. lig. 7. Sericitized plagioclase phenocrysts in silicified and kaolinized groundmass. ti. slika Kloritizirana in s kaolinom nadomeščena ro-govačna zrna s piritnim robom. Fig. 8. Chloritized and by kaolin replaced hornblende grains with pyrite border. Mlajši kremen kot vezivo zdrobljenih fragmentov. Fig. 9. Younger quartz forming cement of crushed fragments. 10. slika Zrna diaspora (d) v silificiranl in kaolinizirani osnovi; pirit (p). Fig. 10. Diaspore (d) grains in silicified and kaolinized groundmass; pyrite (p). 11. sliku Zrna stibioluzonita z dvojCičnimi lamelami. Fig. 11. Twinned stibioluzonite grains. 12. slika Enargit (e) nadomešča stibioluzonit, delno nepravilno. delno vzdolž dvojčičnih lamel. Fig. 12. Enargite (e) replacing stibioluzonite; replacement partly irregularly, partly along twinning lamels. Fig. 13. Wolfsbergite (v) grains in stibioluzonite (s); quartz (k). Zrna volfsbergita (v) v stibioluzonitu (s); kremen (k). 13. slika 14. slika Drobnozrnata masivna ruda; enargit (e), pirit (p), kremen (k). Fig. 14. Finegrained massive ore; enargite (e), pyrite (p), quartz (k). Obsežna raziskovalna dela so začeli po drugi svet&vni vojni na podlagi poročila geološke ekipe, ki je raziskovala bakrova rudišča in mineralizacije vzhodnosrbskega eruptivnega območja. Z rovom iz doline Lipe, ki so ga začeli vrtati leta 1950 pod vodstvom F. Drovenika, so našli pri 128 m rudno telo. V letih 1950—1955 so izdelali 2460 m hodnikov ter 17 vrtin v skupni dolžini 3034 m. S temi deli so našli milijon ton Cu rude (rezerve A), ki vsebuje povprečno 1,1 °/o Cu. V hidrotermalno izpremenjeni prikamenini so ugotovili tudi nekaj slabših bakrovih mineralizacij. Najvažnejši rudni mineral je enargit. Zaradi ugodne lege rudnega telesa bodo odkopavali rudo z dnevnim kopom (1. in 2. slika), nakar jo bodo prepeljali v borsko flotacijo. V ta namen so že izdelali približno 5,5 km dolgo žičnico do železniškega postajališča Črni vrh. Kamenine neposredne bližine rudišča Na podlagi geološkega kartiranja in mikroskonskih preiskav smo določili v neposredni bližini rudišča rogovačno-avgitni andezit, rogovačni andezit ter propilit (3. slika). Rogovačno-avgitni andezit je med navedenimi kameninami najbolj razširjen. Nastopa predvsem zahodno od rečice Lipe, ponekod pa prehaja tudi na njeno vzhodno stran. Pogosto opazujemo njegovo tufsko brečo. Ker je prekrita okolica rudišča z debelejšo plastjo humusa, nismo mogli določiti meie med obema različkoma. Kamenina je sivozelena, hipokristalne porfirske strukture ter homogene teksture. Na oko moremo ugotoviti le vtrošnike rogovače in plagio-klazov. Pod mikroskopom zapazimo nadalje manjše vtrošnike avgita ter osamljena zrnca kremena. V osnovi nahajamo poleg drobnih zrnc pla-gioklazov in rogovače tudi magnetit. Med vtrošniki prevladujejo plagioklazi, ki so pogosto dvojčično zgrajeni in conami. Zrna dosežejo velikost 4,2 X 2 mm. Zaradi preperevanja so močno kaolinizirana. Le tu in tam so dovolj sveža, tako da smo jih mogli zanesljivo izmeriti. V zbruskih vzorca z vrha Kufrasana smo podrobneje optično preiskali (N i k i t i n. 1936) tri dvojčke ter določili 46,5 °/o, 50 °/o in 54,5 °/o an. Plagioklazi pripadajo torej bazičnemu andezinu oziroma kislemu labradoritu. Rogovača je pogosto močno preperela. V zbruskih imajo zrna preseke po prizmi in pinakoidu. Največje zrno je merilo 5,3 X 2,2 mm. V bolj svežih zrnih, z jasnim pleohroizmom se izpreminja kot potemnitve od 15 do 22,5°, s povprečno vrednostjo 17,5®. V precej manjši količini nastopa avgit s kotom potemnitve povprečno 45°. Njegova zrnca so sorazmerno manjša ter imajo premere 0,3 X 0,25 mm. Rogovača in avgit sta preperela pogosto v klorit, predvsem rogovača pa tudi v kalcit. Kremenova zrnca so v kamenini zelo neenakomerno razporejena. Imajo nepravilne oblike ter dosežejo premere 0,6 X 0,4 mm. V vseh opazovanih zbruskih zavzemajo manj kot 1 °/o celotne površine. Kakor smo že omenili je rogovačno-avgitni andezit pogosto razvit kot breča. Povprečno 10—20 cm veliki andezitni fragmenti imajo zaokrožene (4. slika), včasih oglate oblike ter tufsko vezivo. Ponekod je veziva malo, tako da sestoji kamenina skoraj le iz fragmentov. Ta različek opazujemo predvsem lepo na izdanku nekaj deset metrov južno od vhoda v rov, tu in tam v rovu, prečnikih ter v jedrih številnih vrtin. Njegova prisotnost govori za to, da so spremljale izlive rogovačno-avgitnega ande-zita močnejše erupcije. Rogovačni andezit opazujemo predvsem lepo severovzhodno in jugovzhodno od rudišča. Kamenina se po barvi ne razlikuje od pravkar popisane. Tudi vtrošniki rogovače in plagioklazov so skoraj enako veliki kot v rogovačno-avgitnem andezitu. Vendar vsebuje v splošnem rogovačni andezit nekoliko več plagioklazovih vtrošnikov, tako da moremo ločiti obe kamenini v večini primerov že megaskopsko. Kot vtrošnike nahajamo le plagioklaze in rogovačo (4. slika), prav redko tudi kremen. Zrna plagioklazov so povprečno velika 1,2 X 0,4 mm. Povečini so močno preperela. Nekoliko bolj sveža zrna najdemo v vzorcih, ki smo jih vzeli v useku nove ceste, približno 120 m jugovzhodno od vhoda v rov. Pri merjenju dveh dvojčkov smo ugotovili 51,5 °/o oziroma 55 °/o an. Nekaj svežih plagioklazovih zrn najdemo tudi v vzorcih kamenine, ki smo jo vzeli v potoku, levem pritoku Lipe, približno 740 m severno od vhoda v rov. Tri zrna smo podrobneje preiskali ter določili 51,5 °/o, 54 °/o in 56 °/o an. Množina anortita v plagioklazih rogovačnega andezita niha torej od 51,5 do 56 %, pri čemer znaša povprečna vrednost 54 °/o an. Tudi v tej kamenini so kremenova zrna povsem neenakomerno razporejena. Njegova zrna dosežejo premere 1,6—1 mm. Zrna rogovače s srednje močnim pleohroizmom so povprečno velika 2,1 X 0,5 mm. Kot potemnitve se izpreminja od 16,5 do 21,5®, povprečna vrednost kota (110) (110) je 123,5°. Zrna so zelo redko sveža. Povečini so izpremenjena v klorit in kalcit. Zelena kamenina, ki nastopa vzhodno od rečice Lipe, t. j. na zahodnih pobočjih Kupinovega, je značilen propilit. Pod mikroskopom vidimo, da je rogovača izpremenjena predvsem v klorit, ki nastopa v drobnozrnatih agregatih. Poleg tega opazujemo še kalcit, epidot ter pirit, ki je pogosto preperel v limonit. V zelo podrejenih količinah najdemo zrnca kremena, nastala pri procesih avtometamorfoze. V zbrusku vzorca, ki smo ga vzeli s pobočja nasproti rudišča, so plagioklazi močno prepereli. Podrobneje smo preiskali samo en dvojček, ki pripada bazičnemu andezinu z 49,5 °/o an. V propilitu nahajamo kaolinizirano, delno tudi silificirano cono, ki se širi preko Kupinovega in Kuruge proti severu. Zahodna meja propilita s hidrotermalno izpremenjeno cono poteka nekaj časa po zahodnem pobočju Kupinovega ter se nato spusti v dolino Lipe. Njene prave širine nismo mogli točneje določiti. Pobočja Kuruge in Kupinovega so prekrita namreč z brečami, ki sestoje iz silificiranih in kaoliniziranih, delno izlu-ženih fragmentov. Vezivo je limonitno. Cona, prekrita s popisanimi brečami, je široka v predelu Kupinovega približno 1 km, v predelu Kuruge pa skoraj 2 km. Z rovom izpod Kuruge so ugotovili v njej slabšo, vendar ekstenzivno piritizacijo, ponekod tudi tanjše piritno-kremenove žile. Vrh Kupinovega in Kuruge sestoji iz limonitiziranega kremenovega skeleta — klobuka. Petrografske in morfološke karakteristike silifieiranih in izluženih klobukov, ki jih opazujemo predvsem v tem delu eruotivnega masiva, r.va popisala že s F. Drovenikom (1954V Mikroskopske preiskave vzorcev s Kupinovega dosedanje preiskave samo potrjujejo. V dveh zbruskih, od katerih je napravljen prvi iz vzorca, ki smo ga vzeli na vrhu, drugi pa iz kamenine z zahodnega pobočja (približno 150 m od vrha), opazujemo podoben mineraloški sestav. V obeh prevladujejo zrnca kremena, velika povprečno 0,05 mm. V manjši količini opazujemo zrnca alu-nita, ki imajo paličaste preseke s povprečnimi premeri 0,2 X 0,06 mm. Nahajamo jih predvsem v konturah nekdanjih plagioklazov, poleg tega pa so tudi nepravilno razporejena v silificirani osnovi. V manjših količinah opazujemo kaolinit, v podrejenih kalcedon in opal. Kakor smo navedli, silifikacija ni omejena samo na površinske dele oziroma na vrhove Kuruge in Kupinovega. To dokazuje predvsem vrtina Kuruga št. 1, ki so jo izvrtali leta 1935 na vrhu Kuruge. Prvih 60 m je vrtina potekala v limonitiziranem kremenovem skeletu, kakršnega opazujemo na izdankih. V globini 60 m je prešla v čvrsto silificirano in delno limonitizirano kamenino (andezit), v kateri so jo pri 239 m tudi ustavili. Hidrotermalne izpremembe V bližini rudišča sta bila rogovačno-avgitni andezit in njegova tufska breča hidrotermalno močno izpremenjena. Največji izdanek izpremenjene kamenine nahajamo v neposredni bližini rudišča. Meri približno 140.000 m2 ter se razprostira skoraj meridionalno (3. slika). Ostali izdanki, ki nastopajo južno in severno od tod, so povečini precej manjši. Nekoliko večji je le izdanek, ki leži nekaj sto metrov NNW od rudišča. V njem opazujemo številne kremenove žile in žilice. Označujejo ga trije zarušeni rimski (?) jaški. Budnih mineralov tu nismo našli. Na površini ne moremo določiti posameznih ascendentnih izprememb, ker sta kamenini zelo prepereli. Rudno telo prekriva namreč kakih 14 do 25 m debel pokrov močno kaoliniziranega in limonitiziranega andezita, ki je mestoma izpremenjen v ilovnato zemljo. Zaradi tega smo vzeli v rovu in prečnikih številne vzorce hidrotermalno izpremenjene kamenine kakor tudi rude ter jih mikroskopsko preiskali. Zaporedje hidr o termalnih izprememb lepo opazujemo predvsem v rovu od vhoda do rudnega telesa (16. slika). Prvih 50 m je kamenina močno karbonatizirana in kloritizirana. V podrejeni količini, vendar precej enakomerno, že megaskopsko opazujemo pirit. Pod mikroskopom vidimo, da so plagioklazova zrna skoraj povsem izpremenjena v kalcit (6. slika). Le tu in tam najdemo ostanke zrn, ki so nekoliko bolj sveži. V njih še opazujemo dvojčične lamele. Rogovača je izpremenjena v glavnem v klorit in kalcit. V njej nastopa tudi pirit, ki je razporejen včasih po prvotni razkolnosti. Osnovo sestavljajo zrnca kalcita, klorita, kaolina, v manjši količini tudi kremena in pirita. Tu in tam najdemo večja polja, ki pripadajo kloritu in zeolitu. Andezitska struktura je dovolj dobro ohranjena. Tako izpremenjen andezit so prvotno imenovali propilit. V smeri proti rudnemu telesu, t. j. od vhoda v rov proti zahodu, se struktura postopoma izgubi. V zbruskih opazujemo najprej vedno močnejšo sericitizacijo in kaolinizacijo, kasneje se jima pridružita še silifi-kacija in piritizacija. Plagioklazi so skoraj povsem sericitizirani in kaolini-zirani, medtem ko je rogovača izpremenjena v kaolin ter delno v pirit. Osnova sestoji iz drobnozrnatega agregata, v katerem opazujemo sericit, pa tudi kremen, kaolin in pirit. V bližini rudnega telesa prevladuje kaoli-nizacija nad ostalimi izpremembami. Za tako izpremenjeno kamenino so značilne številne, do 3 cm debele žilice sadre, ki se mrežasto prepletajo. Obilnost sadre govori za živahno kroženje descendentnih raztopin. Prav zaradi tega menimo, da kaolinizacija v bližini rudnega telesa ni nastala samo pod vplivom ascendentnih raztopin, temveč je delno tudi produkt descendentne izpremembe sericita. Rudno telo ni enakomerno izpremenjeno. Pri pregledu vzorcev iz rova, prečnikov in vrtin moremo ločiti različne stopnje piritizacije, sili-fikacije in kaolinizacije. Prav tako opazujemo tudi v zbruskih zdaj več pirita, kremena in kaolina, zdaj zopet več sericita, alunita in diaspora. Plagioklazova zrna so izpremenjena v sericit (7. slika) in kaolin, delno tudi v alunit. V nekdanjih rogovačnih zrnih opazujemo predvsem kaolin, pirit in diaspor, prav redko tudi sericit. Izpremenjena rogovačna zrna imajo pogosto robove iz pirita (8. slika). Tu in tam opazimo tudi psevdo-morfoze pirita po rogovači. Osnova je v glavnem silificirana in kaolini-zirana. Poleg drobnih zrnc, ki so nastala pri siliiikaciji, opazimo pod mikroskopom pogosto tudi večja zrna kremena. Ta kremen je genetsko mlajši ter predstavlja lepilo zdrobljenih delov rudnega telesa (9. slika). Zelo zanimiv je pojav diaspora, ki govori za sorazmerno visoko temperaturo prihajajočih raztopin. Nahajamo ga zlasti v konturah nekdanjih rogovač, ponekod tudi v osnovi. Zrna imajo podolgovate preseke in jasno razkolnost (10. slika). Povprečno so velika 0,35 X 0,10 mm. Podrobno smo preiskali tri zrna ter dobili naslednje podatke: Ng—Np Ng—Nm Nm—Np -h 2 V 0,0506 0,0281 0,0225 78« 0,0501 0,0273 0,0288 86° 0,0545 0,0305 0,0240 84° 0,0519 0,0290 0,0231 82,5® Vrednosti dvolomnosti kakor tudi kota optičnih osi se močno približujejo vrednostim, ki jih navaja za ta mineral Winchell (1951, 78). Zahodno od rudnega telesa je conarnost hidrotermalnih izprememb manj jasna. Močno kaoliniziran andezit, kakršnega smo opisali vzhodno od rudnega telesa, prehaja v delno silificirano in piritizirano kamenino. V njej opazujemo številne žilice sadre. Rov, ki je dolg skoraj 560 m, prehaja pri kraju ponovno v karbonatiziran in kloritiziran andezit z dokaj dobro ohranjeno strukturo. Širina hidrotermalno izmenjene cone je torej precej večja, kakor smo to prvotno sodili po izdanku. Hodnik Št. 3 je sledil vzhodni, tektonski kontakt in hidrotermalno izpremenjeno cono proti severu, kjer nahajamo v potoku stara dela. Dolg je bil 140 m. Izdelali so ga v močno kaolinizirani kamenini ter je že dlje časa zarušen. Orudenenje Kakor smo že navedli, se stopnja piritizacije v rudišču močno izpre-minja. Medtem ko opazujemo ponekod kompaktno piritno rudo, najdemo drugod le močnejše ali slabše piritne impregnacije. Ionskim raztopinam so v delu rudišča sledile poleg tega tudi koloidne. Iz njih se je izločeval melnikovit, ki je kasneje prekristaliziral v pirit. Tako opazujemo v rudišču tudi piritno-melnikovitne in melnikovitne dele. Oba različka FeS^ se po barvi in strukturi medsebojno jasno razlikujeta. Tektonski fazi, ki je zdrobila piritno telo, so sledile rudne raztopine, iz katerih so se začeli izločevati bakrovi minerali. Kot najstarejši bakrov mineral opazujemo različek izomorfne skupine stibioluzonit Cu3 (Sb, As) S4 — luzonit Cu, (As ,Sb) S(. Našli smo ga najprej v obruskih jedra vrtine št. 14, kjer nastopa v bogati rudi skupaj s starejšim enargitom. Ko smo podrobneje preiskali odval, smo ga našli tudi v paragenezi z baritom in mlajšim enargitom. Megaskopsko ga moremo ločiti od jeklenosivega enargita po rdečkastem odtenku ter po tem, da nima razkolnosti. Pod mikroskopom so njegova zrna za spoznanje bolj svetla od enargitovih. 2e pri opazovanju brez imerzije vidimo, da imajo zrna dokaj močan refleksijski pleohroizem. Barva odbite svetlobe se spreminja od rožnatorumene do rožnato viioli-Caste. Ce uporabimo imerzijo, postanejo barve bolj žive. Ramdohr (1955) loči stibioluzonit od luzonita le po nekoliko močnejšem vijoličastem odtenku odbitih barv. Ker nimamo primerjalnih obruskov, se na podlagi mikroskopske preiskave ne moremo odločiti, kateremu členu izomorfne skupine pripada naš različek. Zaenkrat bomo prištevali opisana zrna z rdečkastim odtenkom stibioluzonitu in ne luzonitu, ki ima rumenkast odtenek. Točna določitev bo mogoča šele, ko bomo našli pri odkopavanju dovolj čistega vzorca za kvantitativno kemično analizo. Zrna stibioluzonita so povprečno velika nekaj desetink milimetra, le redko so večja od 1 mm. Največje je imelo premer 1,52 X 0,73 mm. Zrna so ksenomorfna ter pogosto razpotegnjena v smeri lamel, ki so različno Široke ter medseboino vzporedne (11. slika). Naidemo pa tudi zrna z dvema ali tremi sistemi lamel, ki se sečejo pod različnimi koti. Za zrna s takimi lastnostmi meni Ramdohr (1950, 403), da niso enotna. Stibio-luzonitova zrna nadomešča pogosto nekoliko mlajši enargit (12. slika). V pravkar opisanih zrnih stibioluzonita najdemo pod mikroskopom pogosto bela nazobljena polja nepravilnih oblik (13. slika). Povprečno so velika le 25 X 20 mikronov, medtem ko je imelo največje opazovano zrno premer 127 X 45 mikronov. Polja imajo precej večjo zmožnost odboja svetlobe kakor stibioluzonitova. Refleksijski pleohroizem, ki ga opazujemo na sveže poliranih površinah že brez imerzije, kakor tudi jasni efekti anizotropije, govore za to, da je mineral močno anizotropen. Polja navadno niso homogena, temveč sestoje iz nekaj zrn. Pri jedkanju s HNOa dobi površina irizirajoč oklep, nakar potemni. Jedkanje s HCI je negativno. Navedene lastnosti ustrezajo onim, ki jih opisuje R a m d o h r (1950, 496) za volfsbergit CuSbS3. Značilen mineral za rudišče Gornjo Lipo je enargit CuaAsS4, ki med bakrovimi minerali močno prevladuje. Po načinu nastopanja in parage-netskih odnosih moremo ločiti starejšo in mlajšo generacijo enargita. Starejši enargit je na nekaterih mestih metasomatsko nadomestil hidrotermalno spremenjen andezit, pirit in melnikovit. Tako smo navrtali z vrtino št. 14 med 14. in 28. metrom masivno piritno-melnikovitno-enar-gitno rudo. Masivna ruda je v splošnem zelo drobnozrnata (14. slika). Velikost enargitovih zrn v njej niha od nekaj mikronov do 1,5 mm. Zrna imajo običajno nepravilne preseke ter so nazobljena, najdemo pa tudi zrna z idiomorfnimi preseki. Prav redko so kataklastična. Starejši enargit nastopa nadalje v vezivu zdrobljenih rudnih fragmentov. V tem primeru dosežejo enargitova zrna dolžino do 19 mm. Ruda ima tedaj bre-často teksturo, ki je za Gornjo Lipo zelo značilna. Tudi mlajši enargit nastopa v vezivu zdrobljenih rudnih delov; spremlja ga barit. Kristalčki enargita dosežejo velikost do 37 mm. Prevladujejo ploskve (110), (100) ter (001). Barit je pogosto starejši od enargita, vendar zapazimo tu in tam, da rastejo enargitni kristalčki tudi skozi baritne ploščice. Zaradi tega sklepamo, da sta nastajala oba minerala delno tudi istočasno. Majhni idiomorfni kristalčki pirita, ki jih opazujemo predvsem v vzhodnem delu rudnega telesa, pripadajo mlajši mineralizaciji. Nahajamo jih v razpokah, ki imajo povprečno smer N—S. Med ploskvami prevladujejo (100), opazujemo pa tudi kombinacije z (210) in (111). Zelo redko opazujemo cementativni halkozin. Ugotovili smo ga le mikroskopsko. Zanimivo je, da ne nadomešča enargita, temveč le melnikovit. V njem nastopa v nepravilnih, nekaj deset mikronov velikih zrnih (15. slika). Pri jedkanju s HNO0 dobimo značilno strukturo »razpokanega porcelana-«. Poleg opisanega orudenenja smo našli s sledilnimi deli tudi slabše mineralizacije izven rudnega telesa. Nastopajo v obliki impregnacij, tanj-ših rudnih žil in fragmentov. Tako je zadel glavni rov pri 337 m v hidrotermalno močno izpreme-njeno cono andezitne tufske breče, ki je bila tudi tektonsko zdrobljena. V njej smo našli poleg slabših enargitnih impregnacij tudi rudne fragmente. Ti sestoje iz enargita, pirita in melnikovita, opazujemo pa tudi halkopirit ter prav redko cementativni halkozin. Cono smo preiskali s prečniki ter slepim jaškom. Ugotovili smo, da je mineralizacija zelo neenakomerna, količina Cu pa majhna. Po približno 20 metrih so v rovu impregnacije prenehale, izpremenjena cona pa je prešla postopoma v manj izpremenjeno prikamenino. Tektonske rudne fragmente s skoraj enakim sestavom so našli kakih 140 m severno od rudnega telesa v podaljšku vzhodne tektonske cone. Nekateri hodniki so presekali za prst debele kremenove žile z gale-nitom, sfaleritom, piritom, medlico in halkopiritom. Zelo redko opazujemo tudi hematit. Kremenove žile imajo v splošnem smer N—S, vendar pa nimajo stalnih padov. Rudno telo Rudno telo, ki ga je presekal rov med 128. in 202. m, so preiskali s številnimi prečniki, vrtinami ter dvema slepima jaškoma. V rudnem telesu so izdelali približno 380 m hodnikov, 25 m jaška in 350 m vrtin. Na obzorju 630 m meri nekaj več kot 8000 m2. Dokaj jasno mejo s prikamenino opazujemo le v vzhodnem delu. Zahodna, zlasti pa južna in severna meja rudnega telesa so manj izrazite. Ker prehaja postopoma v prikamenino, smo določili njegove meje v teh delih po kemičnih analizah. Meje rudnega telesa proti površini in globini smo določili z vrtinami št. 1, 2, 3, 14, 15, 16 in 17 ter že omenjenima slepima jaškoma. Rudno telo je razpotegnjeno v smeri N—S. Z vrtino št. 14 smo ugotovili, da leži njegov najvišji del le 14 m izpod površine (17. slika). Erozija ni odkrila rudnega telesa, zaradi česar na površini ne opazujemo »železnega klobuka«. Pokrito je z močno kaoliniziranim, delno tudi limonitiziranim andezitom, ki je izpremenjen na površini v ilovnato zemljo. Tako izpremenjena kamenina vsebuje od 0,3 do 1,9 g/t Au. Zaradi nepropustnega pokrova ne opazujemo oksidacijske, še manj pa cementacijske cone. Ruda je 14 metrov pod površino povsem sveža. V delu rudišča sicer opazujemo kremenov skelet, ki je zelo podoben izluženi rudi, n. pr. Tilva Roša v Boru. Vendar najdemo v votlinicah nekdanjih vtrošnikov plagioklazov in rogovače barit in enargit, ki sta v Gornji Lipi primarna minerala. Delno izluženje so torej lahko povzročile le ascendentne raztopine. V zahodnem delu prehaja rudno telo že nekaj metrov pod obzorjem 630 m v silificirano, kaolinizirano ter delno piritizirano prikamenino (17. slika). V jedrih vrtin št. 14, 15 in 17 opazimo pod rudnim telesom številne žilice sadre ter zelo redko majhna osamljena zrna enargita. Kemične analize kažejo sledove bakra, vendar pa povprečno 20,5 °/o FeS2. Podatki vrtine št. 2 nam povedo, da tone rudno telo proti vzhodu. Postopen prehod v jalovo prikamenino smo ugotovili šele pri 90 m, približno 40 m pod obzorjem 630 m. Kemične analize jeder vrtine Št. 2 med 90. in 252 m kažejo sledove Cu ter povprečno 20 °/o FeS2. Ce primerjamo te podatke z onimi za jedra vrtine št. 14, 15 in 17, vidimo, da je piritizacija izpremenjene kamenine pod rudnim telesom precej enakomerna. Zanimivi so podatki, ki smo jih dobili z vrtino št. 4. Ta je bila zastavljena na levem bregu rečice Lipe ter izvrtana pod kotom 45° pod rudno telo. Med 110. in 132. m, približno 75—90,m pod obzorjem, opazujemo v izpremenjeni, predvsem silificirani, kaolinizirani ter piritizirani andezitni tufski breči vškropljena zrna enargita. Jedra tega dela vrtine vsebujejo od 0,06 do 0,86 °/o Cu, povprečno 0,33 °/o Cu ter 31 °/o FeS2. To je najgloblja mineralizacija, ki smo jo navrtali v bližini rudišča. Z rudarskimi deli smo torej dodobra raziskali rudno telo iznad obzorja 630 m. Ugotovili smo približno 1 milijon ton rude s povprečno 1,1 °/o Cu. Del rudnega telesa, ki tone, kakor smo omenili, proti vzhodu, še ni dovolj raziskan. Po dosedanjih cenitvah je v tem delu približno pol milijona ton rude z nekoliko manjšim procentom Cu. Razporeditev bakra in pirita v rudnem telesu Orudenenje ni enakomerno. To smo ugotovili že pri jamskem karti-ranju ter pri pregledu jeder vrtin, ki so jih izvrtali v rudnem telesu. Opazili smo, da je srednji del rudnega telesa močneje oruden, medtem ko se jakost orudenenja proti njegovim mejam postopoma zmanjšuje. Predvsem lepo nam to kaže karta kemičnih analiz. Ce namreč združimo na analizni karti obzorja 630 m posebej vrednosti z večjim in one z manjšim odstotkom Cu, vidimo, da vsebuje ruda srednjega dela rudnega telesa povprečno 2 °/o Cu (18. slika). Od tod se širi bogata ruda v obliki obrnjenega prisekanega stožca proti površini. Omenjeni srednji del je med obzorjem 630 m in vrhom rudnega telesa z bakrom najbolj bogat. Analize vzorcev rude iz jaška št. 1 in jeder vrtine št. 14 kažejo namreč povprečno 4,5 %> Cu. Ruda z 0,8 ®/o Cu obdaja na obzorju 630 m bogato jedro. Proti mejam rudnega telesa se količina bakra še zmanjša. Tako nahajamo v njegovih obrobnih delih le rudo s povprečno 0,4 °/o Cu. Zelo podobne podatke dobimo tudi za razporeditev pirita na obzorju 630 m (18. slika). Jedro s povprečno 42 °/o FeS2 prehaja postopno v rudo z 20 °/o FeS2. Količina pirita v teh obrobnih delih rudnega telesa je prav tolikšna kakor v hidrotermalno izpremenjeni, vendar jalovi kamenini pod njim. Tektonika Kakor v Boru, Malem Krivelju in Valja Saki, tako opazujemo tudi v Gornji Lipi le prelome, ki so nastali v terciarnih orogenetskih fazah. Predrudna tektonika je zdrobila rogovačno-avgitni andezit ter njegovo tufsko brečo. Pri tem niso nastali jasni prelomi, temveč le zdrobljena cona s smerjo N—S, vzdolž katere so prihajale hidrotermalne raztopine. To dokazuje izdanek izpremenjene kamenine nad rudiščem ter ostali izdanki iz njegove bližine, ki leže skoraj meridionalno. Za to govori tudi conama razporeditev pirita na obzorju 630 m. Mlajša tektonika je zdrobila silificirano, kaolinizirano ter piritizirano telo. Zdrobljena cona s smerjo NNE—SSW, ki je nastala pri tej tektonski fazi, je bila pot, po kateri so prihajale nato rudne raztopine. To sklepamo po conami razporeditvi Cu na obzorju 630 m. Porudna tektonika je bila bolj živahna predvsem v vzhodnem delu rudnega telesa. Kakor smo že navedli, je tod meja rudnega telesa s pri-kamenino v glavnem tektonska. Močan prelom (3. slika) na jugovzhodu, ki je presekal rudno telo, ima smer povprečno N 26° E ter vpada 59—75® proti ESE. V vzhodnem delu, kjer predstavlja ta prelom mejo rudnega telesa s prikamenino, poteka v smeri skoraj N—S ter vpada povrečno 58° proti E. Tu in tam najdemo ob njem številne rudne fragmente. Močno je zdrobljen zlasti severovzhodni del. Poleg že omenjenega preloma opazujemo številne druge, ki imajo smer W—E oziroma WNW—ESE, ter \l [\ \ \ Geološka karta obzorja 630 m Geologic map of 630 ms level / X \ \ \ V \ xl \ X [ x/ X. /X N / X \ \\ \ \ J / / / /— f ' X / y \\ / A i x / f - — y' «0* w? 1 ^^ \ —^ \ \\ . > i ^^ \Vv / lyV 1 yV A 1 1 \ \ / \ 1 1/' J / / N + \ / / / \\ Ur/ y s \\ ^ \ lr I > \ * \ \ 7i / / / \ % - / •V 0 25 so 100 150rn 1-1-1-1-1 1 Rudno telo | r Rudni fragmenti J °re *>°dy I_I Ore fragments Ii&rbonatiziran in kloritiziran rogovačno-avgitni andezit Kar bona tized and chloritized hornblende-augite andesite IKaoliniziran. sericitiziran, slabo silificiran in piritiziran rogovačno-avgitni andezit Kaolinized, sericitized, silicified and pyritized hornblende-augite andesite IKaoliniziran, delno piritiziran rogovačno-avgitni andezit Kaolinized, partly pyritized hornblende-augite andesite IKaoliniziran, silificiran, delno piritiziran rogovačno-avgitni andezit - Kaolinized, silicified, partly pyritized hornblende-augite andesite Geologija, 4. knjiga 16. al. — Fig. 16, Drovenik: Gornja Lipa M AZZfeS* EE) cm i9 %> f.ss. Merilo Scale OA % Cu EZ3 0.4% Co 1:2000 18. si. Razporeditev Cu in FeS* na obzorju 630 m Fig. 18. Relationship between Cu and FeSs on 630 ms level vpadajo v glavnem proti N. Ker je bilo rudno telo vzdolž teh prelomov premaknjeno, sklepamo, da so mlajši od preloma s smerjo N—S. Približno 140 m severno od rudišča so našli s prečniki osamljene, toda večje rudne fragmente. Nahajamo jih v močno kaolinizirani in zdrobljeni tektonski coni, ki ima smer približno N 340 W. Zelo verjetno je to podaljšek vzhodne tektonske cone, za katero domnevamo, da so jo tudi severno od rudišča premaknili mlajši prelomi. Naše ugotovitve moremo ponazoriti s konturnim diagramom (19. slika), ki predstavlja pole 158 merjenih porudnih prelomov. Diagram lepo pokaže dve različni skupini prelomov, ki se med seboj dovolj ostro ločita. Smeri prelomov prve skupine se izpreminjajo od N330°W do N 27° E. Vpadajo tako proti zahodu kakor tudi proti vzhodu. Značilna je močna razcepljenost polov, zaradi česar ne dobimo jasnega maksimuma. To je skupina starejših porudnih prelomov. K drugi skupini prištevamo prelome, ki imajo smer od W 260° S do N315°W ter vpadajo proti severu, delno tudi proti jugu. Tudi za to skupino je značilna močna razcepljenost polov. Kljub temu dobimo jasen maksimum, ki predstavlja prelome s smerjo W—E in z vpadi približno 70® proti N. To so mlajši prelomi, ki so na nekaterih delih premaknili rudno telo. Kemični sestav rude V poglavju o hidrotermalnih izpremembah in kasneje v poglavju o orudenenju rude smo navedli, da se kvalitativni, predvsem pa kvantitativni mineraloški sestav rude dokaj izpreminja. S tem v zvezi se izpre-minja tudi kemični sestav. Da bi dobili srednji sestav rude, smo izbrali povprečen vzorec iz hodnika št. 15. Ta hodnik preseče namreč bogato jedro in siromašnejše dele. Analiza je dala naslednje rezultate: Analitik prof. dr. ing. Guzelj Si02 ..........................48,55 °/o Ti02 ..........................0,29 ®/o A1203 ..........................8,34 % Fe203 ..........................1,66 «/o FeO.............0,43 °/o MnO..........................0,005 °/o CaO.............0,08 °/o MgO.............0,07 % K2O.............0,01 %> Na20 ..........................0,06 °/o Fe vezan za S.........15,99%» Cu vezan za S..................1,53 °/o S..............19,27 % SOa.............0,00 % As..............0,45 °/o P205 ..........................0,16 % H20-110'...........0,20% H20 + 110'...........2,42% 99,51 % Dobljena odstotka za Cu in S ustrezata sicer povprečju hodnika št. 15, vendar sta nekoliko prevelika, da bi ju mogli posplošiti za vso rudo. Iz več kot 200 analiz, napravljenih v kem. laboratoriju RTB Bor, smo namreč izračunali, da vsebuje ruda iznad obzorja 630 m povprečno 1,1 °/o Cu ter ✓-je* s A-3X 19. si. Konturni diagram porudnih prelomov Fig. 19. Contour diagram of postmineral faults okrog 13 °/o S. Ker je enargit praktično edini bakrov mineral v rudišču, je z odstotkom Cu določen tudi odstotek As. Ruda vsebuje povprečno 0,43 °/o As. Količine ostalih elementov v rudi še niso dovolj dobro poznane. Na osnovi dosedanjih podatkov vemo le, da vsebuje bogata ruda 3—6 g/t Au ter povprečno 20 g/t Ag, siromašna ruda pa 0,7—1,5 g/t Au ter do 10 g/t Ag. Poleg tega vsebuje ruda tudi nekaj antimona ter sledove bizmuta, svinca in cinka. Žal nam kemični sestav svežega andezita ni znan. Kljub temu moremo na splošno ugotoviti, da so nadomestili metasomatski procesi predvsem FeO, CaO, MgO, K,Of NaaO ter delno AlaOa z žveplom ter v precejšnji meri tudi z na novo dovedenim železom. Količina SiOa se verjetno ni bistveno povečala. Zaključek Prav tako kakor rudišči Bor in Mali Krivelj nastopa tudi Gornja Lipa v izpremenjenem andezitu. Na področju vseh treh rudišč ne opazujemo regionalno avtohidratiziranega andezita-propilita, temveč nastopa orudenenje v hidrotermalno izpremenjeni coni svežega andezita. Izpremembe, ki jih opazujemo, so torej v neposredni zvezi z orudenenjem. Razlika je le v tem, da ležita rudišči Bor in Mali Krivelj v hidrotermalno izpremenjeni coni timacita, subvulkansko skrepenelega rogovačno-biotitnega andezita, medtem ko nastopa rudišče Gornja Lipa v rogovačno-avgitnem andezitu, ki nima lastnosti subvulkansko skrepenele kamenine. To dokazuje, da moremo pričakovati ekonomska orudenenja tudi v teh tipih andezitov. Orudenenje je dokaj podobno v vseh treh rudiščih. Piritna rudna telesa (v Boru Coka Dulkan, Tilva Mika, rudno telo E in delno Tilva Roš) so bila zdrobljena in orudena z bakrovimi minerali. Ti delno metasomatsko nadomeščajo piritne dele ali pa tvorijo le vezivo, zaradi česar ima ruda brečasto teksturo. Toda medtem ko opazujemo v Boru in Malem Krivelju celotno zaporedje bakrovih rudnih mineralov, od katerih nastopajo nekateri v več fazah, nahajamo v Gornji Lipi le dve generaciji enargita in stibioluzonita ter v zelo podrejenih količinah volfsbergit. Ker v bližini rudišča Gornja Lipa ne opazujemo gornjekrednih ali terciarnih sedimentov v andezitih oziroma njihovih tufih, ne vemo, kateri dobi pripadajo njihove erupcije. V splošnem prevladuje mišljenje, da so se začele andezitske erupcije v vzhodni Srbiji konec gornje krede in so trajale s krajšimi presledki do miocena, oziroma celo do kvartara (Ilič, 1953-54). Z ozirom na enake geološke pogoje in podobno orudenenje moremo sklepati, da je to orudenenje istodobno z orudenenjem v Boru. Vendar tudi starost orudenenja v Boru ni točno določena. Clar (1946) pripisuje borskim konglomeratom eocensko, timacitu oligocensko starost ter meni, da je orudenenje v Boru miocensko. Vendar pa starosti konglomeratov kakor tudi timacita ni dovolj jasno dokazal. Možno je, da sta obe kamenini tudi starejši. Zato se bomo zadovoljili z ugotovitvijo, da je orudenenje v Gornji Lipi enako staro kakor orudenenje v Boru. Z določitvijo starosti orudenenja v Boru bo torej določena tudi starost orudenenja Gornje Lipe. Po vsem navedenem moremo prištevati rudišče Gornjo Lipo po Schneiderhohnu (1944) k mezo-epitermalni skupini subvulkanskih bakrovih ležišč. GORNJA LIPA COPPER DEPOSIT The copper-ore deposit Gornja Lipa was discovered shortly after World War II. The deposit is located near the headwaters of Lipa Creek, approximately 16 kilometers NW from the Bor Copper Mine. The only important copper mine in the area between Bor and Majdanpek, its reserves are placed at one million tons orp carrving 1.1 Cu. The ore is mined by open pit methods and sent to Bor to be processed. Ore mineralization is found in a hydrothermallv altered zone which runs through an hornblende-augite andesite (partly tuff-brecci,s). The zone strikes N—S and can be followed on the surface by hydrothermally altered outcrops. The ore deposit is located directly below the largest outcrop in this zone. In the immediately surrounding area, hornblende andesite and propylite can be found. In the propylite, a hydrothermal zone, running over Kuruga and Kupinovo Mountains, strikes also N—S. This zone is kao-linized, silicified, limonitized and partly alunitized. Deeper, one can see a rather weak but extensive ovr«tizat'on. The nn-^r prions h we b°en leached out to such an extent, that practically only limonite colored quarts is left. Up to date, no copper has been found in this zone. The hornblende-augite andesite is chloritized and carbonatized in the area surounding the ore body. Approaching the ore body, it changes gradually to a pyritized, silicified zone, which in turn, changes to a pyritized, kaolinized zone immediately surrounding the ore bodv. This zonality is seen quite clearly east of the deposit but is less distinguishable in the west. The ore body was pyritized, silicified, kaolinized and alunitized, but not uniformly. Sometimes diaspore can be found under the microscope also. Besides the first pyrite, which is the most freouent sulphide encountered, one can find melnikovite which is recrystallized. This zone was repeatedly strongly tectonically fractured allowing the penetration of hydrothermal solutions, which deposited stibioluzonite. Under microscope, very fine grains of wolfsbergite can also be found in the stibioluzonite. Enargite, the characteristic mineral for Gornja Lipa, has often replaced the stibioluzonite. At the same time, the enargite partly replaced the pyritized, silicified and kaolinized portions of the zone and formed a cement in the brecciated parts. Later, enargite and stibioluzonite with barite formed the cement for the brecciated fragments. The last hypogene mineral, pyrite is found in N—S striking joints in small crystals. Rarely, small grains of supergene chalcocite are observed scattered throughout the ore body. The ore body strikes N—S in the form of a ridge. The western boundary runs back under the ore body going gradually into sterile rock several meters under the 630 m. level, while the eastern boundary dips steeply east. So far, the eastern boundary hasn't been sufficiently investigated to be sure to tell how deep the ore body extends. The mineralization has not been uniform in the entire ore body. At the 630 m. level, the diagram for the percentage of copper in the ore body shows that mineralization has been strongest in the center of the ore body and gradually decreases to the periphery. The ore body has a sharp tectonic boundary only on the eastern side. It runs gradually to sterile rock an the other boundaries. The economic limits of the ore body have been determined on the basis of chemical analysis. The prealteration tectonics have formed a zone running approximately N—S, which has been identilied chiefly by the hydro-thermal alteration. From the strike direction of the zones of equal copper percentage can be seen, that the premineralization tectonics have the same direction as the prealteration tectonics. In the diagram for post mineralization faults, we find two maximums, one running N—S and the other running E—W. As regards the ore deposits Bor and Mali Krtvelj, the Gornja Lipa deposit does not occur in a propylitized andesite. The alterations are only of the hydrothermal character and are in direct connection with the mineralization. The only difference between Gornja Lipa and other two deposits is that the latter have been built in a subvolcanic, biotite and hornblende andesite, while Gornja Lipa was built in a hornblende augite andesite without the subvolcanic character. This speaks for the possibility of finding more economically important copper deposits in rocks of this type. Gornja Lipa's mineralization is quite likely of the same age as the Bor one, which, according to C1 a r, is Miocene, C1 a r , however, didn't give sufficiently convincing proof, and it is highly probable that both mineralizations are older. The Gornja Lipa ore deposit may be placed, according to Schnei-derhohn's classification in the mezoepithermal group of the subvolcanic copper deposits. LITERATURA Cissarz, A., 1956, Lagerstatten und Lagerst&ttenbildung in Jugoslawien. Rasprave zavoda za geološka i geofizička istraživanja NR Srbije, Beograd. C1 a r, E. 1946, Das Alter der Vererzung von Bor (Ostserbien). Verhand-lungen der Geologischen Bundesanstalt. Wien. Drovenik, F. in M., 1954, Dosadašnje znanje o orudnjenju u timočkom andezitskom masivu. Referat na I. kongresu geologov Jugoslavije. 11 i č, M., 1953-54, O poj a vim a andezit bazalta kod Brest. Banje, Bora i Mal. Kri velja. Zbornik radova rudarskog i geološkog fakulteta, Beograd. Nikitin, V., 1936, Die Fedorov-Methode, Berlin. R a m d o h r, P., 1950, Die Erzmineralien und ihre Verwachsungen, Berlin. R a m d o h r, P., 1955, Die Erzmineralien und ihre Verwachsungen, II. Auf-lage, Berlin. Schneiderhohn, H., 1944, Erzlagerstatten, Jena. W i n c h e 11, A. N., 1951, Elements of Optical Mineralogy, Parth II. Fourth Ed., New York — London. Sprejel uredniški odbor dne 1. oktobra 1957. PRISPEVEK K STRATIGRAFIJI VELIKOTRNSKIH SKLADOV Ljubo Žlebnik Z 1 sliko UVOD Leta 1956 sem v okviru kartiranja na ozemlju specialke Novo mesto-2 prevzel nalogo, da stratigrafsko opredelim tako imenovane velikotrnske sklade. Omejil sem se na severozahodni rob specialke do črte Dolenje Radulje—Golni vrh. Ugotovil sem, da pripadajo trnski skladi v glavnem kredi. Poudarjam pa, da jih Lipoid na svoji geološki karti ni točno omejil. Zaradi tega najdemo na ozemlju, kjer je zarisal velikotrnske sklade, poleg krede še druge formacije. V nekaterih delih ozemlja so zastopani velikotrnski skladi kot različno obarvani ploščasti apnenci z roženci, ki prevladujejo v krških skladih. Iz tega sledi, da praktično med tema formacijama ni nobene razlike in da se prepletata med seboj. Pregled dosedanjega dela Velikotrnske sklade kpt stratigrafski pojem je uvedel Lipoid (1858)). Na svoji geološki karti Novo mesto jih je prikazal med vasjo Prevolje pri Hubajnici na vzhodu in Tržiščem na zahodu. Krških skladov ni posebej označil, čeprav v svoji razpravi trdi, da segajo le-ti na zahodu do Tržišča. Iz tega lahko sklepamo, da mu ni bilo jasno, če sme izdvojiti krške sklade kot posebno formacijo. O starosti velikotrnskih in krških skladov ne pove avtor nič določenega, misli pa, da spadajo v obdobje med spodnjo triado in zgornjo kredo. Krške ploščaste apnence z roženci primerja s hallstattskim apnencem in z jurskimi skladi. O velikotrnskih skladih pa pravi, da so po eni strani podobni kasijanskim skladom, po drugi strani pa tudi dunajskim peščenjakom, ki so zgornjekredne starosti. Več kot pol stoletja kasneje omenjata te sklade Heritsch in S e i d 1 (1917). Tudi ta dva avtorja trdita, da leže velikotrnski skladi nad krškimi, ki jih zastopajo ploščasti apnenci in rdečkasti laporni skrilavci. V le-teh prevladuje peščenjak in lapornat, deloma tudi apnen skrilavec. V višjih horizontih so pogosto vložene pole brečastega apnenca. Ponekod meje trnski skladi neposredno na dolomit. To si razlagata s tektonskimi vzroki. Avtorja poudarjata, da je zelo težko ločiti velikotrnske od krških skladov. Kot prehodno serijo označujeta rdeče lapome apnence, ki so pogosto vloženi tudi v krških skladih. Krške sklade prištevata v ladinsko stopnjo, velikotrnske pa v karnijsko. Zanimiva je kratka Salopekova opomba (1925) v Geografskem vestniku, kjer trdi, da prekriva gozauska kreda vzhodno od Novega mesta znatni del ozemlja, leži pa transgresivno na zgornji juri. Sestavljajo jo flišni laporji in peščenjaki, rudistne breče in rudistni apnenci, ki so bili na dotedanjih geoloških kartah označeni kot triada. Verjetno misli s to opombo trnske sklade. Tudi Čubrilovič (1934) se je ukvarjal s problematiko krških in velikotrnskih skladov. Pri kartiranju se je omejil le na ozemlje vzhodno od črte Impolski potok—Dolenje Radulje. V svoji razpravi ponavlja že znane trditve starejših geologov. Omembe vredno je, da je opazil v sivih apnencih pri Kalcah vzhodno od Malega Trna in v lapornem apnencu pri Brezovi gori zahodno od vasi Leskovec nejasne ostanke mikrofavne. Tudi S u k 1 j e (1944) se je v svoji razpravi dotaknil krških in velikotrnskih skladov okoli Krškega, a ni povedal prav nič novega. V novejšem času je delal na skrajnem severozahodnem robu naše geološke specialke Germovšek, kateremu je prezgodnja smrt preprečila, da bi svoja dognanja tudi objavil. Ohranjena je le njegova terenska geološka karta 1:10.000. On je označil raznobarvne ploščaste apnence in skrilavce delno kot ladinske, delno kot kredne, vendar taka razdelitev ni opravičena, ker praktično ni razlik med kameninami, ki jih je označil kot kredne, in onimi, katere je prištel ladinski stopnji. STRATIGRAFIJA Triada Skitska stopnja. Najstarejši skladi, ki sem jih zasledil, pripadajo werfenu. Razširjeni so predvsem okoli vasi Prevolje, v manjšem obsegu pa jugovzhodno od Velike Hubajnice in v grapi severozahodno od Gol-nega vrha. Tod so zastopani vijoličastosivi in sivi laporni skrilavi peščenjaki s sljudo in vijolični laporni sljudni skrilavci. Fosilni ostanki so precej pogostni. Omenim naj le školjke Myacites fassaensis Wissman in Pseudomonotis sp., ki dokazujejo, da so ti skladi werfenske starosti. Največji obseg zavzemajo werfenski skladi na ozemlju okoli vasi Prevolje vzhodno od Velike Hubajnice. Tu sestavljajo jedro v dinarski smeri potekajoče antiklinale, ki je na severozahodu in severovzhodu odsekana s prelomi. Najstarejši werfenski sedimenti so razkriti na severovzhodnem robu antiklinale. Predstavljajo jih rjavkasti in sivi sljudni glinasti skrilavci, rjavkasti peščeni kremenovi skrilavci s sljudo in redkeje rjavkasti peščenjaki s fosili. Više sledi vijoličast in siv glinast in peščen skrilavec s sljudo. Školjka Pseudomonotis clarai Emmr. in številne nedoločene školjke Pseudomonotis sp. dokazujejo, da spadajo vsi ti sedimenti v spodnji del werfena (seiserske plasti). wkenstajK m o konJWo-.13 * I jjo-Vnlu^ O LAZE preska-. pooanka aopxjt onti DEDNA OORJ ICNTIHE IO.LNJE ORLE 'VOZEHI 1q...'9Cy^ I W° ZLMANJE pleVerje »RIHOVtC Geologija, 4. knjiga Presek Section A, Geološka skica zahodnega dela Krškega hribovja Geological sketch map of the western part of the Krško Hills sw Merilo: Scale: 1: 50.000 Dolinski holocen Valley alluvium Pleistocenska terasa Pleistocene terrace SW Presek Section Bi Horizontalno merilo Horizontal scale Vertikalno merilo Vertical scale 1 : 50,000 1 : 25.000 + V V \ r Horizontalne plasti Horizontal beds Vpad plasti 1° — 30° Dip of beds from 1° to 30° Vpad plasti 30° — 60° Dip of beds from 30» to 60» Vpad plasti 60» — 89° Dip of beds from 60° to 89° Vertikalne plasti Vertical beds Lokalno nagubane plasti Locally folded beds Prelom Fault \ • Domneven prelom y Supposed fault Presek - *■■< Section Meja trnskih skladov po Lipoldu The boundary of Veliki Trn strata by Lipoid -to 11 12 13 15 Ilovica z roženci Loam with chert fragments Bentonitna glina Bentonite clay Kraška ilovica Karstic loam Zgornjepliocenska peščena glina Upper Pliocene sandy clay Tortonski lapor Tortonian marl Tortonski apnen peščenjak Tortonian calcareous sandstone Kredni ploščasti apnenec in skrilavec (scaglia) Cretaceous platy limestone and shale fscaglia) Jurski apnenec Jurassic limestone Zgornje in srednjetriadni dolomit (redko apnenec) Upper and Middle Triassic dolomite (rarely limestone) Rabeljski apnenec Rabelj limestone Ladinski apnenec z vložki tufa Ladinian limestone with intercalations of tuffs Anizični dolomit Anisian dolomite Werfenski skrilavec in apnenec Werfenian shale and limestone 1. sl. — Fig. 1. Žlebnik: Velikotrnski skladi Na jugozahodnem krilu antiklinale prevladuje vijoličastordeč glinast sljudnat skrilavec s polarni rdečkastega oolitnega apnenca. Vsa ta serija prehaja navzgor v motnosiv, deloma peščen dolomit s sljudo. Ta dolomit sem uvrstil v anizično stopnjo. Prav na južnem robu antiklinale je zastopan zelo temen zrnat plo-ščast apnenec s kalcitnimi žilami in številnimi fosili. Po polžih Holopelln gracilior Schauroth, ki so prav številni, sklepam, da pripada ta apnenec, pa tudi rdečkast glinast skrilavec z vložki rdečega oolitnega apnenca campilskim skladom, in sicer spodnjemu delu te stopnie. Pripomniti moram, da je Lipoid na svoji geološki karti v tem predelu zarisal velikotrnske sklade. Werfenski skladi so razviti tudi jugovzhodno od Velike Hubajnice, kjer izdanjajo v manjšem obsegu na dnu grape. Sestavljajo jedro lokalnega antiklinalnega izbočenja. V spodnjem delu so zastopani sivi in rdečkasti laporni ter glinasti skrilavci z vložki rdečkastega oolitnega apnenca. Na njih leži temen debeloploščast apnenec in siv lapornat skrilavec z nejasnimi odtisi polžev, ki verjetno pripadajo vrsti Naticella costata Miin-ster. Redko so vložene pole sivega dolomita. Vso serijo skladov sem uvrstil v zgornji werfen. Anizična stopnja. V anizično stopnjo sem uvrstil serijo motnosivega, delno plastovitega dolomita in dolomitnega laporja z vložki ploščastega apnenca. Prehod iz werfenskih skladov v anizične moremo najbolje opazovati pri vasi Prevolje. Tu leži neposredno na rdečkastem glinastem skrilavcu zelenkastosiv, rjavkast in temnosiv dolomitni lapor. Tu in tam opazimo tudi vložke temnega ploščastega apnenca. Više prehajajo ti skladi v plastovit zelo drobnozrnat dolomit. Plastovitost v višjih horizontih izgine. Dolomit je motnosiv, se poliedrično kroji in je močno drobljiv. Le zelo redko je dolomit svetel. Debelina dolomita je precej različna; najmanjša je jugovzhodno od Velike Hubajnice, kjer doseže le 50 m. Anizični dolomit je omejen le na vzhodni del ozemlja, ki sem ga kartiral. Tudi C u b r i 1 o v i č (1939) je uvrstil dolomit ob Impolskem potoku v anizično stopnjo. Ladinska stopnja. Na anizičnem dolomitu leže ladinski skladi v ozkih, dinarsko usmerjenih pasovih, ie med Druščami in Hubajnico so pasovi alpsko usmerjeni. Omejeni so predvsem na ozemlje med Druščami na severozahodu in Dolenjimi Raduljami na jugovzhodu, razen tega pa prekrivajo ladinske plasti obsežno ozemlje med Lukovcem in Orlami. Ponekod je zastopan v glavnem zelenkast in vijoličast skrilav tuf s polarni silificiranega tufa in roženca. Silificiran tuf je močno podoben tako imenovani ~pietra verde« iz wengenskih skladov. Zelo redko je vmes vložen temen ploščast apnenec z roženci. Tak razvoj ladinskih skladov najdemo vzhodno od Velike Hubajnice, kjer leže različno obarvani tufi neposredno na luknjičavem anizičnem dolomitu. Podobno je razvita ladinska stopnja tudi med Veliko in Malo Hubajnico ter zahodno od Otreska. Povsod drugod prevladuje zelo temen, redkeje siv, jedrnat ali zrnat ploščast apnenec z odlomki roženca. Tu in tam so vložene vmes pole tufa, ki sem jih zasledil vzhodno od vasi Gornje Orle v dolini Impolskega potoka, v bližini vasi Gornje Radulje, pri vasi Sela, zahodno od vasi Križe in severovzhodno od vasi Močvirje. Tuf nahajamo predvsem v spodnjem delu ladinske stopnje. V tufskih kameninah sem nabral precej vzorcev, od katerih sem jih devet preiskal pod mikroskopom. Vzhodno od Gornjih Orel, v dolini Impolskega potoka, sem vzel dva vzorca. Prvi (zbrusek 2984) je temnozelen z belimi vtrošniki, ne preveč trd in trden, ter se iverasto kroji. S HC1 1:10 dokaj jasno reagira, a ne po vsej površini. Struktura kamenine je vlaknato porfirska. Opazujemo skoraj samo vlaknat klorit, med vlakni je drobno zdrobljen sericit. Glinenci so z redkimi izjemami popolnoma kalcificirani. Poleg glinencev so tudi redka in drobna razpokana zrna kremena in femičnih mineralov, ki so v celoti spremenjeni v limonit. V osnovi ni stekla, pač pa se pojavlja v obliki zrn med kloritno maso. Kamenina je tuf. Drugi vzorec (zbrusek 2983) je svetlozelen, srednjezrnat in dokaj trd in trden. S HC1 1:10 ne reagira. Pod mikroskopom so zrnca delno zaobljena, delno pa ostroroba. Povprečna velikost zrn je 0,1 mm. Zastopani so glinenci, ki so večinoma prepereli, nekateri pa so še dokaj sveži. Z merjenjem po metodi F e -dor ova sem ugotovil, da pripadajo plagioklazi območju dvojnih vrednosti an. Zaradi negativne Beckejeve črte moramo upoštevati le prvo vrednost in torej pripadajo albit-oligoklazu. Poleg glinencev opazimo tudi kremen, ki ga je znatno manj, klorit, drobce porfirske kamenine, ki so deloma zaobljeni, steklo, limonit in magnetit. Vezivo med zrni je svetlozelen klorit, medtem ko so zrna klorita temnozelena. Kamenina je tufski peščenjak. Nastanek je vezan na izbruhe bolj kisle magme. V ladinskem pasu vzhodno od Velike Hubajnice sem vzel tri vzorce. Prvi (zbrusek 2900) je zelenkastosiv, dokaj trd in homogen ter se iverasto kroji. S HC1 1:10 ne reagira. Struktura je oligofirska. V glavnem opazujemo kloritno in sericitno snov, v kateri so zelo redki vtrošniki kremena in glinencev. Glinenci so močno spremenjeni. Med osnovo so na gosto razpršena zrnca stekla in limonita. Kamenina pripada tufu. Drugi vzorec (zbrusek 2987) je svetlosiv, debelozrnat, trd, a ne preveč kompakten, ker je preperel. S HC1 1:10 močno reagira. Struktura je porfirska. Osnova je klorit. Vtrošniki, med katerimi prevladuje kremen, merijo od 0,1 do 0,5 mm. Nekatera zrna kremena so razpokana, kar kaže na tektonska premikanja. Razen kremena opazujemo tudi zrna močno spremenjenih glinencev. Le-ti so skoraj povsem kaoli-nizirani; ob razpokah so se tvorili klorit in karbonati. Med femičnimi minerali prevladujeta vlaknat, močno pleohroičen biotit in klorit. Ostali femični minerali, tudi klorit, so močno limonitizirani, tako da ni mogoče določiti, kateremu mineralu pripadajo. Kamenina pripada tufu bolj kisle magme, predvsem zaradi velike količine kremena. Tretji vzorec (zbrusek 2986) je svetlozelenkast, debriozrnat, ne preveč kompakten in tudi ni posebno trd. S HC1 1:10 ne reagira. Pod mikroskopom kaže kamenina tufsko teksturo. Osnova je klori-tizirana. Opazujemo zrnca kremena, ki merijo povprečno 0,1 mm, glinen-cev in klorita. Klorit je po barvi sodeč nastal iz biotita. Glinenci dosežejo premer do 0,5 mm. So precej spremenjeni, sericitizirani in deloma nadomeščeni s kloritom. Izmeril sem tri zrna. Pri vseh sem dobil dvakrat os Nm — torej pripadajo sanidinu. Indikatrise kažejo optično anomalijo in jih ni mogoče točno izmeriti. Poleg ostalih delcev so prav pogostni tudi litoidni tufski drobci, katerih velikost niha od 0,1 do 0,2 mm. Kamenina je tufski peščenjak. Zahodno od vasi Križe sem vzel dva vzorca, ki sta si popolnoma podobna; razlika je le v tem, da je en vzorec bolj svež, tako da sem lahko izmeril glinence. Prvi vzorec (zbrusek 2981) je sivkast, trd in kompakten. V sivkasti osnovi so vidni motnobeli vtrošniki. S HC1 1:10 kamenina ne reagira. Struktura je porfirska. Osnova je klorit, vmes imamo drobno razpršeno steklo in limonit. Vtrošniki niso izraziti. Veliki so povprečno 0,2 mm. Glinenci so prepereli in nadomeščeni s sericitom. Kremenova zrnca so drobnejša in zelo redka. Klorit najdemo tudi kot vtrošnik in kaže slaboten pleohroizem. Ostali femični minerali so spremenjeni v limonit. Kamenina je verjetno porfiritski tuf. Drugi vzorec (zbrusek 2985) se mikroskopsko ne razlikuje od prvega. Struktura je porfirska. Med vtrošniki prevladujejo glinenci, ki so le delno prepereli, in kremen. Povprečna velikost zrn je 0,2 mm. Zrnca femičnih mineralov so popolnoma spremenjena v limonit. Poleg zrn mineralov opazimo še zaobljene drobce porfirske kamenine s steklasto osnovo. Vezivo med zrni je vlaknat rumen klorit. Meritve glinencev po metodi Fedorova kažejo, da plagioklazi pripadajo andezinu. Kamenina je tuf verjetno porfiritske magme. Vzorec (zbrusek 2982), ki sem ga vzel v grapi vzhodno od Gornjih Orel, je rjavkast, trd in kompakten. Je grobozrnat z zelenimi vtrošniki. S HC1 1:10 močno reagira. Struktura je porfirska. Osnova sestoji iz karbonatov in klorita. Med vtrošniki prevladuje klorit. Zrnca so vlaknata; povprečna velikost je 1 mm. Opazujemo več vrst klorita: od zelenih do svetlorumenih in rjavkastih različkov. Kremenova in glinenčeva zrna so zelo redka. Zrna glinencev so večja, kremenova zrna pa so zelo drobna (0,1 mm). Enako pogosto kot klorit opazimo nezaobljene drobce neke porfirske kamenine, ki ima večjo količino paličastih, močno sericitiziranih glinencev. V osnovi je steklo in klorit. Velikost teh drobcev niha od 0.5 do 5 mm. Poleg tega imamo še zrnca limonita in hematita s kovinskim sijajem, redkeje tudi zrnca kalcita. Kamenina je karbonatni tufski peščenjak. Vzhodno od Male Hubajnice sem vzel vzorec (zbrusek 2979), ki je svetlozelenkast, ne preveč trd, a dokaj kompakten. Je drobnozrnat in precej nehemogen. S HC1 1:10 močno reagira. Pod mikroskopom opazujemo v karbonatnem vezivu zrnca kremena, kalcita, sericita, ki je nastal iz glinencev, in drobce kvarcita. Povprečna velikost zrn je 0,1 do 0,2 mm. Med vezivom je drobno razpršen limonit. Kamenina je karbonatni tufski peščenjak. Rezultati petrografskih analiz vseh vzorcev kažejo, da so kamenine tufi in tufski peščenjaki, ki so nastajali ob izbruhih porfiritske, deloma tudi bolj kisle magme. Izbruhi so bili le plinski, izlivov lave na našem ozemlju ni bilo. Tufi so se odlagali povečini na suhem, delno tudi v plitvem morju, na kar kaže sestav tufskih peščenjakov, ki vsebujejo večjo primes karbonatov in pa vložki apnenca med tufi. Izbruhi so bili omejeni na začetek ladina, ker leže tufi bodisi neposredno na anizičnem dolomitu, ali pa v bližini kontakta s podlago. Tufski vložki se pogosto izklinjajo, iz česar sklepam, da le-ti niso bili povsod enakomerno odloženi. Temen apnenec, ki v ladinu prevladuje, vsebuje pogosto gomolje limonita, redko pirita. Med polarni apnenca zelo pogosto opazimo tanke vložke sivega lapomega skrilavca, v katerem sem našel pri vasi Drušče in severovzhodno od vasi Močvirje amonite. Večkrat preide apnenec v temen zrnat dolomit. Redko je zastopan v ladinski stopnji rdečkast gomoljast apnenec z roženci. V tem apnencu sem našel pri vasi Selo številne amonite. Nekateri so zelo podobni vrsti Joanites deschmani Mojs., ki so ga našli v wen-genskih skladih pri Idriji leta 1857. V temnem apnencu so fosili zelo redki. Zastopane so le korale in krinoidi, severovzhodno od vasi Otresk pa sem našel v tem apnencu tudi rastlinske ostanke. Debelina apnencev in tufov niha od 150 do 300 m. Dolomit srednje in zgornje triade. Na ladinskih skladih leži povečini trden in neplastovit, redko debeloplastovit dolomit. Je svetel in kristali-ničen, ponekod pa prehaja v dolomitiziran apnenec. Pogosto je luknjičav. Po zunanjem videzu je zelo podoben kasijanskemu dolomitu. Paleonto-loških dokazov ni. vendar sem našel pri Bučki in Dolah nejasne tvorbe, ki pripadajo morda diploporam. V višjih horizontih vsebuje dolomit pole črnega roženca. Dolomit z rožencem sem zasledil južno od Dol, pri Stopnem, vzhodno od Gradišča in severno od Laz. Podoben je baškemu dolomitu, ki je prav tako bogat z rožencem. Lipoid je označil dolomit v okolici Bučke kot dachsteinski. Na karti obeh različkov dolomita ni mogoče omejiti, ker sta si zelo podobna in prehaja svetel neplastovit dolomit zvezno v dolomit s polarni črnega roženca. Pokrajina, ki je zgrajena iz dolomita, je podobna krasu. Razviti so kraški pojavi, pri Bučki in Jelendolu pa prekriva dolomit debela plast rdeče prsti, ki vsebuje ponekod limonitne konkrecije. Ponekod meji ta dolomit neposredno na temen, zelo drobnozrnat ani-zični dolomit, vendar mislim, da je kontakt v takih primerih tektonski. Serija dolomita je zelo debela in tvori podlago juri in kredi. Karnijska stopnja. Okoli Hentin, pri Rukenštajnu in severno od Laz leži na srednjetriadnem dolomitu siv neplastovit, deloma brečast apnenec z rožencem in temen plastovit apnenec s polarni temnega roženca. Fosilov nisem mogel najti, zato o starosti teh skladov ni mogoče reči ničesar. Ker leže na srednjetriadnem dolomitu, sem jih uvrstil v karnijsko stopnjo. Jura Jurski skladi so razviti predvsem na severozahodnem robu naše karte. Zastopan je svetel neplastovit, deloma tudi plastovit apnenec, ki je skromen erozijski preostanek nekdaj gotovo bolj razširjene formacije. Ozemlje je bilo v kredni dobi dvignjeno, tako da je erozija odnesla precejšnji del teh skladov. Pri Gradišču in Orlah leži neposredno na srednjetriadnem dolomitu oolitni apnenec. Pri Orlah je v tem apnencu nahajališče manganove rude, ki so jo pred drugo svetovno vojno v majhnem obsegu odkopavali. Manganovo rudo sem zasledil v brečastem apnencu ob poti od Laz proti vasi Konjsko. Fosili, ki sem jih našel v tej formaciji, dokazujejo, da pripadajo. skladi spodnji in srednji juri. Zgornjejurski skladi tod niso razviti. Pri Vozenku sem našel številne korale, bodice morskih ježkov, belemnite in odlomke lupin velikih, podolgovatih školjk, ki so zelo podobne školjki Lithiotis problematica. V grapi južno od Križa v Vozenku leži neposredno na dolomitu z rožencem svetel deloma brečast apnenec s kalcitnimi žilicami in številnimi fosili. Zastopane so školike Avicula cf. costata Sow., Oxytoma cf. inaequivalve Sow. in belemniti. V sivem neplastovitem deloma brečastem apnencu s kosi roženca vzhodno od Laz sem našel belemnite, bodice morskih ježkov in korale. Fosili, ki sicer niso z gotovostjo določeni, so značilni za spodnjo in srednjo juro. Kreda Juri je sledila dolga doba erozije; šele v zgornji kredi je morje preplavilo celotno ozemlje. Odloženi so bili ploščati apnenci z roženci in skrilavci. Te sklade so starejši avtorji uvrščali v različne horizonte triade, predvsem v zgornjo triado kot trnske sklade. Leže diskordantno na jurskih, srednjetriadnih in anizičnih dolomitih ter na ladinskih skladih. Pripominjam, da najdemo na ozemlju, kjer je Lipoid zarisal velikotrnske sklade, tudi starejše formacije, celo werfen. Kredni sedimenti so omejeni na našem ozemlju na tri večja območja. Prvo obsega ves zahodni in jugozahodni rob karte od Mirne na severu do Črte Klenovik—Zloganje na jugu, kjer so prekriti z mlajšimi plastmi. Sedimenti zgornje krede sestavljajo na tem ozemlju le skrajni vzhodni rob velike zgornjekredne kadunje, ki se začenja na zahodu pri Tržišču in sega preko Malkovca, Vodalii in Starih Vin na naše ozemlje. Drugo območje je nadaljevanje prvega; vmes je globoka dolina Rado-vanjskega potoka, kjer so zaradi erozije prišli na dan starejši sedimenti. Na jugu je omejeno s črto Hentine—Rogačice—Sv. Primož—Gornje Impo-Ije, na severu pa po črti: prelaz vzhodno od Rukenštajna—kota 551 vzhod- no od Konjskega in kota 537 južno od Konjskega. Na zahodu ga omejuje Radovanjski potok in na vzhodu črta Konjsko—Gornje Impolje. Tretje območje obsega ozemlje okoli Golnega vrha južno od Loke in se proti vzhodu nadaljuje proti Studencu. Debelina krednih skladov na našem ozemlju ne presega 200 m, zato je v vseh večjih grapah razgaljena triadna in jurska podlaga. Na ozemlju med Klenovikom in Skocjanom so razviti zgornjekredni skladi v spodnjem delu predvsem v obliki zelenkastih in zelenkastosivih glinastih ter lapornih skrilavcev s polarni roženca. Med skrilavci so vložene pole sivega, često zrnatega apnenca. Skladi leže neposredno na triadni podlagi. Više sledi sivozelen lapornat ploščast apnenec in vijoličast ter siv lapornat skrilavec s polarni roženca. Vmes so pogosto vložene debele pole brečastega apnenca z odlomki lupin radiolitov. V lapornatem sivozelenem apnencu v dolini pod vasjo Rebro sem našel dokaj bogato mikrofavno. Določil sem naslednji vrsti: Globotruncana lapparenti lapparenti Bolli in Globotruncana cf. glcbigerinoides Brotzen. Poleg teh vrst so v velikem številu zastopane majhne globotrunkane, ki merijo v podolžnem preseku od 0,27 do 0,36 mm. Nekatere imajo samo en rob. druge pa dva. Primerjati jih je mogoče z vrsto Globotruncana stephani Gandolfi, ki je razširjena v cenomanu in spodnjem turonu. Če upoštevamo, da vrsta Globotruncana lapparenti lapparenti še ni bila razširjena v cenomanu, tedaj pripadajo skladi s to favno spodnjemu turonu. Razen globotrunkan so zastopane tudi globigerine, tekstularije in iglice spongij. Stratigrafsko najviše leže sivi in rdečkasti ploščasti laporni apnenci, sivi zrnati apnenci in enako obarvani laporni in glinasti skrilavci s polarni roženca. Pri Sv. Tomažu, pri Segonjah in vzhodno od kapelice na Gaber-niku so vložene vmes debele pole brečastega apnenca z odlomki lupin radiolitov in polžev, ki pripadajo rodu Nerinea. Skladi, ki pripadajo temu horizontu, so zastopani predvsem na južnem obrobju krednega ozemlja in so v veliki meri prekriti z mlajšimi sedimenti. Najlepše so razgaljeni pri Sv. Tomažu in Klenoviku, pri Bregencah in severno od Skocjana. V sivem jedrnatem apnencu pri Klenoviku sem našel izredno bogato favno globotrunkan. Določil sem več vrst, od katerih sta najštevilnejši Globotruncana lapparenti lapparenti Bolli in Globotruncana lapparenti tricarinata Quereau. Razen teh vrst so pogostne tudi Globotruncana lapparenti coronata Bolli, Globotruncana area Cushm., Globotruncana cf. marginata. Poleg globotrunkan so zastopane tudi tekstularije. Globotruncana area Cushm. se pojavi na prehodu turona v senon, zato pripadajo sivi in rdečkasti ploščasti apnenci in skrilavci bodisi vrhnjemu delu turona ali pa senonu. Med Dolenjimi Dolami in Mačkovcem leže na svetlem kristaliničnem dolomitu kot nekak erozijski preostanek sivozeleni in vijoličastordeči glinasti ter laporni skrilavci, ki se iverasto kroje. Vmes so pole zrnatega, deloma tudi brečastega apnenca. V brečastem apnencu severozahodno od Mačkovca sem našel zelo slabo ohranjene odlomke lupin radiolitov. Med skrilavci so vložene tudi pole sljudnatega peščenjaka, ki je zelo podoben krednemu flišnemu peščenjaku. Na ozemlju med vasjo Stara Vina, Otavnikom in grapo južno od Telč je razgaljen spodnji del zgornje krede. V grapi južno od Graca (433 m) pogleda na dan starejša triadna podlaga. Prevladujejo zelenkastosivi, deloma tudi temni glinasti in laporni skrilavci s polarni sivega jedrnatega, često zrnatega ali brečastega apnenca. V zrnatem apnencu pri vasi Otav-nik sem našel miliolide. Med Otavnikom in Telčicami na jugu ter Križem in Vozenkom na severu so zastopani predvsem ploščasti sivi, zelo svetli in vijoličastordeči apnenci ter zelenkastosivi in vijoličasti glinasti ter laporni skrilavci. Pogosto so vložene tanjše ali debelejše pole sivega zrnatega apnenca in pole roženca. V ploščastih apnencih pri Telčicah je bogata favna globo-trunkan, gumbelin in globigerin. Od globotrunkan je zastopana vrsta Globotruncana lapparenti lapparenti Bolli in morda Globotruncana margi-nata Reuss. O stratigrafski pripadnosti skladov ni mogoče reči nič določnejšega. Gotovo je le, da niso starejši od spodnjega turona in ne mlajši od zgornjega senona. Pri Telčah in Sv. Jakobu sem v ploščastih apnencih našel globigerine, globotrunkane in gumbeline; v zrnatem apnencu so zastopane predvsem miliolide. Na severovzhodnem obrobju krednega ozemlja leže neposredno na dolomitu sivi in vijoličastordeči ploščasti apnenci in skrilavci. Zelenkasti laporni in glinasti skrilavci spodnjega dela zgornje krede tu niso razviti. Med Križem in Vozenkom na jugu in Mirno na severu prevladujejo sinklinalno upognjeni zelenkastosivi, temni in vijoličasti glinasti ter laporni skrilavci s polarni sivega zrnatega apnenca in roženca. V skrilavcu sem našel tvorbe, ki so podobne odtisom fosilne flore. Na meji z domnevno juro južno od Tingerja so razviti svetlorjavi laporni ploščasti apnenci z roženci. V zrnatem apnencu je sicer maloštevilna, a lepo ohranjena mikrofavna. Prevladujejo miliolide. V ploščastih apnencih so najbolj številne globigerine in iglice spongij. Kamenine so pod mikroskopom popolnoma podobne onim pri Telčah in Telčicah, ki so kredne starosti. Zaradi tega sem uvrstil tudi te sklade v zgornjo kredo. Potrebno bi bilo napraviti večje število zbruskov, da bi ugotovili, če so morda poleg globigerin zastopane tudi globotrunkane. V zahodnem delu krednega ozemlja med Radovanjskim potokom in Impoljami prevladujejo temnozeleni laporni in glinasti skrilavci tertemno-siv plastovit zrnat, delno brečast apnenec z roženci. Zahodno od Rogačice, kjer leže ti sedimenti na ladinskih skladih, ni bilo mogoče potegniti točne meje, ker sta si formaciji izredno podobni. V severnem delu ozemlja leži na jurskem apnencu ploščast zelo svetel jedrnat apnenec z roženci. Meje tudi tu ni bilo mogoče z gotovostjo potegniti iz istega vzroka kot pri Rogačicah. Od mikrofavne so zastopane le redke globigerine. V vzhodnem delu ozemlja so zastopani pretežno sivkastozeleni glinasti in laporni skrilavci, redko so skrilavci vijoličastordeči. Med skrilavci so vložene pole sivega ter svetlosivega jedrnatega in zrnatega apnenca z roženci. Tudi pole brečastega apnenca niso redkost. Pri Sv. Primožu sem našel v tem apnencu odlomke lupin radiolitov. V jedrnatem apnencu pri Poganki in Dedni gori sem našel globigerine. Iz vsega tega sledi, da na obrobju krednega ozemlja med Radovanj-skim potokom in Impoljami prevladujejo zelenkastosivi glinasti in laporni skrilavci s polarni sivega jedrnatega in zrnatega apnenca. Skladi leže neposredno na starejši podlagi in pripadajo spodnjemu delu zgornje krede. Višji deli ozemlja so zgrajeni iz sivih in rdečkastih ploščastih apnencev ter zelenkastih in vijoličastih lapornih in glinastih skrilavcev. Breče z odlomki lupin radiolitov, ki so odložene vmes, dokazujejo, da pripadajo skladi zgornji kredi, verjetno turonu ali senonu. V ploščastih apnencih so verjetno zastopane tudi globotrunkane, ki pa jih nisem našel zaradi premajhnega števila preiskanih vzorcev. Vzhodno od tega ozemlja je nekaj manjših področij, ki so prekrita z zelenkastosivimi glinastimi in lapornatimi skrilavci ter sivim plastovitim jedrnatim, deloma zrnatim apnencem. Leže na dolomitu kot erozijski preostanek. Kredne sedimente okrog Golnega vrha zastopajo pretežno sivi, temni in zelenkastosivi glinasti in laporni skrilavci. Vmes so pole sivega in sivorjavega jedrnatega ali zrnatega apnenca. V zgornjih horizontih formacije zasledimo tudi sivkastorjav lapornat peščenjak s sljudo. V ploščastem sivkastorjavem lapornem apnencu severno od vasi G. Orle sem našel globigerine in gumbeline, kar dokazuje, da pripadajo skladi zgornji kredi. Zaradi preglednosti bom podal še enkrat celoten pregled zaporedja zgornjekrednih sedimentov. V spodnjem delu so skoraj povsod zastopani zelenkasti glinasti in laporni skrilavci s polarni sivega zrnatega ali jedrnatega apnenca in s polarni roženca. Podobne sedimente opisuje R e n z (1936) na Apeninskem polotoku. Imenuje jih »fukoidne skrilavce« in jih uvršča deloma v albij, deloma pa v cenoman. Ti skrilavci leže na starejših skladih in so podlaga »scaglii«. Na zelenkastih skrilavcih leže sivi, sivkastorjavi in sivkastozeleni laporni ploščasti apnenci in zelenkasti ter vijoličasti glinasti in laporni skrilavci s polarni rožencev. Med mikrofavno prevladujejo enostavnejše globotrunkane, globigerine in gumbeline. Pogostni so vložki breč z odlomki lupin radiolitov. Skladi pripadajo verjetno spodnjemu turonu. Vrhnji del zgornje krede zastopajo svetlosivi in vijoličastordeči laporni ploščasti apnenci in enako obarvani glinasti ter laporni skrilavci. Vmes so vložene pole sivega zrnatega apnenca, brečastega apnenca in pole rožencev. Od mikrofavne so zastopane predvsem globotrunkane. Najvažnejša je Globotruncana area Cushm., ki je bila najbolj razširjena na prehodu turona v senon. Tipično so razviti ti skladi na jugu naše karte med Klenovikom in Skocjanom. Celoten razvoj zgornje krede na našem ozemlju ustreza »scaglii-« na Apeninskem polotoku. Na to kaže litološka podobnost sedimentov in zelo sorodna mikrofavna. Tektonika Na kartiranem ozemlju prevladuje dinarska tektonika, ponekod pa pride do izraza tudi vpliv alpske tektonike, tako v smeri gub kot tudi v alpsko in prečnoalpsko usmerjenih prelomih. Vse ozemlje sem zaradi preglednosti razdelil v več tektonskih enot. Prva enota je ozemlje v jugovzhodnem delu karte, ki je omejeno na severu, zahodu in severozahodu po prelomih. Ob dislokacijah je bilo močno dvignjeno. Na jugu preseka ozemlje alpsko usmerjen prelom preko Klenovika in Dolenjih Radulj, ob katerem se je južni del pogreznil. Ta prelom je verjetno le del velike prelomne cone, ob kateri se je po-greznilo Krško polje. Celotno ozemlje je nekak antiklinorij z jedrom pri vasi Prevolje. Jedro sestoji iz werfenskih plasti in je na severovzhodu odrezano po dinarsko usmerjenem prelomu. Druga enota obsega ozemlje na severovzhodnem robu karte. Od ostalega ozemlja je ločena po dinarsko potekajočem prelomu, ki se vleče od vasi Jelše proti jugovzhodu po Impolskem potoku. Po vsej verjetnosti se nadaljuje na ozemlje, ki ga letos še nisem kartiral. Tudi to ozemlie je bilo dvignjeno z ozirom na predel jugozahodno od tod in je antiklinalno upognjeno. Jedro antiklinale je zgrajeno tudi tu iz werfenskih skladov. Tektonska zgradba ozemlja ni popolnoma jasna, ker triado diskordantno prekrivajo zgornjekredni sedimenti. V tretjo enoto spada vse ostalo ozemlje, ki ga v glavnem grade zgornjekredni sedimenti. Ozemlje ni popolnoma enotno zgrajeno, na jugu ga preseka alpsko usmerjen prelom Klenovik—Dolenje Radulje. Tudi na severu je več manjših alpskih in prečnoalpskih prelomov. Po sredini ozemlja poteka od Vozenka preko Hubajnice skoraj v alpski smeri antiklinala. V jedru antiklinale so razkriti ladinski skladi. Ce upoštevamo, da je bilo to ozemlje z ozirom na jugovzhodni del pogreznjeno, potem lahko imamo to antiklinalo za nadaljevanje antiklinorija pri Prevoljah. Severno in južno od te antiklinale se razprostirata dve kadunji, kateri zapolnjujejo močno nagubani zgornjekredni sedimenti. Ti sedimenti leže diskordantno na različno starih triadnih skladih, ki so deloma tudi sinklinalno upognjeni. Ob robu zgornjekredne kadunje, ki se razprostira severno od antiklinale Vozenk—Hubajnica, pride v večjem obsegu na dan starejša triadna podlaga. Triadni skladi so nagnjeni proti jugozahodu. Vpadajo torej popolnoma pravilno pod mlajše kredne sklade. Južni rob kartiranega ozemlja prekrivajo pliocenski in pleistocenski sedimenti, zaradi česar ni mogoče podati jasne slike o tektonski zgradbi tega ozemlja. ON THE GEOLOGIC RELATION OF VELIKI TRN STRATA The territory explored by the author as a contribution to the geological map of Slovenia comprises the western part of the Krško Hills that extends between Novo mesto and Krško (Fig. 1). The oldest strata belong to the Werfen and occur around the village Prevolje, southeast of Velika Hubajnica and in the gorge northwest of Golni vrh. The oldest Werfenian sediments are represented by brownish and gray micaceous clayey shales, brownish sandy quartz shales with mica, and less frequently brownish sandstones with fossils. Shells of Pseudomonotis clarai Emmr. and numerous undetermined shells of Psendo-monotis sp. indicate that all these sediments belong to the Lower Werfenian (Seiser) beds. Higher up they are followed by violet and gray clayey and sandy shales with mica. Here and there the beds contain shells of Myacites fassaensis Wissman and Pseudomonotis sp. The whole series is overlain by dark gray partly sandy dolomite with mica. This dolomite is referred to the Anisian stage. At Prevolje and southeast of Velika Hubajnica the Seiser beds are overlain by a very dark granulated platy limestone with calcite veins and numerous fossils. The snails of Holopella gracilior Schauroth in which the limestone abounds give evidence that the layer belongs to the Lower Campilian. To the Anisian is referred the series of dull gray, partly stratified dolomite and dolomite marl with intercalations of platy limestone. The thickness of dolomite varies considerably; the thinnest occurring southeast of Velika Hubajnica where it reaches no more than 50 meters. The Anisian dolomite is confined only to the eastern part of the territory. The dolomite belonging to the Anisian stage is overlain by Ladinian strata in narrow belts in the Dinaric direction while between Drušče and Hubajnica the belts take the Alpine trend. East of Velika Hubajnica, between Velika Hubajnica and Mala Hubajnica, and west of Otresk the dolomite is covered by a greenish and violet slaty tuff with intercalations of silicified tuff and hornstone. The silicified tuff is very similar to the so-called "pietra verde" occurring in the Wengenian beds. Not very frequently intercalations of dark platy limestone with hornstone are found in the tuff. Everywhere else a rather dark, less frequently gray, finegrained or coarsegrained platy limestone with fragments of hornstone is dominant. Here and there intercalations of tuff and shale are inserted. In the shale occurring at the village Drušče and northeast of the village Močvirje ammonites were found. The series of limestones and tuffs is 150 to 300 ms. thick. The Ladinian beds are mostly overlain by a compact, unstratified, rarely thick-bedded dolomite. The rock is a light colored and crystalline one passing here and there into dolomitized limestone. It resembles the Cassian dolomite. In the upper horizons it contains intercalations of black hornstone. Equal intercalations of hornstone are also to be found in the Bača dolomite belonging to the Upper Trias: it is therefore probable that the dolomite with hornstone in our territory belongs to the same age. Around Hentine, at Rukenštajn and north of Laze a massive, partly brecciated limestone with hornstone and a dark platy limestone with intercalations of dark hornstone rests upon the Middle Triassic dolomite. As fossils have not been found the age of the beds is not defined. But since they lie over the Middle Triassic dolomite they are referred to the Karnian stage. The Jurassic beds are well developed especially along the northwestern edge of the explored territory. Here the light colored massive and partly platy limestone represents scanty erosion remains which rest upon the Middle Triassic dolomite. At Orle and Laze the limestone contains thinner intercalations of sedimentary manganese ore. The fossils found in this formation prove that the beds belong to the Lower and Middle Jurassic. At Vozenk numerous corals, spines of sea urchins, belemnites and fragments of large elongated shells resembling Lithiotis problematicat were found. The Jurassic beds are covered by Upper Cretaceous sediments formerly referred to the Triassic and known as the Veliki Trn Strata (Lipoid, 1858; Her i t s ch - S ei dl, 1919; Cubrilovic, 1934; Germovšek, 1954). They rest unconformably upon rocks of different ages, i; e. upon Jurassic, Middle Triassic and Anisian dolomites and Ladinian beds. On the investigated territory they occur in three larger areas. The first comprises the whole western and south-eastern part of the territory from Mirna in the north to the line Klenovik—Zloganje in the south. The Upper Cretaceous beds are developed in their lower parts primarely as greenish clayey and marly shales with intercalations of hornstone. Intercalated between these shales there are frequent beds of coarsegrained limestone. Higher up they are followed by greenish gray platy limestone and violet and gray marly shales with intercalations of hornstone. The platy limestone abounds in microfauna: Globotruncanae, Gumbelinae, Miliolidae, Globigerinae, Textulariae, and spines of the Spongiae. Among the Globotruncanae the following species dominate: Globotruncana lapparenti lapparenti Bolli, Globotruncana cf. globigeri-noides and Globotruncana cf. stephani, all of them represented especially in the Lower Turonian. According to this fact the author ranges the beds with this fauna into the Lower Turonian. The highest strata consist of gray and reddish marly platy limestones, gray coarsegrained limestones, and equally colored marly and clayey shales with sheets of hornstone. At Sv. Tomaž, Segonje and Gabernik thick beds of brecciated limestones with fragments of the Radiolites shells are intercalated. In the gray finegrained limestone of Klenovik there is a rich fauna of Globotruncanae. The following species have been determined: Globotruncana lapparenti lapparenti Bolli, Globotruncana lapparenti tricarinata Quereau, Globotruncana area Cushm. and Globotruncana cf. marginata. The species of Globotruncana area Cushm. appears in the transition of Turonian into Senonian, thus the gray and reddish platy limestones belong either to the Upper Turonian or to the Lower Senonian. The second area is an extension of the first one, divided from it by the deep gully of the Rado van j ski potok creek, where owing to erosion older sediments had outeropped. In the south the area is bounded by the line Hentine—Rogačice—Sv. Primož—Gornje Impolje, in the north by the line running from the pass east of Rukenštajn over the point 551 ms. east of Konjsko to the point 537 ms. south of Konjsko. In the west the area is bounded by the Radovanjski potok creek and in the east by the line Konjsko—Gornje Impolje. Along the borders of this Cretaceous area greenish gray clayey and marly shales with intercalations of gray grainless and granulated limestones predominate. The beds lie directly on an older basis and belong to the lower part of the Upper Cretaceous. The higher parts of the territory consist of gray and reddish platy limestones and violet marly and clayey shales. The breccias with fragments of Radiolites shells intercalated prove that the beds belong to the Upper Cretaceous, probably to the Turonian or Senonian. In the thin sections examined by the author no Globotruncanae but only Globigerinae are to be found. The Globotrun-canae may also be represented although not found — probably because of the insufficient number of the samples examined. The third area comprises the surroundings of Golni vrh south of Loka and continues eastward to Studenec. Here mainly gray, dark- and greenish-gray clayey and marly shales are found. The strata include intercalations of gray or grayish-brown coarsegrained and partly light-colored finegrained limestone. In the upper horizons of this formation a grayish-brown marly sandstone with mica can be traced. In the platy grayish-brown marly limestone north of the village G. Orle Globigerinae and Gumbelinae were found, which prove that the beds belong to the Upper Cretaceous. As the Cretaceous beds on the surveyed territory are thinner than 200 ms., Triassic and Jurassic outcrops can be observed in all deeper valleys. The surveyed territory belongs generally to the Dinaric structural type, but partly to the Alpine type. In order to make our structural relations clearer we have divided the whole territory in a number of tectonic units. The first unit is represented by the region in the southeastern corner of the map. This is. as it were, an anticlinorium with the kernel at the village of Prevolje bounded in the north, west and northwest by faults along which considerable uplifts had taken place. The second unit comprises the territory in the northeast corner of the map. Here, too. an uplift with respect to the region in the southeast and anticlinal folding had taken place. The third unit embraces the rest of the territory which is built mainly by Upper Cretaceous sediments. The unit is not uniform for it is crossed by several faults. An anticline running almost in the Alpine direction divides the territory in two parts. North and south of the anticline spread two basins covered by extremely folded Upper Cretaceous sediments. Conclusion: Geological mapping and connected researches show that a revision of the conception of the "Veliki Trn Strata" (Velikotrnski skladi, Grofidorner Schichten) is necessary. On our territory those strata are represented with platy limestones and shales, belonging to the type of the "Scaglia". LITERATURA Cubrilovič, V., 1934, Prilog geologiji okoline Krškoga, Vesnik geol. inst. kralj. Jugoslavije 3/3, Beograd. De vide, D. N., 1953—1953, Nalazi globotrunkana, Geol. vjesnik 5-7, Zagreb. Germovšek, C., 1954, Razvoj mezozoika v Sloveniji, Prvi jugoslovanski geol. kongres, Ljubljana. H e r i t s c h, F., S e i d 1, F., 1919, Das Erdbeben von Rann an der Save vom 29. Janner 1917, Mitt. Erdbeb. Komm., IL Teil, Wien. Lipoid, M. V., 1858, Bericht iiber die geologische Aufnahme in Unter-krain im Jahre 1857, Jb. Geol. R. A., 9, Wien. Lipoid, M. V., 1858, Geologische Manuskriptkarte 1:75.000, Rudolfswert. Rakovec, I., 1946, Triadni vulkanizem na Slovenskem, Geogr. vest. 18, Ljubljana. Ren z, O., 1936, Stratigraphische und mikropalaontologische Untersuchung der Scaglia im Zentralen Apenin. Eclogae Geol. Helvetiae 29, Basel. S a 1 o p e k, M., 1927, Geološko proučevanje i kartiranje u Sloveniji, Geogr.. vest. 2, Ljubljana. Tornquist, A., 1917, Geologische Skizze des Ost- und Sudrandes des Uskokengebirges. Sprejel uredniški odbor dne 15. maja 1956. PALEOGEOGRAFIJA PANONSKEGA OBROBJA V SLOVENIJI Mario Pleničar in Anton Nosan S 6 slikami UVOD Izraz panonsko obrobje se je pričel v zadnjih letih uporabljati posebno med geologi, ki se ukvarjajo z geologijo nafte v vzhodni Sloveniji. Naše največje doslej najdene naftne zaloge leže v Panonski kotlini na ozemlju nekdanjega Panonskega morja. Po debelini in razprostranjenosti terciarnih sedimentov ločimo panonsko obrobje v ožjem smislu, ki obsega le skrajni vzhodni rob Slovenije in panonsko obrobje v širšem smislu, ki sega daleč v notranjost v obliki ozkih zalivov. Debelina terciarnih sedimentov v širšem obrobju je manjša in se tudi facialno loči od sedimentov v ožjem panonskem obrobju. K panonskemu obrobju v ožjem smislu štejemo pri nas Pomurje, Slovenske gorice, Dravsko in Ptujsko polje, Haloze, Maceljsko pogorje, Sotelsko in Krško polje. K panonskemu obrobju v širšem smislu pa pripadajo ribniška sinklinala, slovenjegraški zaliv, šoštanjski zaliv, kam-niško-motniška sinklinala, laška sinklinala, brestaniško-sevniška kadunja in metliški zaliv. Podlaga panonskega obrobja Podlago terciaru panonskega obrobja tvorijo Alpe in Dinarsko gorovje. Meja med obema poteka čez Krško hribovje severno od Krškega polja. Po do sedaj znanih podatkih leže Centralne Alpe pod terciarom Pomurja do ljutomerskega preloma, ki je bil ugotovljen šele nedavno z geofizikalnimi meritvami. Na gravimetrični karti se ta prelom izraža v obliki zgoščenih izoanomal, ki potekajo od Slovenske Bistrice mimo Ptuja, Podvincev, Krapja in Melincev. Ta prelom poteka vzporedno s tako imenovano ljutomersko sinklinalo. Gravimetrične podatke delno potrjujejo tudi seizmične meritve. Ugotovljena je bila precej izrazita stopnja. Prelom se nadaljuje proti jugozahodu, kjer zadene na vitanjski prelom. O vitanjskem prelomu vemo, da loči Centralne Alpe od Karavank, ki pripadajo že Južnim apneniškim Alpam. Da gre tukaj res za dve različni podlagi terciara potrjujejo tudi vrtine pri Filovcih, Murski Soboti in pri Hrastju-Moti na severni strani preloma ter v Medjimurju na južni strani preloma, ki so dosegle temeljno gorovje. V vrtinah severno od ljutomerske prelomnice so zadeli vedno na metamorfne kamenine, medtem ko so v obeh medjimurskih vrtinah (Selnica-l in Medjimurje-1) pod terciarom triadni sedimenti. Po teh podatkih sklepamo, da se raztezajo južno od ljutomerske prelomnice pod terciarom panonskega obrobja Južne apneniške Alpe. Od Južnoapneniških Alp segajo pod terciar panonskega obrobja Karavanke in Posavske gube. Ostala podlaga terciara pripada Dinarskemu gorstvu. Metamorfne kamenine Centralnih Alp pod pomurskim terciarom so v glavnem amfibolit, gnajs in biotitni blestnik, ki so močno kloritizirani in kaolinizirani. V severozahodnem delu Prekmurja pa prihaja na površino filit, ki vsebuje vložke kvarcita, grafitnega skrilavca in marmora. Te metamorfne kamenine so verjetno nastale iz paleozojskih skrilavcev. Podobne kamenine najdemo na Kobanskem in na Pohorju. Iz tega tudi sklepamo, da segajo Centralne Alpe pod terciar Prekmurja. Za primerjavo podlage terciara južno od ljutomerske prelomnice s kameninami Južnoapneniških Alp na površini imamo zelo malo podatkov. Do podlage sta bili izvrtani samo dve vrtini. V vrtini Medji-murje-1 je bil v globini 2840—2890,70 m kristaliziran apnenec z žilicami kalcita. Po mnenju ing. Bobule (1955) pripada ta apnenec mezozoiku. V vrtini Selnica-l se pričenja podlaga približno v globini 2600 m. V podlago so vrtali do globine 2814 m in sestoji iz temnega glinastega laporja, rdečkasto vijoličnega glinastega skrilavca in laporja, iz temnosivega kre-menovega peščenjaka ter kremenovega konglomerata. Ti sedimenti pripadajo verjetno ladinski stopnji srednje triade. Več podatkov o podlagi terciara nimamo; v podaljšku Posavskih gub moremo pričakovati predvsem triadne sedimente, na območju Dinarskega gorovja pa imamo poleg triade še juro in kredo v razvoju scaglie. Razvoj terciara Oligocen. Najstarejši terciarni sedimenti so po dosedanjih naziranjih srednjeoligocenski gornjegrajski skladi, ki so v glavnem obrežne tvorbe. O tem pričajo zlasti konglomerati, ki nastopajo v obliki leč v temnosivem laporju in plasti peščenjakov z zelo bogato obalno favno (korale, litotam-nije, polži z debelimi lupinami, školjke). Ohranjeni so v obliki fragmentov v širšem panonskem obrobju in v celjsko-ljubljanskem zalivu, ki je segal preko Gornjega grada mimo Kamnika do Polšice nedaleč od Podnarta do Mežaklje.in Bohinja (1. si.). Južno od tod gomjegrajskih skladov doslej nismo našli. Pričakujemo jih lahko v globinah pod mlajšim terciarom Haloz in Ptujskega polja. Bolj so razširjeni zgornjeoligocenski skladi, ki so zastopani v morskem (2. si.), brakičnem in sladkovodnem razvoju. K njim štejemo soteške sklade, ki vsebujejo premog in so pretežno brakični in sladkovodni. Premog in njegova neposredna talnina ter krovnina so sladkovodni. Ostali del krovnine oziroma talnine pa je ponekod brakičen oziroma morski. V laškem zalivu prehaja morska krovnina v sivkastozeleno laporno glino s školjkastim lomom. Imenujemo jo sivico in vsebuje precej favne (Munda, 1953, str. 37). Papp je nedavno ugotovil (Papp, 1954, str. 168), da spada sivica v oligocen in ne v miocen. Morskemu razvoju oligocena v notranjosti Slovenije ustrezajo v ožjem panonskem obrobju peščeni laporji, tufi in tufski peščenjaki. Ta horizont je bil ugotovljen pri Rogaški Slatini in ob južnem robu Haloz na vznožju Ravne gore. Premogovne plasti imamo v vzhodnih podaljških laškega zaliva (Laško, Babna gora, Sv. Križ pri Rogaški Slatini) kakor tudi v slovenj egraškem zalivu severno od Boča (Makole). 1. si. Kopno in morje v srednjem oligocenu Fig. 1. Land and Sea in the Middle Oligocene Miocen Spodnji in srednji miocen. Miocen zavzema mnogo večje površine kakor oligocen. Starejši avtorji omenjajo burdigalske in helvetske sedi-mente tako v ožjem kot v širšem panonskem obrobju. Novejše raziskave (geološko kartiranje in globinsko vrtanje) v ožjem obrobju so pokazale, da je burdigala in helveta verjetno zelo malo. Spodnji in srednji miocen domnevamo doslej v osrednjih Halozah. Raziskave glede tega še niso končane. Temni, skoraj črni, kompaktni kremenov! peščenjaki z apnenim vezivom in peščeni laporji s sledovi nafte v Halozah pripadajo verjetno v spodnji miocen (3. si.). Vsebujejo zelo malo makro- in mikrofavne. Makro-favno zastopajo le školjke iz rodu Pecten, od mikrofavne so navzoči poleg redkih drugih še primerki rodu Bathysiphon in Robulus. Spodnji torton je razvit v Pomurju in Slovenskih goricah. Pri Ormožu ob železniškem useku in v koritu Drave se kaže Spodnji torton pod pleistocenskim nanosom. Razvit je v obliki badenske si vice. Ekvivalent badenske sivice z lagenidno favno je bil ugotovljen v vrtini Kog-3. Po mi-krofavni sodeč so to tipični globokomorski sedimenti. Med Bočem in Bohorjem imamo v spodnjem tortonu tufske peščenjake in peščene laporje. V severozahodnem delu Slov. goric je v spodnjetortonskih plasteh mnogo vložkov litotamnijskih peščenjakov in apnencev, kar dokazuje, da je bila od časa do časa blizu obala. V ribniški sinklinali, v slovenjgraškem in celjskem zalivu, v bresta-niško-sevniški sinklinali in na Krškem polju omenjajo starejši avtorji (Teller, Dreger, Munda, Stache, Lipoid) spodnji miocen. Usedline v severnih zalivih so sladkovodne in morske, v južnih pa morske. Omenjajo sivico, plasti lignita, laporje, peščenjake, konglomerate pa tudi gline, dacitne tufe, tufite in peske. Vseh teh predelov v novejšem času nismo raziskali. Vendar bi po petrografskem opisu sklepali, da gre delno za oligocenske, delno pa morda za spodnje miocenske sedimente. Na Krškem polju smo ugotovili, da se začenja miocen šele z zgornjim tortonom. V laškem zalivu, kjer je podrobno obdelal terciar B i 11 n e r, naj bi bil zastopan miocen od burdigala do sarmata. Papp (1954) in Ku- Geoiogija 4-7 97 ščer (1955) sta na podlagi mikrofavne dokazala, da spada sivica v oligocen, medtem ko jo je B i 11 n e r uvrstil v burdigal. Podobno je uvrstil Papp (1955) sivico v kamniško-motniški sinklinali v oligocen, in sicer v kat. Srednji torton. V Pomurju, Slov. goricah in Halozah je razvit srednji torton v obliki mehkejših in svetleje obarvanih peščenih laporjev z vložki peščenjaka. Ponekod vsebujejo peščenjaki zrna glavkonita in prehajajo 3. si. Kopno in morje v spodnjem tortonu Fig. 3. Land and Sea in the Lower Tortonian lokalno celo v konglomerat. Redko najdemo v tem delu Slovenije v srednjem tortonu čeri litotamnijskega apnenca (Bori v Halozah, Hum pri Ormožu, Kog, Cmurek). Srednji torton je razvit v Halozah in Slov. goricah v globokomorskem in plitvomorskem faciesu, v ormoško-selniški antikli-nali pretežno v plitvomorskem, na Goričkem v Prekmurju pa izključno v globokomorskem razvoju. Na Goričkem je torton močno erodiran, zato navidezno manjkajo nekateri horizonti. Med Bohorjem in Bočem je srednji torton razvit lapornato s čermi in večjimi kompleksi litotamnijskega apnenca ter apnenega peščenjaka. Proti zahodu imamo v laškem zalivu srednji torton razvit v obliki tako imenovanega govškega peščenjaka z vložki glinastih plasti, ki ga zamenjujeta včasih konglomerat in litotamnijski apnenec (po Bittnerju spodnji litotamnijski apnenec). Tak razvoj srednjega tortona imamo od Rudnice do vključno Tuniškega gričevja pri Kamniku. Podoben je razvoj srednjega tortona tudi v brestaniški premogovni kadunji. Tudi tam nastopata govški peščenjak in laški lapor. Zgornji torton. Zgornji torton je bil doslej najden v ormoško-selniški antiklinali (Kog) in v Halozah v majhni krpi pri Hrastovcu južno od Zavrča. Petrografsko je enako razvit kot srednji torton. Nadalje je z mikrofavno dokazan zgornji torton pri Šentjanžu, Sentrupertu, Krmelju in na Krškem polju. V omenjenih krajih je razvit v obliki rumenkastega 4. si. Kopno in morje v zgornjem tortonu Fig. 4. Land and Sea in the Upper Tortonian peščenega laporja, dalje apnenega peščenjaka in v obliki čeri litotamnij-skega apnenca. Južno in jugovzhodno od Smarjete se pojavljajo pri Šentjanžu ter pri Beli cerkvi bazalne tvorbe. Sestoje iz apnenih konkrecij, apnenega konglomerata in apnenega peska. Zgornji torton je v severovzhodni Sloveniji ohranjen le v krpah, ki so erozijski ostanki nekoč strnjenih zgornjetortonskih plasti (4. si.). Na podobne razmere moremo sklepati med Bočem in Bohorjem; tam je taka krpa pri Babni gori, kjer nastopa zgornjetortonska mikrofavna. Proti zahodu, v terciaru laškega zaliva in severno od njega doslej ni bil zgornji torton posebej dokazan. Po analogiji z vzhodnimi predeli bi mogel pripadati zgornji del laškega laporja in deloma litotamnijski apnenec zgornjemu tortonu. Sarmat. Tortonu sledi sarmat v brakičnem razvoju. Verjetno je bil razvit na celotnem območju graškega zaliva spodnji, srednji in zgornji sarmat, vendar se je zaradi močne denudacije ohranil le lokalno. V Prek-murju je razvit spodnji in srednji sarmat v obliki kremenovega konglomerata, ki ga ponekod zamenjujejo kremenov prod, kremenov pesek, paščeni lapor, peščena glina, ponekod premogasta glina in peščenjak. V njih so bile najdene foraminifere: Nonion granosum d'Orb.. Elphidium aculeatum d'Orb., Elphidium aff. crispum L., Elphidium sp. in ostrakodi. V istem horizontu so bile najdene školjke iz rodu Cardium, o katerih 5. si. Kopno in morje v sarmatu Fig. 5. Land and Sea in the Sarmatian domnevamo, da pripadajo srednjemu ali celo spodnjemu sarmatu. V ormo-ško-selniški antiklinali je spodnji sarmat razvit v obliki ervilijskih glin, podobno kot vzhodno na Hrvaškem. Od foraminifer nastopa tukaj vrsta Cibicides lobatulus W. in J., ki je na Goričkem ni. V zahodnem delu Slov. goric je v spodnjem in srednjem sarmatu več mikrofavne. Nadalje je razvit spodnji sarmat še v Halozah, med Bočem in Bohorjem, v laškem in kamniško-motniškem zalivu, v brestaniško-sevniškem zalivu in na Krškem polju. V laškem zalivu so sarmatske usedline v splošnem zastopane s konglomerati in kompaktnimi apnenimi peščenjaki. Manj je lapor-natih in glinastih plasti, ki jih opazujemo v glavnem v spodnjem delu. Vsebujejo precej favne, med katero je našel H a m r 1 a (1954, str. 118) na več mestih Cerithium rubiginosum Eichw., Cerithium pictum. Bast., Ervilia cf. podolica Eichw. Zahodno od Hrastnika je sarmat razvit bolj peščeno. Prevladujejo peščenjaki, peski in v njihovi krovnini gline. Na obrobju Krškega polja prihaja sarmat na dan v obliki ozkih prekinjenih prog vzdolž tortonskih sedimentov. Po fosilni makrofavni je to spodnji sarmat. Sestoji iz peskov, glin in peščenih laporjev. V peskih z vmesnimi plastmi gline nastopa pri Ardru (Raka) naslednja favna: Cerithium rubiginosum rubiginosum (Eichwald), Dorsanum duplicatum Sow., var. minor, Acteo-cina laionkaireana laionkaireana Bast., Limnocardium sp., Ervilia sp. Ocenebrina subvalvata striata Eichw., Gibbula angulata spirocarinata 6. si. Kopno in morje v panonu Fig. 6. Land and Sea in the Panonian Papp. Krpe sarmata so bile najdene pri Beli cerkvi, med Gorenj o gomilo in Rudno vasjo ter med Brezjem in Senušo pri Raki. Na južnem robu je doslej ugotovljena večja krpa samo med Slivjem in Selom severovzhodno od Kostanjevice (5. si.). Zgornjesarmatske sedimente sestavljajo v severovzhodni Sloveniji peščen lapor, peščena glina, kremenov pesek, apnenec in precej rahlo spri-jet apneni peščenjak. Mikro- in makrofavna sta zelo obilni. Med mikro-favno nastopajo poleg vrst, ki smo jih omenili pri spodnjem in srednjem sarmatu, še Elphidium cf. antoninum d'Orb., Rotalia becarii L., Elphidium obtusum d'Orb., Elphidium cf. flexuosum (d'Orb.) var. reussi Marks in druge. Med makrofavno nastopajo vrste iz rodov Ervilia, Cardium, Tapes, Acteocina in Valvata. V ormoško-selniški antiklinali zgornjega sarmata nismo odkrili, verjetno ga v Halozah tudi ni, pač pa je v zahodnem in srednjem delu Slovenskih goric razvit sarmat podobno kot v Prekmurju. V Halozah zgornji sarmat verjetno ni razvit, prav tako ni bil najden v ostalih terciarnih zalivih, razen pri Metliki. Tukaj imamo v zgornjem sarmatu gline, laporaste gline in laporje. Laporasta glina vsebuje naslednjo makro- in mikrofavno: Acteocina laionkaireana laionkaireana Bast., Limnocardium sp., Elphidium aff. crispum L., N oni on gronosum d'Orb., Quinqueloculina sp. in ostrakode. Panon. Panonski sedimenti so omejeni le na ožje panonsko obrobje. Najdemo jih v Pomurju, brestaniško-sevniškem zalivu in na Krškem polju (6. si.). V Pomurju so razviti v obliki ostrakodnih laporjev, ki so verjetno ekvivalent provalencienezijskih plasti na Hrvatskem, dalje iz plasti abichi, ki ustrezajo kongerijskim plastem v Dunajski kotlini in iz plasti, ki ustrezajo v notranjosti Panonske kotline horizontu rhomboidea. Petrografsko so vsi ti sedimenti enako razviti. Med debelimi plastmi sivega laporja, ki je ponekod nekoliko bolj peščen, so vložki svetlosivega, skoraj belega, poroznega kremenovega peščenjaka, ki je ponekod izredno slabo vezan. Peščenjaki vsebujejo nafto in plin. Vsi so razviti brakično, razen zgornjega dela plasti rhomboidea, ki so sladkovodne. Med favno prevladujejo školjke, in sicer so v ostrakodnih laporjih poleg Številnih ostrakodov še Školjke: Congeria zagrabiensis Reuss.. Congeria digitifera Andrus in Limnocardium otiophorum Brus. Od polžev nastopajo redko Provalenciennesia arthaberi Kr.-Gor., Velutinopsis sp., Planorbis sp. in Limnaeus sp. V zahodnem delu Goričkega smo našli v laporjih tik nad sarmatom školjko Congeria part-schi Brus., kar kaže, da imamo tam najnižji del panona. V plasteh abichi se dobi v vzhodnem delu ormoško-selniške antiklinale in pri Petišovcih Paradacna abichi Hoern., ki je proti zahodu ni. Poleg te najdemo še Congeria zagrabiensis Brus., Limnocardium otiophorum Brus., Limnocardium asperocostatum Brus., Dreissensia sp., od polžev nastopa Valenciennesia reussi Neum. Na Kogu imamo posebno favno, ki se nekoliko loči od favne vzhodno od tod. V najnižjem delu panona dobimo tudi laporje, v katerih sta bila najdena Cardium cf. cekuši Kr. Gor. in Cardium sp. Po prvem fosilu sklepamo, da je panon na Kogu ekvivalent Gorjanovičevih belih laporjev. Nad tem horizontom leže šele ostrakodni laporji s školjko Limnocardium trifkoviči Brus. Ti laporji bi bili nekako ekvivalent provalencienezijskih plasti. Nad njimi sledijo prehodne plasti med horizontom abichi in rhomboidea. To so laporji s favno: Limnocardium cf. otiophorum Brus., Dreissensia cf. auricularis Fuchs.. Paradacna ex gr. okrugiči Brus., Planorbis pachychilus Brus., Planorbis homalosomus Brus., Pisidium sp. Nato sledijo na celotnem Prekmurju in Medjimurju plasti rhomboidea, ki so v vzhodnem delu razvite v obliki laporjev in peščenjakov ter prehajajo navzgor v sladkovodne peščeno-prodnate plasti. Vsebujejo školjke: Congeria turgida Brus., Dreissensiomya croatica Brus., Limnocardium ba-račt Brus., Paradacna cf. okrugiči Brus., zelo številna pa je zlasti na Kogu Congeria brandenburgi Brus. Više sledijo le sladkovodne plasti, ki bi bile verjetno ekvivalentne s horizontom Unio wetzleri. V njih so v Pomurju številni sloji lignita in vsebujejo naslednjo favno: Unio sp., Helix doderleini Brus., Helix pilari Brus. in Planorbis ex gr. comu. V brest aniško-sevniškem zalivu in severovzhodnem obrobju Krškega polja nastopajo pretežno sedimenti z manjšimi vložki peščenega laporja. Pod tem peskom leži lapornata serija, ki je severno od Brežic med Srom-ljami in Bizeljskim zelo slabo razvita, bolj proti zahodu, približno do Kake, pa se odebeli. Kako je s tem bazalnim lapornim horizontom v brestaniško-sevniškem zalivu še ne vemo, ker je premalo raziskan. V bazalnem horizontu smo našli na obrobju Krškega polja med Rako in Senušo naslednjo favno: Melanopsis fossilis fossilis Martini-Gmelin., Melanopsis bouei aff. Fer., Melanopsis bouei sturi Fuchs., Melanopsis impressa posterior Papp., Melanopsis impressa pseudonarzolina n. ssp. Papp... Melanopsis rugosa Hant. in odlomke kongerij ter limnokardijev. Ta favna kaže, da pripadajo laporji spodnjemu delu srednjega panona. V goricah med Krškim in Sotlo smo našli severno od Brežic v bazalnih laporjih školjko Congeria partschi Brus., ki priča, da pripadajo v vzhodnem delu ti laporji vsaj spodnjemu delu srednjega panona. V razpravi (Pleničar-Ramovš, 1954, str.245) so bile te plasti napačno prištete k plastem rhomboidea. V peskih in laporjih nad bazalnimi laporji smo našli severno od Brežic zelo številno makrofavno, ki kaže na plasti rhomboidea ali vsaj na ekvivalent teh plasti. V njih smo našli zelo številne primerke Congeria brandenburgi Brus., Congeria zagrebiensis Brus., Congeria auricularis Fuchs., Congeria croatica Brus., Congeria balatonica Partsch., Congeria scarpei Brus., Congeria ungula caprae Miinst., Congeria rhomboidea alata Brus., Dreissensia auricularis Fuchs., Limnocardium otiophorum Brus., Limnocardium rogenhofferi Brus., Limnocardium steindacheri Brus., Limnocardium auingeri Brus., Limnocardium cf. secans Fuchs, Limnocardium croaticum Brus., L. dumičiči Gor. Kr., L. inflatum Gor. Kr., Valenciennius reussi Neum., Limnaea kobelti Brus. in druge. Vse te starejše pliocenske plasti pokrivajo na celotnem panonskem obrobju dakijski in postdakijski prodi V severnovzhodni Sloveniji so prodniki pretežno kremenovi, v jugovzhodni Sloveniji pa imamo med prodniki poleg kremena še keratofir, kremenov konglomerat, tuf in rožence. Tektonika in paleogeografija Na prehodu med kredo in ter darom so se pričeli tektonski premiki, ki so bistveno vplivali na odložitev terciara v Sloveniji. Takrat je vladala splošna regresi j a morja in so se dvignile iz morja današnje Alpe. V najstarejšem terciaru je bila vzhodna in centralna Slovenija še kopno in izpostavljena denudaciji. Odnesene so bile v precejšnji meri kredne, jurske in triadne plasti. V tem času je nastala razvodnica med Sredozemskim in Panonskim morjem, ki je potekala v Črti Snežnik—prednožje Julijskih Alp—Jalovec—Centralne Alpe. Proti vzhodu se je ozemlje polagoma spu-ščio. Ob koncu eocena se je začelo močno gubanje (pirenejska faza). Tedaj je nastala osnova današnje Ljubljanske kotline in je prišlo do ločitve Julijskih ter Savinjskih Alp. Verjetno se je takrat udrla Celjska in Slo-venjegraška kotlina. Ob splošnem grezanju ozemlja je sledila transgresija morja, v katerem so se odložili gornjegrajski skladi. Morje je prodrlo zelo daleč v notranjost Slovenije. Preko Ljubljanske kotline je segalo mimo Polšice in Podnarta do Jesenic in Bohinja (1. si.). V splošnem so se odložili plitvomorski sedimenti. Po krajih, kjer so še ohranjeni gornjegrajski skladi, sklepamo, da je potekal zaliv preko prednožja današnjih Savinjskih Alp v Ljubljansko kotlino. Od vzhoda pa je segalo morje do Savinjskih Alp severno od Boča in Ravne gore nekako čez južni rob Ptujskega polja. Verjetno je čez današnje Haloze segalo morje v notranjost v ozkem zalivu. Po odložitvi gornjegrajskih skladov je sledila regresija morja in dlje časa trajajoča doba erozije. V tej dobi so nastala jezera in močvirja, v katerih je ob ugodnih klimatskih pogojih uspevala bujna močvirska vegetacija, ki je dala podlago za nastanek premoga. Ker je ponekod talnina premoga morska oziroma brakična, drugod pa sladkovodna, sklepamo, da je morje prekrivalo pred regresijo le tiste dele, kjer imamo morsko in brakično talnino. Potemtakem ni bilo morja v starejšem oligocenu v obeh zalivih Posavskih gub. Sledila je morska transgresija. Sedimenti tega morja tvorijo zgornji del krovnine premoga v obeh sinklinalah Posavskih gub, nadalje spadajo v to dobo mlajši morski oligocenski sedimenti v Ljubljanski kotlini ter pri Bohinju (sivica). V tej dobi je segal zaliv med Karavankami in Pohorjem do Slovenj eg a Gradca (2. si.). V brestaniški premogovni kadunji imamo v talnini premoga brakične in morske plasti. Ker nimamo južno od črte Menina—Boč nobenih ostankov gornjegrajskih skladov, sklepamo, da bi lahko bila morska talnina v brestaniški kadunji časovno ekvivalentna morski krovnini soteških skladov v laški sinklinali in morskemu oligocenu v ožjem panonskem obrobju (Haloze, Rogaška Slatina). V terciarni dobi je bilo celotno slovensko ozemlje podvrženo številnim gubanjem in je bilo ob prelomih razkosano. To nam poleg številnih transgresij in regresij dokazujejo tudi vulkanski izbruhi. Morda so se pričeli vulkanski izbruhi že v srednjem oligocenu, vendar imamo o tem še premalo dokazov. Prve zanesljive dokaze imamo iz zgornjega oligocena. Andezitne tufe smo našli vključene med gornjeoligocenskimi morskimi sedimenti ob južnem robu Haloz. Andezitni tufi, pomešani s tufskimi peščenjaki in brečami, so dokazani tudi v Rogaški Slatini in njeni okolici. Ob času raziskovalnih del za ponovno zajetje mineralnih vrelcev je vrtina št. 17 potekala 60 m v tufu, vendar še ni dosegla njegove podlage. Med tufskimi sedimenti smo ugotovili leče litotamnijskega apnenca, kar priča, da so bili tufi odloženi v plitvem obrežnem morju. Ostanki vulkanskega stekla na severnem pobočju Ravne gore in obsežen kompleks lavinih tufov na Plešivcu jugovzhodno od Boča dokazujejo, da so bili vulkanski izbruhi v neposredni bližini teh nahajališč. Ker leže vsa nahajališča tufov, tufitov in ostalih vulkanskih kamenin vzdolž donačke prelomnice, sklepamo, da so bili izbruhi ob tej prelomnici. Ostanke andezitnega tufa iz te dobe najdemo tudi precej daleč od vulkanskih centrov, in sicer pri Trličnem in Vidini na Hrvatskem, kar priča, da so bili ti izbruhi precej močni. Domnevati moremo, da spadajo vsaj začetki erupcijske epohe Smrekovca tudi še v oligocen. V oligocenu je bila v naših krajih tropska klima, kar dokazujejo fosilni ostanki vegetacije: Sequoia langsdorfi Brot., Pinus palaeostrobi Ett., Taxodium distichum Rich., Glyptostrobus europaeus Heu., Sabal haerin-giana Ett. V močvirskih gozdovih sta živela poleg drugih nosorog Meninatherium telleri Abel in Anthracotherium magnum Cuv., daljni sorodnik današnjega vepra. Pogoji za nastanek nafte so bili pri nas v oligocenu omejeni le na vzhodno Slovenijo. V ozkih zalivih ni živela planktonska favna in flora v toliki meri, kot na odprtem morju na območju današnje Panonske nižine. Oligocenski sedimenti so bili v dolgi kopni dobi do tortona podvrženi eroziji, ki jih je v veliki meri odstranila. Ob koncu oligocena je bilo namreč slovensko ozemlje ponovno podvrženo orogenetskim procesom (savska faza). Prišlo je predvsem do dviganja ozemlja in s tem v zvezi do morske regresije. Po novejših raziskovanjih je bila doba erozije precej daljša, kot so prej domnevali. V tej dobi so se verjetno še nadaljevali vulkanski izbruhi. Spodnje miocenski sedimenti so doslej še slabo preiskani, zato jih tukaj ne bomo podrobneje obravnavali. Kakor je savska faza povzročila umik morja, tako je starejše štajersko gubanje povzročilo na meji med helvetom in tortonom ponoven vdor morja od vzhodne strani. Obala spodnjetortonskega morja je potekala ob vznožju Kozjaka, Pohorja in vzhodnega prednožja Savinjskih Alp, nato pa vzhodno od Celja do Bohorja, ki je predstavljal južno obalo. Kot otoki so gledali iz morja Boč, Rudnica in v Prekmurju (na Goričkem) osnovno gorstvo (3. si.). Ker je spodnji torton odložen navadno neposredno na oligocenu, najdemo ponekod v bazalnih plasteh še tufske peščenjake. Spodnji torton je omejen bolj na ožje panonsko obrobje. Njegova debelina je precejšnja (čez 1000 m). Bogata planktonska favna je nudila ugoden osnovni material za nastanek nafte. Tudi ostali pogoji za nastanek nafte so bili ugodni. V širokih in srednjeglobokih morskih zalivih so nastajali izmenoma lapornati in peščeni sedimenti. Mlajše štajersko gubanje, ki je bilo med spodnjim in srednjim tortonom, je povzročilo gubanje spodnjega tortona in obenem intenzivnejše grezanje. Morje je prodrlo globoko v notranjost Slovenije. Obala se je pomaknila bolj proti zahodu. Med Kozjakom in Pohorjem je segal morski zaliv morda celo v Celovško kotlino, nadalje po kamniško-motniški sin-klinali v Ljubljansko kotlino, v laški sinklinali do Moravč, v brestaniško-sevniškem zalivu pa zahodno od Senovega. Obala je bila zelo razčlenjena. Morje je segalo v ozkih dolgih zalivih proti zahodu. V vzhodni Sloveniji je bila globina morja zelo različna. Na Goričkem je bilo ves čas srednjega tortona globoko morje, medtem ko je bilo globoko in plitvo morje na območju Slovenskih goric, Haloz in med Bočem ter Bohorjem. Na obalno morje kažejo otoki litotamnijskega apnenca, favna in petrografski sestav sedimentov (peščenjak, konglomerat, litotamnijski apnenec). Nepravilno razmetane krpe litotamnijskega apnenca v ožjem panonskem obrobju kažejo na variiranje morske globine v srednjem tortonu. V takih sedi-mentih so bili pogoji za nastajanje nafte manj ugodni kot v spodnjetor-tonskih. Apneni peščenjaki in peščeni laporji pa so bili lahko ugoden kolektor za nafto pri poznejši migraciji. V zgornjem tortonu se je z udorom Krške kotline razširilo morje do Smarjete, v brestaniško-sevniškem zalivu pa je prodrlo do Šentjanža in Šentruperta. Severno od tod je obala ostala ista kot v srednjem tortonu (4. si.). Globinske razmere morja so bile v glavnem enake kot v srednjem tortonu. Proti koncu zgornjega tortona se med favno kažejo oblike, ki žive v brakični in slani vodi in jih najdemo še v sarmatu. Klima je postala v miocenu hladnejša. To sklepamo po flori in favni. Namesto prejšnjega tropskega podnebja je zavladalo subtropsko podnebje. Med floro naj omenimo močvirske ciprese in sekvoje kot v oligocenu, dalje borovce, lovorje, vedno zeleni hrast, oreh, kostanj, figovec, brezo, jelšo in še mnoga druga drevesa. Na kopnem so živeli predniki današnjega slona (Mastodon angustidens Cuv.. Mastodon tapiroides Cuv., Dinotherium sp.). V močvirskih gozdovih so živeli med drugim nosorogi (Aceratherium sp.), tapirji (Tapirus telleri Hoffmann), predniki konja (Anchitherium aurelia-nense Cuv.) in jeleni. V sarmatski dobi je postalo morje celinsko, ker je bila pretrgana zveza med Panonskim in Sredozemskim morjem. Ker je sarmat v Sloveniji še slabo raziskan, so paleogeografske razmere v tej dobi manj jasne. Vemo, da je imelo sarmatsko morje približno enak obseg kot v zgornjem tortonu, pozneje pa je vedno bolj napredovala regresija, dokler se morje ni popolnoma umaknilo. V sarmatu je bilo morje plitvo, o čemer pričajo peščeni, prodnati in glinasti sedimenti. Obala je potekala po severozahodnem delu Slovenskih goric, zahodno od Cmureka, od Jarenine na Duplek, dalje ob Pohorju do Slovenske Bistrice, Zič, Boča in Ravne gore. Severno od vzhodnih podaljškov Karavank je bil torej krajši zaliv, ki ni segal daleč v notranjost Južno od podališkov Karavank in v področju Dinarskega gorovja pa je segalo sarmatsko morje na zahod v več zalivih. V kamniško-motniškem zalivu je segalo morje do Tuniškega gričevja, v laškem zalivu do Kandrš, v sevniško-brestaniškem zalivu še zahodno od Sevnice, v Krškem zalivu do Bele cerkve in v Belo krajino do Metlike (5. si.). Odložitvi sarmata je sledila doba intenzivne erozije, zato se nam je ohranil sarmat le v obliki manjših krp. Proti koncu sar-matske dobe se je Panonsko morje umaknilo s slovenskega ozemlja. Ker so ga zasipale reke in ker je izgubilo zvezo s Pontskim morjem, je ostalo celinsko morje, ki se je tudi polagoma osuševalo. Umiku sarmatskega morja je sledila doba erozije, ki jo je prekinil ponoven vdor Panonskega morja. Vzrok temu so bili tektonski premiki (atiško gubanje). Pri tem je dobilo Panonsko morje zvezo s Pontskim in postalo nekoliko bolj slano, vendar je bilo še brakično. Obala Panonskega morja ni bila več razčlenjena, prav tako morje ni prodrlo več v notranjost Slovenije. Le na jugu je segalo preko Brežic do Rake, v brestaniško-sevniškem zalivu pa do Sevnice. Sotelsko je bilo kopno, v severovzhodni Sloveniji je morje oblivalo Haloze in Maceljsko gorovje, prekrivalo Ptujsko polje, jugovzhodni del Slovenskih goric in Pomurje. Na Goričkem je potekala obala nekako ob dolini Ledave (6. si.). Globina Panonskega morja se je verjetno menjavala, kar priča menjava laporjev s kremenovimi peščenjaki. Verjetno je bilo to plitvo šelfno morje. Peščeni sedimenti so nastajali v zelo plitvem morju, lapornati pa v malo globljem. Peščeni sedimenti obenem lahko označujejo tudi območja, kjer se je izlivala v morje večja reka. Ti sedimenti so ugodni kolektorji za nafto, zato imamo v njih doslej ugotovljene največje zaloge nafte. Tako nam postane jasno, da imamo nafto v spodnjem panonu v sin-klinalnem območju Petišovcev, ne pa na ormoško-selniški antiklinali. V Petišovcih so iste plasti razvite peščeno, na ormoško-selniški antiklinali pa lapornato. Za nafto je torej pomembnejši petrografski sestav kamenin kot strukturna oblika. Peščeni razvoj spodnjega panona lahko pričakujemo v dolgih progah, ki potekajo od nekdanje obale Panonskega morja oz. jezera proti vzhodu. Panonsko morje se ni umaknilo z regresijo kot morja v prejšnjih geoloških dobah, ampak so ga zasule reke. Odslej so se odlagali le rečni pontski, dakijski in postdakijski pliocenski prodi, peski in gline. Morje se torej ni več povrnilo. Gline kažejo na lagunam podobna jezera, ki so bila zadnji ostanki Panonskega morja. Takrat je oživelo vulkansko delovanje pri Gleichenbergu. Sledove teh erupcij imamo pri Gradu v Prekmurju. Debele plasti pliocenskega rečnega proda najdemo v ožjem panonskem obrobju, to je v Prekmurju, v Slov. goricah, v brestaniško-sevniškem zalivu, na Krškem polju in pri Gradacu med Kolpo in Lahinjo. V ostali Sloveniji teh prodov v glavnem ni in je v tem času delovala le erozija, medtem ko je v omenjenih predelih erozija prekinjala akumulacijo le od časa do časa. Posamezne cikle erozije nam kažejo nivoji. V severnem Pomurju se je ohranilo devet terasnih sistemov. V višini 400—420 m je najstarejša izravnava tega področia, medtem ko je najizrazitejša v višini okoli 300 m. Podobno je razvitih devet terasnih sistemov v Slov. goricah, kjer tudi zasledimo nivo v višini 400—405 m. Isti nivo opažamo v ozkem pasu na vzhodnem robu Pohorja in sploh ob Dravskem polju. V Krškem hribovju ga tudi najdemo, vendar ni tako izrazit. Sklepati moramo torej na neko splošno postdakijsko izravnavo. Poznejše izravnave so bile omejene le na posamezna ožja območja (graški zaliv, Krško polje). Po tej splošni izravnavi je začel nastajati današnji relief. V pliocenski dobi je postalo podnebje še hladnejše in ob koncu pliocena je postala klima podobna današnji. V okolici Ormoža so našli ostanke rastlin cimetovega drevesa, jelše, breskve, lovorike in kasije. Tam so našli tudi ostanke konjskih zob (rudnik Presika), dalje v Slov. goricah ostanke nosoroga Aceratherium incisivum Kaup. in Dieerorhinus schleier-macheri Kaup., dalje prednike današnjih slonov Mastodon longirostris Kaup., Dinotherium giganteum Kaup. V Lendavskih goricah so bili najdeni zobje prednika današnjega slona Anancus arvemensis Croiz. et Job. (Rakove c, 1954). Rečna erozija in akumulacija sta se nadaljevali tudi v pleistocenski dobi, vendar sta bili omejeni zaradi poledenitev. Splošna značilnost terciarnih sedimentov panonskega obrobja je, da so starejši sedimenti razviti bolj lapornato, mlajši pa vedno bolj peščeno, dokler na koncu ne preidejo v prod. Velikost zrn se torej veča čim mlajši so sedimenti. V tem se odraža predvsem vpliv rek. V eocenu je bil usmer- jen glavni vodni odtok s slovenskega ozemlja proti jugu v jadransko območje. Sele v oligocenu in miocenu se je hidrografska mreža preusmerila proti vzhodu. V starejšem terciaru je bila erozija slabša kot v mlajšem, ker je bila tektonika bolj mirna. Tudi iz tega razloga so v mlajšem terciaru vedno debelejši kosi v sedimentih panonskega obrobja. PALEOGEOGRAPHY OF THE PANNONIAN BORDERLAND IN SLOVENIA This paper presents a study of the extent of land and sea on the Slovenian territory which during the Tertiary was periodically flooded by the Pannonian Sea. This Tertiary territory having formed the westernmost shores of the Pannonian Sea is called the Pannonian borderland. Farthest into the center of Slovenia reached the Pannonian Sea during the Upper Oligocene (Fig. 2). The base of the Tertiary of the Pannonian borderland is constituted by the Alps and the Dinarids. According to the data hitherto available the Central Alps stretch below the Tertiary of Pomurje to the Ljutomer Fault which in turn runs from Slovenska Bistrica over Ptuj toward Ljutomer. Between the Ljutomer Fault and the Krško Hills the base is formed by the Southern Calcareous Alps and farther south by the Dinarids. In the region under discussion the Central Alps consist of meta-morphic rocks, the Southern Calcareous Alps end the Dinarids of Paleozoic and Mesozoic sediments. The Tertiary of the Pannonian borderland consists of Oligocene, Miocene and Pliocene sediments. The oldest Tertiary sediments in the Pannonian borderland of Slovenia are made up of Middle Oligocene beds of Gornji grad deposited in the littoral sea reaching over the Celje—Ljubljana—Bay to Jesenice and Bohinj (Fig. 1). After the withdrawal of this sea; lakes and swamps were left in which fresh water and partly brackish sediments with coal began to deposit. During the Upper Oligocene the Pannonic Sea reached farther into the Slovenian territory when it extended beyond the Kamnik—Mot-nik Bay and the Laško Bay farther westward from Jesenice and Bohinj (Fig. 2). The Upper Oligocene marine sediments consisting mainly of marine clay, are of varying thickness because sedimentation was followed by a long period of erosion. According to the views hitherto expressed the Miocene is represented in full, i. e. from Burdigalian to Sarmatian. Recent investigations, however, have shown that not all Miocene sediments to this time named the Burdigalian and Helvetian sediments belong to this age. The marine clay, for instance, which up to now had been referred to the Burdigalian contains Miogypsinidae and Lepidocyclinae which indicate the Oligocene age—Chatian (Papp, 1954, 1955; K u š č e r , 1955). On some other places also the age of the Lower Miocene sediments is not exactly defined. In the Upper Oligocene numerous volcanic erup- tions took place on the Slovenian territory, but although andesite magma was ejected only few andesite outcrops are found while andesite tuffs are much more frequent. The latter occur in the neighborhood of Smre-kovec, between Celje and Boč, further in the Hills of Haloze, at Rogaška Slatina and at Trlično. The rather frequent occurance of tuffs seems to indicate that there must have been several volcanic foci stringed along the Fault of Vitanje and Donačka gora. The Lower Miocene sediments till now are not researched enough, therefore we start the description of Miocene with Lower Tortonian. The sea extending over the territory of Prekmurje, Slovenske gorice, Haloze and the drainage area of the Sotla River, was pretty deep. While in the Lower Tortonian the sea did not reach deeper into the inland of Slovenia it began to extend in the Middle and Upper Tortonian, long narrow arms westward into the Basin of Celovec, over the Syncline of Kamnik—Motnik into the Basin of Ljubljana, along the Syncline of Laško to Moravče, in the Bay of Brestanica—Sevnica to Šentjanž and Sentrupert and into Krško polje to Šmar-jeta (Fig. 4). In eastern Slovenia deep-sea shaly sediments are dominant, in the bays toward the west shallow-sea sandstones and Lithothamnia limestones. In the Bay of Kamnik—Motnik the Sarmatian Sea extended to the Tunice Hills, in the Bay of Laško to Kandrše, in the Bay of Brestanica—Sevnica to Bela Cerkva, and in Bela krajina to -the town of Metlika (Fig. 5). By and large the Sarmatian beds are preserved only in the form of small remains because after the Sarmatian strong erosive forces were at work. During the Pannonian the shores of the Pannonian Sea were no longer as developed as in the former periods. The depth of the sea varied according alternating of shales and quartz sandstones. The thick beds of Pliocene quartz gravel show that the Pannonian Sea was filled up by rivers. In the Pliocene the volcanoes at Gleichenberg became active again. Traces of these eruptions are found at Grad in Prekmurje in the form of basaltic tuffs. In the Pliocene the deposition of alluvium was extensive only in Eastern Slovenia. In Western Slovenia erosion was dominant. Individual stages of erosion can be inferred from the terraces spread along wider river valleys. From the Pliocene to the Quaternary the climate grew gradually cooler. In the Oligocene it was tropical, later subtropical and at the close of the Pliocene it was similar to that prevailing today. These climatic changes can be supposed from the fossil remains of the respective flora and fauna. A characteristic feature of all the Tertiary sediments occurring on the territory of the Pannonian borderland is the older sediments are rather shaly while the younger deposits grow more and more sandy until at last they pass into gravel. Thus the larger grows the size of grains, ■the younger are the sediments. This fact is due primarily to the influence of the rivers. In the Eocene the bulk of the rivers drained from the Slovenian territory southward into the Adriatic Sea. In the Oligocene and Miocene the streams and torrents began to drain eastward. As the tectonic in early Tertiary was moderate, erosion was more feeble than in the Upper Tertiary. This is also one of the reasons the Upper Tertiary sediments of the Pannonian borderland contain coarser rock fragments. LITERATURA Bobu la, V., 1955, Bušotina »Medjumurje« br. 1 — dosada najdublja bušotina u Jugoslaviji, Nafta Št. 1, Zagreb. Dreger, J., 1920, Erl&uterungen zur geologischen Karte Rohitsch und Drachenburg, Wien. Hamrla, M., 1954, Geološke razmere ob severnem robu laške sinklinale vzhodno od Savinje, Geologija 2, str. 118, Ljubljana. K u š č e r, D., 1955, Nova opazovanja o savski fazi, Geologija 3, str. 260, Ljubljana. Lipoid, M. V., 1857, Ubersicht der geologischen Aufnahmen in Unter-krain, Jahrb. d. k. k. geol. R. A., Bd. Vni, Wien. M u n d a, M., 1939, Stratigrafske in tektonske prilike v rajhenburški terciarni kadunji (soteški produktivni skladi v brakičnem in morskem razvoju). Inavguralna disertacija, Ljubljana. Munda, M. — Kolenko, S., 1953, Geološko kartiranje med Hrastnikom in Laškim, Geologija I, str. 37, Ljubljana. Papp, A., 1954, Miogypsinidae aus dem Oligoztin von Zagorje, Geologija II, str. 168, Ljubljana. Papp, A., 1955, Lepidocyclinen aus Zagorje und Tuhinjska dolina, 6st lich von Kamnik (Slowenien), Geologija III, str. 209, Ljubljana. Pleničar,M. — Ramovš, A., 1954, Geološko kartiranje severovzhodno od Brežic, Geologija II, str. 242, Ljubljana. Rakovec, I., 1947-48, Naši kraji v oligocenski dobi (s 7 slikami), Proteus X, št. 9-10, str. 243, Ljubljana. Rakovec, I., 1951, O najdbah mastodonta (Mastodon arvernensis Croiz. et Job.) na Štajerskem (z dvema slikama), Razprave I Slovenske akademije znanosti in umetnosti, str. 175, Ljubljana. Rakovec, I., 1952-53, Naši kraji v miocenski dobi I. in II., Proteus XV, št 1, str. 1, in št. 2, str. 38, Ljubljana. Rakovec, I., 1954, O novi najdbi mastodontovih ostankov na Slovenskem (z 2 tabelama slik), Geologija 2, str. 94, Ljubljana. 51 a c h e. G., 1858, Die neogene Tertiarbildungen in Unterkrain, Jahrb. d. k. k. geol. R. A., Bd. IX, Wien. Teller, F., 1898, Erlauterungen zur geologischen Karte Prassberg a. d. Sann, Wien. Teller, F., 1899, Erlauterungen zur geologischen Karte Pragerhof-Wind. Feistritz, Wien. ZUR STRATIGRAPHIE UND TEKTONIK JUNGTERTlXRER ABLAGERUNGEN IM NORDWESTLICHEN KRŠKO POLJE IN SLOWENIEN* Herribert Pierau Mit 4 Abbildungen und 11 Tabellen Allgemeines Das Material zu vorliegender Arbeit konnte ich wahrend meines Studienaufenthaltes 1953/54 an der Universitat Ljubljana aus den jung-tertiaren Ablagerungen des nordwestlichen Krško polje gewinnen, Ziel der Untersuehungen war zu versuchen, den tertiaren Schichtkomplex des Gebietes altersmaflig genauer einzustufen und wenn moglich, mit Hilfe von Mikrofossilien stratigraphisch zu gliedern. Zu diesem Zwecke wurde • Gekiirzte Fassung der Dissertation, vorgelegt 1956 an der Christian Al-brechts Universitat zu Kiel. zunachst ein Gebiet von etwa 60 kin2 im Raume Skocjan—Smarjeta (siehe Abb. 1) ostlich Novo mesto geologisch kartiert und den tertiaren Abla-gerungen ein dichtes Netz von Schlitzproben fur eine sp&tere mikro-palaontologische Bearbeitung entnommen. Im Mai 1955 suchte ich das Arbeitsgebiet zur Entnahme von Kontrollproben noch einmal auf. Die Lagerung Im Norden, Westen und Osten werden die Tertiarablagerungen des Arbeitsgebietes von einem Rahmen mesozoischer Gest eine (Mitteltrias und Oberkreide) begrenzt. Fur die Tertiarschichten wurde bisher normale, soh-lige Lagerung angenommen. Bei der Kartierung zeigte sich jedoch, dafi die tertiaren Ablagerungen am Vinji vrh antiklinal aufgewolbt sind. Der Vinji vrh ist ein tektonischer Sattel (siehe Abb. 3), dessen eine Flanke steil nach Suden, die andere — flacher — nach Norden einfallt. Nach einer flachen Einmuldung im Radulja-Tal steigen die Schichten zu einem weiteren Sattel nach Norden an; jedoch wird die Nordflanke dieses zweiten Sattels an einer NW—SO streichenden Storung (Storung von Skocjan) unter-druckt. — Der Vinji vrh-Sattel lafit sich tiber eine Strecke von etwa 4,8 km verfolgen; seine Sattelachse taucht nach NO unter. Ausbildung und Schichtfolge des MiozSns Zur leichteren Ubersicht sollen die Namen der einzelnen Altersstufen schon jetzt eingefiihrt werden (siehe Tab. 1), ohne daB damit dem Ergebnis der mikropalaontologischen Untersuchungen vorgegriffen werden soli (siehe Seite 124). Das Torton Die tertiare Schichtfolge beginnt mit einem weiBlich- bis gelblich-grauen konglomeratischen Kalk, der triadische Gesteine diskordant uber-lagert. In der Grundmasse des Kalkes befinden sich eckige Kalk- und Dolomitbrockchen aufgearbeiteter Triasgesteine. Ahnliche Konglomerate beschreiben auch H e r i t s c h und S e i d 1 sowie Tornquist vom Siidrand des Krško polje. Schichtfolge des Miozans im nordwestlichen Krško polje Uber der konglomeratischen Basis liegen gelbe bis graugelbe Kalke, die in graue h arte Kalke iibergehen. Dariiber folgt eine machtige Serie von Kalken und Mergeln mit kugeligen Kalkknollen (Kalkalgen). Die Kalke sind braun gefarbt und enthalten meist nur kleine, kugelige bis zvlindrische Gebilde, die im Anschlag das Bild konzentrischer Ringe zeigen. In den lockeren, kalkig-sandigen Mergeln (nordlich oberhalb Osrešje) sind die Kalkknollen bis kinderfaustgroB und lessen sich leicht aus ihrem Verband herauslosen. TRIAS K RE IDE T orton Mitron TERTIAR Sormat Klrnovik Unltrpann on IRvhfto roil Photon Dor Bolrodort-Schotfr Zagrod QUARTAR Poljan* Zlogonj» Zburt Kltvtvi Skocjan + 17} Zavinjtk Stara vas Radulja il Jakob 'O Dotruika vas Osrrljt marjna Osrtij* Tomaija va. Slrtlac 'O Ruhna vas Oradinj* Sao- O Smarjtikt toplict Kronovo O Kartenbeilage: Zur Geologie im nordwestlichen Krško polje Ausbildung Zone (Vergl. Tab. 9 u. 11) S A Schluffige Mergeltone weiche Mergel Bruchschillkonglomerat Zone III H M A Wechsellagerung von Tonmergeln und Mergelkalken Zone II T Schluffige Mergeltone Basiskonglomerat Zone I T 0 oberes R T Leitha-Bildungen (Mergel und Lithothamnienkalke) Zone VI Wechsellagerung von Mergeln und mergeligen Kalken (Leitha-Bildungen) Zone V O N unteres Schluffige Mergeltone Zone IV Zone III Tuff Schluffige Mergeltone und Tonmergel Kalke und Kalk-sandsteine (Leitha-Bildungen) Zone II Basisschichten Zone I Tabelle 1. Schichtfolge des Miozans im nordwestlichen Krško polje Die Mergel mit Kalkknollen begrenzen als Hangendes einen in sich geschlossenen Schichtkomplex, der als »untertortone Basisschichten* auf der Karte gesondert ausgeschieden wurde. Zu den Basisschichten zahlen auch die — teilweise murben — Kalke und Mergel mit Kalkknollen. auf denen die Qrtschaft Bela cerkev errichtet ist. S tac he (1358), auch He-ritsch und Seidl (.1919) hielten diese Schichten fur eine jiingere Ablagerung, zumal rundumher Anzeichen fur sarmatische Ablagerungeh gegeben wareri. Es handelt sich aber um eine vom Vinji vrh abgerutschte Sdholle der Basisschichten (siehe Abb. 2), die sich uber sarmatische Ablagerungen geschoben hat. Auch die Scholle ostlich der Storung von Draga, unterhalb der Hohe 389, ist durch Rutschung dorthin gelangt. — Nicht iiberall sind die Basisschichten so machtig ausgebildet wie am Nordhang des Vinji vrh! Die Kalke und Mergel mit rundlichen Kalk-knollen konnen auf einem dunnen Schichtstreifen reduziert sein oder auch fehlen; das ist faziesbedingt. Wo untertortone Basisschichten im Arbeits-gebiet anstehen, sind sie kalkig ausgebildet. In Richtung ehemaliger submariner Schwellen nehmen die Bildungen an Machtigkeit zu. Im Bereich submariner Mulden sind die kalkigen Basisschichten zu Gunsten fein-klastischer Ablagerungen reduziert. ttber den Basisschichten folgt eine Serie schluffiger Mergeltone und Tonmergel (Tegel). — Zwischen dieser Schichtfolge und den Basisschichten liegt haufig ein Horizont mit groBwuchsigen Ostreen (Bruch-stiicke bis zu 2 kg), den auch H e r i t s c h und S e i d 1 sowie Torn-quist am Rande von Gorjanci beobachtet haben. — Die Serie der feinklastischen Ablagerungen kann in ihrem Lie^endabschnitt noch von kalkigen Schichten unterbrochen sein. Das betrifft Gebiete aus dem Bereich ehemaliger submariner Erhebungen (Poljane, Zagrad). In diesem Falle treten Leitha-Bildungen, Kalksandsteine und kalkige Mergel auf, die in schneller Folge mit weichen Tonmergeln und Mergeltonen wechsel-lagern, schlieBlich aber in schluffige Mergeltone ubergehen. Die Farbe der Mergeltone ist wechselnd, vorherrschend aber grim und braun. Auch in der Festigkeit ergeben sich Unterschiede. Sie sind durch verschiedenen Schluff-, Feinsand- und Kalkgehalt bedingt. Ein geringer Kalkgehalt ist stets nachweisbar. Bei anstehenden Ton- und Mergelgesteinen bewirkt er einen blaulichen bis grauen Verwitterungsuberzug. Im Verband der feinklastischen Sedimente des Untertortons wurde der Horizont eines vulkanischen Tuffes von meist 25 cm bis 40 cm Machtigkeit angetroffen. Dieser Tuff erwies sich bei der Kartierung als brauch-barer Leithorizont. Er ist haufig aufgeschlossen, und vor allem tritt ein Tuffhorizont im Profil der tertiaren Ablagerungen des nordwestlichen Krško polje nur einmal, an dieser Stelle, auf. In dem graugriinen selten blaugrauen dazitisch-rhyodazitischen Tuff sind Biotitblattchen nur selten erhalten (Vinji vrh), meist schon herausgewittert. Haufig ist Glas-substanz an der Basis des Tuffhorizontes in einem schmalen Streifen angereichert. Ein mergeliger oder toniger Tuffit bildet den Ubergang zum Hangenden. Selten ist der Tuff direkt von weiBen, plattigen Mergeln (Vinji vrh) uberlagert. — Im Liegenden des Tuffhorizontes scheint lokal ein kleines, linsenartig ausgebildetes Kohlefloz aufzutreten. Ich selbst habe das Floz nirgends beobachten konnen, doch scheint sein Vorkommen auf Grund glaubwiirdiger Angaben (Brunnenbauer) wahrscheinlich. — Uber dem Tuff folgen wieder schluffige Mergeltone und eine etwa 1 m mach-tige helle Kalkbank, die im Bereich submariner Schwellen und Erhebungen groBere Machtigkeit erreichen kann. — Untertortone Tonmergel und Mergeltone bedecken den Nordhang des Vinji vrh-Sattels westlich der Storung von Draga. Auch der Halbsattel von Zagrad ist hauptsachlich von untertortonen feinklastischen Ablagerungen bedeckt. In den kalkig- mergeligen Schichten des Untertortons befindet sich neben anderen Mol-lusken massenhaft Cardium hians. Die Mergeltone fiihren reichlich Fisch-schuppen und Pflanzenhacksel. Der durch Stache bekanntgewordene FOssilfundpunkt von Smarjeta mit Turritella carniolica befindet sich in griinen und braunen schluffigen Mergeltonen des Untertortons. Diesen Fossilhorizont mit zahlreichen groBwiichsigen Turritellen traf ich auch auf dem Hiigel westlich von Zbure an. Leitha-Bildungen bei Zloganje und ostlich Skocjan entlang der Radulja geben einen Hinweis fur das Auftreten groiierer submariner Schwellen im Untertorton des nordwest-lichen Krško polje. Die hoheren Anteile der Leitha-Bildungen gehoren vielleicht dem unteren Obertorton an. Die mit 7° gegen Zloganje anstei-genden Mergeltone und selbst der Tuffhorizont keilen nach Osten zur Schwelle hin langsam aus (Seitenweg westlich Zloganje). Der Ubergang zum Obertorton vollzieht sich allmahlich. Er kundigt sich durch Zunahme des Kalk-, Schluff- und Feinsandgehaltes an. Gelbli-che Farbtone werden vorherrschend. Die obertortonen Schichten werden vor allem von schluffig-mergeligen und mergelig-kalkigen Sedimenten aufgebaut, die sich in schneller Folge ablosen. Harte Kalke sind selten. Einen Eindruck von dem raschen Fazieswechsel in den obertortonen Abla-gerungen vermitteln die Aufschlusse im Hohlweg von Bela cerkev nach St. Jožef (Hohe 392), der AufschluB von Rink, und die Schichtfolge am Hohlweg westlich oberhalb von Tomažja vas. Aus dem Hohlweg westlich von Tomažja vas beschrieb Stache eine Reihe Makrofossilien, die er dem Fossilhorizont von Smarjeta stratigraphisch gleichordnete. Unter Berucksichtigung der Mikrofauna ist eine Parallelisierung der beiden Vorkommen jedoch nicht moglich (siehe oben und vergl. Profil VII). Die stark aufgerichteten Schichten mussen damals verdeckt gelegen haben, sonst hatte Stache hier ihre Lagerung erkennen mussen. — Obertortone Ablagerungen sind ostlich der Storung von Draga auf den Hangen des Vinji vrh und auf dem Halbsattel von Zagrad verbreitet. Innerhalb der obertortonen Schichtfolge treten ein schmaler Horizont fluviatiler Schotter sowie ein diinner Streifen eines weifigelblichen Bentonits auf. Im obersten Abschnitt des Tortons haben Leitha-Bildungen die Vorherrsohaft. Gelbe, feinsandige, weiche Mergel, Lithothamnienkalke und -mergel wurden beobachtet. Daruber folgen schliefilich knollige Lithothamnienkalke sowie Sufiwasserkalke. Die Aufschlusse im oberen Obertorton sind liickenhaft und wurden nur bei Tomažja vas sowie westlich Bela cerkev angetroffen. Das Sarmat Die Ausfuhrungen St aches (1858) enthalten keine Angaben iiber das Auftreten sarmatischer Ablagerungen. H e r i t s c h und S e i d) (1919) vermuteten sarmatische Schichten als Denudationsrest bei Bela cerkev. Tatsachlich befinden sich sarmatische Ablagerungen an der Siid-flanke des Vinji vrh-Sattels. Als schmaler Streifen ziehen sie oberhalb der Krka entlang der Strafie Ruhna vas—Draga und sind westlich und ostlich der Rutschscholle von Bela cerkev aufgeschlossen. Wahrend an der Nordflanke des Vinji vrh-Sattels die flachgelagerten Schichten bis zum Untertorton erodiert wurden, blieben die jungeren Ablagerungen an der Siidflanke dank ihrer starkeren Aufrichtung erhalten (siehe Abb. 2). Die hochsten Schichten des Sarmat sind meist eingeebnet und von jungen Auelehmen der Krka uberdeckt. — Gute Aufschliisse sind selten, denn der Streifen mit den weichen sarmatischen Ablagerungen wird landwirt-schaftlich genutzt. Makrofossilien wurden in den Schichten nur vereinzelt angetroffen. Sie konnten deshalb fur eine Gliederung der Ablagerungen nicht herangezogen werden. Auf der nordlichen der beiden Riigelkuppen westlich Bela cerkev war auf einem Acker iiber obertortonen Schichten eine 50 bis 80 cm machtige Konglomeratbank aufgeschlossen. In der Grundmasse eines grauen Kalkes befinden sich neben Molluskenbruch-schill kleine, kantengerundete Trummer aufgearbeiteter Triaskalke und -dolomite, Die Konglomeratbank befindet sich an der Grenze zwischen Torton und Sarmat. Daruber liegende braune Mergel und graue Mergel-tone sind kaum aufgeschlossen. Es folgen graugelbe, schluffige Mergeltone und graugelbe, feinsandige Mergel. die vereinzelt kleine, glatte, rundliche bis langliche Kalkmergelgebilde fiihren und in eine schmale Kalkbank mit den gleichen Gebilden iibergehen. Im Hangenden dieser Bank treten wieder weichere gelbbraune Tonmergel auf, die zu weichen bis plastischen Mergeltonen uberleiten. Braune, schluffige Tonmergel bechlieflen die Serie. Daruber befinden sich Banke eines graugelben, rauhen, schluff-haltisen Kalkes in Wechsellagerune mU braungelben Tonmergeln. Die durchschnittliche Machtigkeit der Banke betragt 30 bis 50 cm. Diese Schichtfolge wird im Hangenden von einer kleinen Schill-Konglomerat-bank begrenzt. Die liber der Bank in Richtung auf die Miozan-Pliozan-grenze folgenden Schichten sind nur luckenhaft aufgeschlossen. Sie be-stehen vorherrschend aus weichen, feinklastischen Sedimenten. Junge Auelehme geben diese Schichten nur in Einzelaufschliissen oberhalb der Strafie Ruhna vas—Draga frei. Unter Berucksichtigung von Schichtlticken ergab sich an Hand der Einzelaufschlusse folgendes Bild: Graugelbe, feste Mergel setzen die Schichtfolge iiber der Schill-Konglomeratbank fort. Eingeschaltet ist eine Bank grauer, rauher Kalke mit runsiger OberfHche. Daruber folgen Tonmereel und crraue, nlastische Mergeltone, deren Schluff- und Feinsandgehalt zum Hangenden hin zunimmt. Daraus ent-wickeln sich braune, schluffige bis feinsandige, blattrige Mergeltone, die wie geschichtete dunne Pappblatter aussehen und reichlich Pflanzenreste (Blattreste) fuhren. Weitere Aufschliisse fehlen. Auch die Grenze Miozan-Pliozan ist nicht aufgeschlossen. Stratigraphische Untersuchungen Im vorangegangenen Kapitel wurde nur die petrographische Ausbil-dung der miozanen Ablagerungen beriicksichtigt und zusammenfassend beschrieben. Die einzelnen Horizonte wurden im Folgenden auf ihren Inhalt an Mikrofossilien untersucht. Fur die Beschreibung wurden solche Aufschliisse ausgewahlt, bei denen grofiere Schichtstofie zuganglich waren. Die Ergebnisse der mikropalaontologischen Untersuchung sind in 9 Profil-Diagrammen zusammengestellt. Unter der Nummer vor den ein- zelnen Schichten laufen die Schlitzproben und ihre zugehorigen Francke-Zellen in der Sammlung des Geologischen Institutes an der Universitat Kiel. Die Aufrichtung der Schichten wurde vernachlassigt; die Horizonte sind in sohliger Lage dargestellt (Vergl. hierzu Abb. 2 und 3.) Bei der mikropalaontologischen Untersuchung wurden alle Mikrofos-silien berucksichtigt, die Foraminiferen der Art nach bestimmt. Auf eine genauere Bestimmung der ubrigen Faunenelemente muBte in den meisten Fallen verzichtet werden. Ostracoden, Echinodermenreste, Spongiennadeln, Kleinmollusken und Molluskenbruchschill sowie Reste von Fischen (Oto- Erklarung der Zeichen und Signaturen: /m Profit: Konglomerat und Brocclo Fluv/atilt Sefiottor Tuff Katk M Kolksandsttin IDQUUI uuuuu IDDUUI Katk mit Kfiottin Mor g H /m Diagramm» hčuf/g M org o t mit K n oil on mittol M or gol ton wonig lithe, Zfihne und Knochen) wurden nur summarisch erfafit. Die Mikro-fauna aus Kalken und harten Mergeln war in alien Fallen so stark korrodiert, daG eine Bestimmung der Fossilien nicht moglich war. Die Pro-ben wurden deshalb in den Diagrammen nicht aufgefuhrt. Das Profil I. Das Profil wurde am Nordhang des Vinji vrh am Wege unterhalb der Hohe 392 (a—e) und westlich davon am Wege siidlich Osrešje (g—o) aufgenommen. Es umfafit eine Schichtfolge, die im vorangegangenen Kapitel als untertortone Basisschichten beschrieben wurde. Das Profil II. Die Schichtfolge wurde in Zagrad unterhalb des Bildstockes an der Wegkreuzung angetroffen. — Die tieferen Basisschichten sind in dem Profil nicht aufgeschlossen. Kalke und Mergel mit Kalkknollen scheinen in dem AufschluB zu fehlen. Das Profil umfafit den oberen Teil der Basisschichten, Leitha-Bildun-gen und eine Folge von Tonmergeln und Mergeltonen des Untertortons. Profil I 0 — • —0 o — e — — e —o G — O — n 073) m (172) e — o —o k ' 'r-l, ', J 07t) i A (170) -- O — 0 o — o — ---- 9 — 0 — 0 0 —» o — i i, i, i L I 1 1 I »' ■» ■' ■' i_i IZL A o A° ° A ° A A ° A° c 0» o b c ac a. c.c o o «*> • o =» s v> o o 5 Die Serie der tonnigen Ablagerungen ist durch den Horizont eines vulkanischen Tuffs gegliedert. Das Profil III. Diese Schichtfolge ist im Hohlweg von Osrešje aufgeschlossen. Zwischen den sud-lich der Ortschaft auftretenden Basisschich-ten (siehe Profil I) und diesem AufschluB liegen die Aufschlufiverhaltnisse so ungun-stig, daB ein durchgehendes Profil nicht aufgenommen werden konnte. Das Profil IV. Hinter der Wassermuhle von Zavinjek ist die Schichtfolge uber dem Tuffhorizont in abweichender Ausbildung aufgeschlossen. Es handelt sich dabei um Ablagerungen der Leithakalkfazies. Die feinklastischen Sedi-mente treten zu Gunsten kalkiger Bildungen zuriick. Die zwischen den Leitha-Sedimenten auftretenden fluviatilen Sande und Schotter im oberen Profilabschnitt verdienen beson-dere Beachtung. In obertortonen Ablogerun-gen am Stidhang des Vinji vrh konnte ich ebenfalls einen dunnen Schotterhorizont beobachten. Den Leitha-Bildungen von Zavinjek fehlen jedoch Mikrofossilien, die eine sichere Einstufung ermoglichen. Das Profil V. Das Profil wurde an der Wegabzwei-gung vom Karam des Vinji vrh den Sudhang abwarts und auf dem Kamm westlich der Hohe 369 aufgenommen. Es vermittelt den AnschluB an die bisher beschriebene Schichtfolge. Die AufschluBverhaltnisse Uber dem Tuffhorizont sind unubersichtlich (Wein-bau). Ein zasummenhangendes Profil ergibt sich ab Horizont b. Dieser entspricht dem Horizont 1 im Profil III. Das Profil VI. Das Profil wurde oberhalb schaft Zalog und westlich des Tabelle 2 der Ort-Guthofes Rink aufgenommen. Dem Horizont a des Profils entspricht Horizont f in Profil V, was durch die Mikrofauna bestatigt wird. Das Profil VII. Das Profil wurde am Hohlweg oberhalb westlich Tomažja vas kartiert. Das Profil VIII. Der AufschluB befindet sich am Feldweg westlich von Bela cerkev. Der Schichtkomplex umfafit die obersten Schichten des Tortons im nord-westlichen Krško polje. Das Profil IX. Die Aufschliisse zu diesem Profil befinden sich am Feldweg oberhalb der Strafie Ruhna vas—Draga etwa 300 m ostlich von Draga. Die Schicht-folge m—q wurde mit Vorsicht aus einer Reihe von Einzelaufschliissen zusammengestellt. Schichtliicken miissen dabei berucksichtigt werden. Der mikropal&ontologische Befund Sieht man davon ab, dafi jede Schicht eine spezifische Mikrofauna fiihrt, so ergeben sich fur grofiere Profilabschnitte gemeinsame Ziige in der Zusammensetzung der Fauna. Vergleicht man dagegen die Faunen dieser Profilabschnitte, so ergeben sich wesentliche Unterschiede in ihrem Fossilbestand, und es zeigt sich, dafi sich innerhalb gewisser Zonen eine Veranderung der Fauna ruckweise, geradezu gesetzmafiig vom Liegenden zum Hangenden vollzieht. An Hand des Faunendiagramms auf Tabelle 11 lafit sich die Verteilung und Entwicklung der Mikrofauna im Miozan des nordwestlichen Krško polje uberblicken. Um ein moglichst geschlos-senes Faunenprofil zu erhalten, wurden Proben aus den Profilen I—IX so ausgewahlt, dafi sich ein fast zusammenhangendes Profil aufstellen liefi. Einige AufschluBlucken in den Profilen I—IX konnten durch Proben (Nr. 185, 180, 76, 77, 85) aus anderen Aufschlussen des Arbeitsgebietes, wo die betreffenden Schichten sicher ermittelt werden konnten, aus-geftillt werden. Die Proben 185 und 180 wurden einem Aufschlufl siidlich Zalog, die Proben 76 und 77 im Hohlweg Bela cerkev—H6he 392 und Probe 85 250 m siidostlich Profil VIII entnommen. Neben einer Vielzahl von Ostracoden sind Nonion aus der Gruppe communelboueanum und Rotalia beccarii das vorherrschende Faunen-element in einer langen Reihe aufeinanderfolgender Profilproben. Diese beiden Formen stellen zahlenmafiig etwa 95aller Foraminiferen. Ihr zahlreiches Auftreten unterstreicht den brackischen Charakter der Fauna. Die »Basisschichten« sind nahezu fossilleer (Probe 170—173). Die Entwicklung der Mikrofauna setzt erst dariiber ein. Die Proben 9—71 umfassen einen Profilabschnitt mit einer artenarmen, individuenreichen Brackwasserfauna. In dieser sind Elphidien, Asterigerina planorbis, Amphistegina lessonii und zahlreiche Fischotolithen mit den Durchlaufer- Profit a. o e o in o -o ® S 3 M? c 2/5 5: S o £ OKO1 s 9 e t> t» * ■o 2 ■o ® •«•» o • •o a o e <* e šs O * ■t 1Š 6 ž e s e a o s J-v N i S O . < % t) ). » C Č "E = -2 3 t - a C C * ^ J •» i«i qq: »o o S "> c e % a « 3 C O 5 c c a o. o g u 2 * o a d c C 0« • 5 C : o, £ >o o «. o S C v» o i?? lil » Q.-0 se.® X o t) C C o s? O C g 3 O C e II I4* 5 if * i: M • 5 s e C o. 3 C «. o a c ki A. £ N « c 25 i.* I ' i o <» * o o »o t w m(166) / k(167) Ji(t9Q h(t$$) 9064) um *(I62) Tu c(t6t) M 60) o T-« i i II Profil /K k J i h(2 7/ m d c(30) Tudi) I ■ ■ * »■ nS5 rm rm i.i.ii.' r ir Tabelle 4 formen Nonion und Rotalia vereinigt. Die Fauna zeigt Anklange an den Typus einer Fauna aus Leitha-Sedimenten. Probe 71 wurde dem Tuff-horizont entnommen. Er fuhrt eine sparliche Mikrofauna. In der an-schlieBenden Schichtfolge (Probe 162—144) beleben zahlreiche Milioliden, Globigerinen und Reussella spinulosa die sonst eintonige Formengesell-schaft. Auf eine schmale Zone im Profil (Probe 60—180) beschrankt sich das Auftreten einer grofieren Anzahl neuer Arten. Neben Nonion und Rotalia dominieren groBwuchsige Exemplare der Gattung Robulus. Einige Arten [Bolivina dilatata, Virgulina (Virgulinella) mtocenica, Cibicides aknerianus, C. austriacus, C, boueanus, C. lobatulus, C. dutemplei/, die vorher meist als Kummerformen und nur vereinzelt im Profil vertreten waren, entwickeln nunmehr eine rege Entfaltung. Eine Reihe neuer Formen wie Gultulina austriaca, Loxostomum digitate, Uvigerina bono-niensis compressa, Eponides haidingeri, Cancris auriculas und Nodngens-rina scripta vermehren den Artenbestand dieser Zone. Es handelt sich meist um marine Formen aas dem Bereich tieferen Wassers. Der folgende Profilabschnitt (Probe 62—196) enthalt eine Auswahl bestimmter Arten aus dem Bestand der Zone mit der reichen Marinfauna. In Vergesellschaftung mit Milioliden (Quinqueloculina akneriana, Q, oube-riana, Q. boueana, Sigmoilina tenuis, Triloculina consobrina) und Elphi-dien (Elphidium crispum, E. fichtelianum, E. macellum var. aculeatum, E. rugosum, E. ungeri) befinden sich Guttulina austriaca, Globulina gibba gibba, Bolivina antiqua (selten!), Bolivina dilatata (selten!), Virgulina schreibersiana, Loxostomum digiiale, Cancris auriculus und Asterigerina planorbis. Neu hinzu kommen Entosolenia marginata und Ammodiscu* incertus, deren Zahl sich zum Hangenden hin vergroBert. In der Fauna sind Formen marin-brakisehen Flachwassers vereinigt. — Mit der ruck-weisen Verarmung der Fauna in Richtung zum Hangenden verstarkt sich die Auslese ganz bestimmter Arten. Selbst die Durchlaufer Nonion aus der Gruppe commune/boueanum und Rotalia beccarii treten allmahlich zuriick. In dem Profilabschnitt mit Probe 85—88 haben Elphidien und Anomaliden die Vorherrschaft angetreten. Daneben konnen sich nur noch Ammodiscus incertus, Milioliden, Globulina gibba gibba, Nonion aus der Gruppe commune/boueanum, Entosolenia marginata, Rotalia beccarii, Cancris auriculus und Asterigerina planorbis — meist in geringer Anzahl — behaupten. Im folgenden Profilabschnitt (Probe 127—129) befinden sich Massen groflwtichsiger Elphidien (Elphidium macellum, E. crispum) in Vergesellschaftung mit Rissoiden. Rotalia beccarii und Globulina gibba gibba sind als Kummerformen vertreten. Die Entwicklung der Fauna hat sich zu Gunsten einer individuenreichen, artenarmen Seichtwasserfauna ent-schieden. Abgesehen von akzessorischen Kummerformen behaupten sich nur noch Arten aus der Familie der Nonioniden. Auch in der weiteren Folge bleibt Elphidium macellum zahlreich vertreten. Im nachsten Profilabschnitt (Probe 126—117) treten Elphidien der Gruppe hauerinum/antoninum aus einer Reihe weiterer Arten (Elphidium rugosum, E. josephinum, Nonion tuberculatum) hervor. Die Proben Pnfii v. s i mi * C C « « C 3 « O o H1S3) #152) f04$ *{H4) ~geoloških« tlakov prirodna poroznost zmanjša bolj, nego bi mogli pričakovati glede na učinek razbremenitve vzorca pri vzetju. Malo je verjetno, da se bodo takšni tiksotropni učinki enako uveljavljali v tleh pod mirno obtežbo, kakršno predstavlja dolinska pregrada; vsaj v območju do nekdanjih geoloških obremenitev (s terasnim materialom) tega ni treba pričakovati. 1.2 Konsolidacija V prvem poglavju smo govorili le o končnih usedkih. Usedek pa novi obremenitvi ne sledi hipno. Potreben je zanj primeren čas, ki je pri zasičenih zemljinah odvisen zlasti od propustnosti zemljine, od njene stislji-vosti in od debeline sloja. - kgfcm* 3. si. Sistem izotah s krivuljami {<*'—e)n = const za vzorec po slikah 2 in 4. Levo zgoraj karakteristični parabolni izohroni. Reproducirano po Suklje, 1957 Fig. 3. Syst£me d'isotaches avec des courbes (a'—e)n »^onst. pour 1'echantillon presents par les Figs. 2 et 4. Reproduit d'apr£s Suklje, 1957 Za napoved razvoja konsolidacije uporabljamo navadno klasično Ter-zaghijevo teorijo konsolidacije (Terzaghi, 1925). Osnovana je na Darcyjevem zakonu propustnosti ob supoziciji, da je upor pretoku izcejajoče se vode edini upor, ki ovira prehod zrnja iz prvotne ravnovesne lege v ravnovesno lego, ki ustreza novi obremenitvi; dalje je suponirana linearna odvisnost med specifičnimi deformacijami in medzrnskimi tlaki v območju obravnavane bremenske stopnje Ao. V vsakem trenutku konsolidacije sestoje celotni tlaki iz medzrnskih tlakov o' in iz pornih tlakov u. V diagramu o ~ z (z so koordinate vzorca v smeri strujanja izcejajoče se vode) je mejnica tlakov u in o' krivulja, ki jo imenujemo izohrono. Tzo- hrone imajo parabolasto obliko in za aproksimativne račune lahko supo-niramo, da je parabola kvadratična (slika 3, levo zgoraj). Terzaghi in Frohlich (1936, pogl. 42) sta s takšno supozicijo podala aproksimativno rešitev tudi za konsolidacijski proces sloja med samo sedimentacijo; v račune je treba uvesti sedimentacijsko hitrost v8 ter srednji vrednosti koeficienta propustnosti k in kompresijskega modula Mv. Zanimiva je ugotovitev, da pridemo s takšnim aproksimativnim računom pogosto do zaključka, da je »primarna« konsolidacija po T e r -zaghijevi teoriji v glavnem zaključena tudi v slojih, ki jih smatramo kot nekonsolidirane. Kot primer navajamo mlade usedline v Stanjonskem zalivu pri Kopru. Suponirali smo j600 let trajajočo sedimentacijo s hitrostjo vg = 3 cm na leto (reducirano na debelino slojev po konsolidaciji), upoštevajoč 18 m debele usedline (h = 18 m), dalje (po laboratorijskih preiskavah) srednji kompresijski modul M* = 5 kg/cm2, srednjo propustnost k = 4.10~8 cm/sec in srednjo »potopljeno« prostorninsko težo y = 0,611 t/m8. Za čas t = 600 let se dobi medzrnski tlak ob dnu sloja pt = 1,092 kg/cm2 = 99,3 % yh. Tak rezultat je tudi v skladu s piezo-metrskimi meritvami Geološkega zavoda v Ljubljani (1955/56), ki je ugotovil pome tlake samo v velikosti možnih drugotnih vplivov. Vendar pa je treba upoštevati, da z uplahnitvijo pornih tlakov konsolidacijski proces navadno še ni zaključen v meri, ki bi jo pričakovali po Terzaghijevi teoriji. Laboratorijska in terenska izkustva povedo, da sledi »primarni«« konsolidaciji še »sekundarna« konsolidacija. B u i s -man (1940), ki jo je prvi podrobneje raziskoval, jo je imenoval tudi »sekularno«, ker traja stoletja dolgo. Laboratorijska opazovanja navajajo k temu, da upada srednja poroznost e v tej sekundarni fazi konsolidacije z logaritmom časa (t v sec) po enačbi e = ex — {Ašx + a6 log101); (3) e„ in ae so konstante konsolidacijske krivulje (slika 4) za določeno bremensko stopnjo Ao = ob — oa. Toda v primeru usedlin v Stanjonskem zalivu je koeficient ae laboratorijskih preiskav razmeroma nizek (povprečno okrog 0,005), tako da po njih ne bi mogli pričakovati za 18 m debele sloje v nadaljnjih 100 letih večjega sekundarnega usedanja nego okrog 0,2 %o za sloje ob dnu in 5 %o za sloje ob površini, skupno torej povprečno okrog 2,6 t. j. manj od 5 cm. Pri takšni cenitvi smo logaritemske premice edometrskih konsolida-cijskih krivulj podaljšali preko opazovalnega obdobja, kakor je to na sliki 2 prikazano za neki v laboratoriju sedimentirani vzorec jezerske krede. Po eni strani je jasno, da enačba (3) ne more veljati brezkrajno dolgo, saj bi mogli pri dovolj velikem času t dobiti za količnik por e celo negativno vrednost. Po drugi strani pa navajajo nekateri laboratorijski podatki in velike gostote prirodnih usedlin (n. pr. jezerska kreda v dolini Soče) k domnevi, da bi mogla potekati sekundama konsolidacija v določeni dobi tudi hitreje kot po logaritemski odvisnosti od časa. Konsolidacijske krivulje za višje obremenitve, prikazane na sliki 2, kažejo, da lahko velikost usedkov v sekundarni fazi celo preseže primarne 0 1 2 3.10 O f 2 3.10* O f 2 3J02 O t 2 3.10 scc — Fin. 20 4. si. Konsolidacijske krivulje za bremensko stopnjo Ao — (8—4) kg/cm2 vzorca, prikazanega na slikah 2 in 3; n = razmerje med začetnimi debelinami prirodnih slojev (hin) in vzorca (h]); nc — 1 ustreza preiskavi v edometru; 1... konsolidacij ske krivulje, ustrezajoče sistemu izotah po si. 2; 2 ... ustrezne Terzaghijeve konsolidacij ske krivulje; 3 ... ustrezne Taylorove konsolidacij ske krivulje (teorija B). Reproducirano po Š u k 1 j e , 1957 Fig. 4. Les courbes de consolidation pour l'intervalle Aa = (8—4) kg/cm2 de 1'čchantillon presents par les Figs. 2 et 3; n = rapport entre les epaisseurs initiales de la couche (hUl) et de Techantillon (hj); nc = 1, correspond a l'essai oedometrique; 1.. ..courbes de consolidation correspondant au systčme d'isotaches selon la Fig. 2; 2... les courbes de Terzaghi correspondantes; 3... les courbes de Taylor correspondantes (thčorie B). Reproduit d'apres S u k 1 j e, 1957 usedke. Včasih je sploh težko določiti prehod iz primarne v sekundarno fazo konsolidacije. Podrobnejša analiza konsolidacijskih krivulj (S u k 1 j e , 1957) pa tudi pokaže, da se celo primarna faza konsolidacije edometrskega vzorca razvija pogosto zlasti pri višjih obremenitvah ob zelo majhnih pornih tlakih. Ob supoziciji, da so izohrone parabolične, lahko izračunamo porne tlake iz opazovane hitrosti konsolidacije in iz direktno izmerjenih količnikov propustnosti. Na sliki 3 (desni diagram) je kot primer prikazana s krivuljo, označeno z nc = 1, sovisnica srednjih količnikov por e in srednjih medzrnskih tlakov o"' za edometrsko konsolidacijsko krivuljo Aa — (8 — 4) kg/cm2. Konsolidacija se že ob pričetku razvija ob zelo majhnih pornih tlakih. Neposredne meritve pornih tlakov so to potrdile. Takšne ugotovitve navajajo k zaključku, da majhna vodopropustnost zemljin ni edina zavora konsolidacijskega procesa. Tudi počasi se razvijajoča konsolidacija suhega zrnja zemljine (primer na sliki 1) kaže, da nudi zrnje s&mo prehodu v novo ravnovesno lego primeren odpor; do določenih obtežb je ta odpor tem večji, čim počasnejše, čim mirnejše je naraščanje obremenitve. Tako upoštevanje sekundarne konsolidacije kakor dejstvo, da se lahko tudi primarna faza konsolidacije razvija drugače kot po Terzaghi-jevi teoriji, sta zahtevali splošnejšo shemo konsolidacijskega procesa. V predhodni razpravi (S u k 1 j e, 1957) je bila takšna shema zasnovana na hipotezi, da je hitrost konsolidacije odvisna od srednjih vrednosti poroznosti (e) in medzrnskega tlaka (a'). Ta odvisnost se ugotovi za zasičene zemljine iz konsolidacijskih krivulj edometrskih preiskav za različne bremenske stopnje ob supoziciji, da so izohrone tako v primarni kot v sekundarni iazi konsolidacije parabolične. Na sliki 3 (spodaj) je prikazan sistem izotah, to je krivulj enake konsolidacijske hitrosti, za jezersko kredo iz usedlin pri Logu Cezsoškem. Takšen sistem izotah lahko služi za konstrukcijo konsolidacijske krivulje poljubno debelega sloja. Konsolidacij ska hitrost, ki je podana s tangento Se na konsolidacijsko krivuljo^ — i, mora biti pač enaka hitrosti, ki ustreza v sistemu izotah trenutnemu količniku por in medzrnskemu tlaku. Porni tlaki, enaki razliki med totalnimi in medzrnskimi tlaki, morajo biti pri tem tolikšni, da je omogočeno izcejanje vode s filtracijsko hitrostjo, ki mora biti ob meji plasti enaka konsolidacijski hitrosti. (Podrobnejša obrazložitev je podana v predhodni razpravi: Š u k 1 j e , 1957.) Po takšnih načelih so bile konstruirane na sliki 4 konsolidacijske krivulje jezerske krede za interval tlakov Aa — (8 — 4) kg/cm2, in sicer za sloje, katerih debelina je 10, 10% 10s in 104-krat večja od debeline edometrskega vzorca. Primerjava s Terzaghijevimi konsolidacijskimi krivuljami pokaže, da se tako konstruirane konsolidacijske krivulje debelejših slojev približajo tistim Terzaghijevim krivuljam, ki se po-vzpno do podaljšane logaritemske premice sekundarne konsolidacije edometrskega vzorca. Iz ustreznih sovisnic med srednjimi vrednostmi količnikov por (e) in medzrnskih tlakov (č') (na sliki 3, desno zgoraj) je raz- vidno, kako različno naraščajo pri različnih debelinah medzrnski tlaki č' na račun usihajočih pornih tlakov. Sistem izotah zelo nazorno pojasnjuje vpliv stopnje geološke konsolidacije na hitrost konsolidacije pod novimi, »tehniškimi« obtežbami. Vzemimo n. pr., da je sedanji navpični geološki medzrnski tlak na jezersko kredo, katere konsolidacijske izotahe so prikazane na sliki 3, v določeni globini 4 kg/cm2, da ta kreda ni bila predhodno pod večjo geološko obtežbo in da je konsolidacija napredovala samo do količnika por e = 0,62. Ce sedaj toliko konsolidirano kredo obremenimo z dodatnim tlakom 1 kg/cm2, bosta pač značaj in hitrost konsolidacije odvisna od debeline sloja; toda začetna hitrost vsekakor ne bo manjša od 5-10"10 sec-1 in ne večja od 2.10~7sec~1. Če pa je bila ista kreda dalj časa konsolidirana, n. pr. do e 0,60, tedaj bo začetna konsolidacijska hitrost nekje v intervalu med 7.10~14sec_I in 4-10"11 sec-1. Tako lahko zaključimo, da bodo v določeni dobi n. pr. 100 let usedki popolneje konsolidirane zemljine ne le absolutno manjši od usedkov mlajše, manj konsolidirane zemljine, temveč se bodo tudi počasneje razvijali. Ce je bila ista zemljina predhodno pod večjimi geološkimi obremenitvami, n. pr. pod težo kasneje erodiranih prodnih naplavin, je seveda večja predhodna obtežba omogočila popolnejšo zgostitev zemljine. Tudi po razbremenitvi je večji del deformacij preostal, saj tudi edometrske preiskave uče, da so povratne deformacije pri nepopolni razbremenitvi, n. pr. od 8 do 4 kg/cm2, razmeroma majhne. Ce bi n. pr. po sliki 3 vzeli, da je bila kreda predhodno konsolidirana pod tlakom 8 kg/cm2 samo do poroznosti e = 0,59, in če bi najprej suponirali, da se njena poroznost zaradi razbremenitve do 4 kg/cm2 sploh ni povečala, tedaj se pod dodatno tehniško obtežbo 1 kg/cm2, to je pod tlakom 5 kg/cm2 ne bo usedala hitreje nego z začetno hitrostjo okrog 5.10"18sec"1 in ta hitrost bo potem stalno upadala. Zato je razumljivo, da reagirajo predhodno pod večjimi geološkimi obtežbami konsolidirane gline — n. pr. sivica pod pregrado Moste — na tehniške obtežbe, ki ne presegajo predhodnih geoloških obtežb, samo z majhnimi, počasi se razvijajočimi usedki. Toda zgoraj smo suponirali, da se zaradi geološke razbremenitve v obravnavani globini poroznost sploh ni povečala. Kolikor se je povečala, je treba upoštevati izkustvo laboratorijskih preiskav, da navadno v področju ponovnih obremenitev sistem izotah primarne obremenitve ne velja več. Možna hitrost konsolidacije je v področju ponovne obremenitve večja. To si tolmačimo s tem, da prehaja zrnje pri ponovni obremenitvi v novo ravnovesno lego — prosto povedano — po že izhojenih poteh. Seveda pa se tudi v tem primeru konsolidacija zasičenih zemljin ne more vršiti hitreje kakor po zakonu filtracije, to je po Terzaghijevi konsoli-dacijski teoriji. Ta se vključuje v našo splošno shemo konsolidacijskega procesa kot poseben primer, v katerem se vse izotahe strnejo v eno samo premo izotaho za hitrost v — 0. Za vsako točko (a', e) na tej premici je doseženo popolno ravnovesje. Ker strukturnega odpora po Terzaghijevi teoriji ni, povzroči vsako povečanje intergranularnih tlakov na račun pornih tlakov prehod v ravnovesno lego s hitrostjo, ki jo narekuje Darcyjev zakon. (Glej Šuklje, 1957.) Tudi v področju ponovne obremenitve torej ne moremo pričakovati, da bi se prekonsolidirana tla vračala v prvotno gostoto hitreje kot po Terzaghijevi teoriji glede na premo izotaho v 0, ki veže v diagramu č"5 — e točki sedanje in predhodne poroznosti. Ko je dosežena predhodna poroznost, naj bi zopet veljal sistem izotah primarne obremenitve. 2. Tektonsko poškodovane hribine 2.1 Tektonsko poškodovane nerazkrojene kamenine Splošne preudarke o deformabilnosti tektonsko poškodovanih nerazkrojenih ali deloma razkrojenih kamenin, ki jo bomo obravnavali v tem in v naslednjem poglavju, smo razvijali že v eni predhodnih publikacij (S u k 1 j e, 1954). Tu bomo skušali te splošne preudarke tolmačiti z apro-ksimativnimi računskimi obrazci. t t h 1 ' „ 5. si. Shema razpokane kamenine Fig. 5. Le schema d'une roche fissuree Določitev deformacijskega modula tektonsko poškodovane, dasi nerazkrojene hribine je zelo pomembna za pravilno dimenzioniranje objektov, kakršni so betonske dolinske pregrade in tlačni rovi. Navadno ga ugotavljamo s poizkusnimi obtežbami na okroglih, kvadratnih ali valjastih ploskvah, upoštevajoč elastostatične zakone širjenja napetosti. Naš namen je, podati računsko shemo za pojasnitev zelo različnih vrednosti defor-macijskih modulov, ki jih pri takšnih preiskavah ugotovimo. Mislimo si, da bi obremenjevali velik valjast vzorec tektonsko poškodovane, nerazkrojene hribine (si. 5). Suponirajmo, da vsebuje vzorec na enoto višine n razpok širine d in da so vse razpoke normalne na smer pritiska. Označimo z Es prožnostni modul nepoškodovane kamenine in z E defor-macijski modul poškodovane hribine. S o& označimo predhodni in s Ob novi tlak na vzorec hribine v intervalu tlakov Ao = ai» — je tedaj (l-n)+g„ W Pri večjih deležih (n) plastične preperine lahko prvi člen v imenovalcu zanemarimo in enačba (9) se tedaj poenostavi v obliko E = J (10) Deformacijski modul (Ep) plastične razkrojine pa je odvisen tako od njene sedanje kot od predhodne obtežbe. Modul močno prekonsolidiranih razkrojin se s sedanjo obtežbo bistveno ne menja — razen blizu površine, kjer je razbremenitev popolnejša in nabrekanje občutno. Prekonsolidacija je lahko posledica tektonskih pritiskov, ki so bili aktivni še po razkroju hribine, ali obtežbe s plastmi, ki so bile kasneje erodirane. Ce pa ne računamo z vplivom takšne predhodne obtežbe, je treba upoštevati naraščanje deformacijskega modula plastične razkrojine z geološko obtežbo, ki z globino (z) približno linearno narašča. o = y z, (11) y = srednja prostorninska teža tal. upoštevajoč — pri tleh s prosto podtalnico — vpliv vzgona. Tudi deformacijski modul prvotne obremenitve narašča s tlaki o približno linearno: Ep — Epo + A o (12) oz. z vstavkom izraza (11) Ep = Ep0 + B z, (13) B = A y. Z obrazcem (13) za Ep dobi tako enačba (10) obliko: E = ^ (Epo + Bz). (14) Za primer, da je Epn = 100 kg/cm2, B = 20-0,0012 = 0,024 kg/cm«, dobimo za razne vrednosti deleža n po enačbi (14) oz. po enačbah (9) in (13) naraščanje modula E z globino z po krivuljah, prikazanih na 6. sliki. Ce poznamo približni odstotek plastične razkrojine, lahko torej ocenimo spodnjo mejo deformacijskih modulov tektonsko poškodovane, deloma razkrojene hribine, kakor naraščajo z globino. Resnični deformacijski moduli bodo seveda tem večji, čim večji delež obremenitve se bo lahko — glede na lego plasti — prenašal po samem trdnem ogrodju. Neposredno s preizkusnimi obtežbami v rovih ali v sondažnih jamah določeni deformacijski moduli se lahko uporabljajo samo za tista področja tal, ki so z izkopnimi deli in s sprostitvijo geoloških in tektonskih sil enako prizadeta kot mesto preizkusne obremenitve. Primerjalne meritve deformacij tal pod dolinskimi pregradami kažejo, da so v večjih globinah tal moduli ugodnejši. Z zgoraj navedenimi računskimi shemami jih lahko — ob kritičnem tolmačenju rezultatov preizkusnih obtežb — vsaj približno ocenimo. Pri tem pa je treba upoštevati tudi vpliv propustnosti tal na razvoj deformacij. Zlasti majhna propustnost dobro ohranjenih trdnih plasti lahko pri njih ugodni legi konsolidacijski proces bistveno zavre. 10000 20000 J0000 kg/cm 50 100 150 200 w W Ng '-v, Fig. 6. 6. si. Deformacijski modul E v odvisnosti od globine z Le module de deformation E en fonction de la profondeur z Kavno zaradi nezanesljivosti določevanja deformacijskega modula tal v večjih globinah s površinskimi obremenitvami oz. z obremenitvami v rovih se zatekajo k metodi ugotavljanja tega modula iz hitrosti širjenja valov v hribini. Za tolmačenje rezultatov se uporabljajo relacije med modulom prožnosti, Poissonovim količnikom in hitrostjo širjenja longitudinalnih in transverzalnih valov, ki jih vzbudijo n. pr. z eksplozijo (geo-seizmično raziskovanje). Kakor pa lahko tako ugotovljeni »dinamični« modul prožnosti zelo koristno služi za relativno ocenjevanje poškodova-nosti hribine in razporeditve trdnih sestavin v raznih smereh, tako se je treba zavedati, da ne moremo dobiti po tej metodi neposrednih podatkov o deformacijskem modulu tal, ki ga moramo uvesti v račun usedanja tal pod statičnimi obremenitvami. Pri tem ne gre toliko za to, ali so ti usedki elastični ali plastični (stalni), temveč za bistvo samega konsolidacij-skega procesa zemljin, ki obstoji v glavnem v zapiranju praznin ob izti-skovanju vode, če so praznine z njo zapolnjene. Neuporabnost relacije med prožnostnim modulom trdnih teles in hitrostjo širjenja valov v njih spoznamo že s preudarkom, da se v zasičeni zemljini valovi ne bi mogli širiti hitreje kot v vodi, to je s hitrostjo okrog 1435 m/sec. Ne glede na to, da voda tako in tako ni snov z nekim prožnostnim modulom v smislu teorije elastičnosti, bi iz tega preudarka sledilo, da za zasičene zemljine z geo-seizmično metodo ne bi mogli izračunati modulov, manjših od 21 000 kg/cm2 (ob supoziciji, da je P o i s s o n o v količnik fi = 0). Vpliv z zrakom izpolnjenih por je analogen, čeprav po velikosti različen. LES CONDITIONS GfiOLOGIQUES DE LA CONSOLIDATION DES SOLS 1. Les sediments recents non petrifies. La consolidation d'un sol donnč soumis aux surcharges techniques depend du charactdre du processus g£ologique de sedimentation, de la grandeur et de la durče des charges g£ologiques permanentes ou transitoires ainsi que des effets dynamiques produits pendant la consolidation; en outre, elle depend de la grandeur et de la vitesse d'accroissement de la surcharge technique et des effets dynamiques pendant et apršs la mise sous une charge. Pour pouvoir interpreter la diversity de la consolidation influencče par des telles conditions, le schema du processus de consolidation par le systčme d'isotaches, pr£-sente dans un rapport prealable (Suklje, 1957), a £tč appliqu£; les isotaches y representent les diagrammes des indices de vides en fonction des pressions intergranulaires, correspondant aux vitesses de consolidation diffšrentes. 2. Les roches fissurees et partiellement desintegrees. Les considerations genčrales, presentees dans une publication prealable (Suklje, 1954), ont ete completees par des schemas analytiques qui peuvent interpreter l'influence de la grandeur, de la forme, du nombre et de la direction des fissures tectoniques sur la diminution du modul de deformation; pour des roches partiellement desintegrees des formules analogues ont 6t6 dčduites, montrant Tinfluence du pourcentage de la matiere desintegrče plastique, de leur disposition dans le massif ainsi que de leur preconsoli-dation eventuelle sur la grandeur du modul de deformation et sur son accroissement avec la profondeur. Enfin on a discute les limites de l'appli-cation directe des resultats du chargement d'essai statique ainsi que celles de la methode g£os£ismique de la determination du modul de deformation. LITERATURA Suklje, L., 1956, Neke primedbe uz račun deformacija temeljnog tla visokih brana u tektonsko poremečenim stenama sa glinovitim sastojcima. Saopšt sa 3. savet struč. Jug. o vis. branama (Bled, 1954), str. 203—204, Beograd. Suklje, L., 1957, The Analysis of the Consolidation Process by the Iso-tackes Method. Proc. 4th int. Conf. Soil Mech. (London), I in III. Terzaghi, K., und Frohlich, O. K., 1936, Theorie der Setzung von Tonschichten. Deuticke, Leipzig. Sprejel uredniški odbor dne I. oktobra 1957. O GEOLOŠKIH RAZMERAH FILOVSKE NAFTNE STRUKTURE Koloman Cigit S 6 slikami Po osvoboditvi smo dosegli viden napredek skoraj v vseh panogah gospodarstva. To velja zlasti za industrijo nafte v Jugoslaviji, posebej pa Še v Sloveniji, kjer pred drugo svetovno vojno sploh nismo imeli proizvodnje nafte. Petrolejske družbe in nekateri posamezniki so sicer računali z možnostjo naftnih nahajališč tudi pri nas, vendar so bila njihova raziskovanja tako majhnega obsega, da niso mogla prinesti uspeha. Podjetje za proizvodnjo nafte v Lendavi, ki se je razvilo med vojno na petišovskem naftnem polju, v prvih povojnih letih ni dobilo dovolj sredstev za raziskovanja. Geologi so že od leta 1951 opozarjali, da so industrijske zaloge v petišovskem polju daleč pod povprečjem, ki je običajno. Vendar so se pričela obsežnejša raziskovanja šele v letu 1954. Prizadevanja so kmalu rodila uspeh na območju vasi Filovci, po kateri je novoodkrito naftno polje dobilo ime. Tu je potem lendavsko podjetje osredotočilo nadaljnja raziskovanja, katerih rezultate bomo na kratko podali v tem referatu. Gravimetrična in magnetometrična merjenja Nemška regionalna gravimetrična karta, ki se je ohranila iz leta 1940, kakor tudi detajlna merjenja Geološkega zavoda v Ljubljani v letih 1953 in 1955 (1. slika) kažejo gravimetrični maksimum pri Bogojini na prehodu gričevnatega dela Prekmurja v ravnino. To geofizikalno strukturo smo po največji vasi, ki leži blizu njenega vrha, imenovali bogojinska antiklinala. Ko pa je bilo odkrito naftno polje v Filovcih, smo jo preimenovali v filov-sko strukturo. Odgovoriti je bilo treba na vprašanje, kaj povzroča gravimetrične anomalije. Ali gre za eruptivne kamenine, od katerih bi po prvotni nemški domnevi prišel v poštev bazalt ali andezit (Gees, Lorenser, 1941). Merjenje vertikalne magnetne intenzitete ni moglo dati točnega odgovora na to vprašanje. Magnetometrični maksimum zahodno od vasi Renkovci (1. slika) ima vrednost 90 gama nad povprečno vrednostjo merjenega območja. Značilno pa je. da leži za 4 km jugovzhodno od gravi-metrlčnega maksimuma pri Bogojini, ki znaša 6,50 mgl. Merjenje vertikalne intenzitete je dalo maksimum tudi jugozahodno od Murske Sobote ob Muri, in sicer na levem bregu 60, na desnem pri Vučji vasi pa 50 gama. Vrtine pri Moti, Murski Soboti in Filovcih kažejo, da temeljno gorovje, sestavljeno iz metamorfnih kamenin, ki povzročajo težnostne anomalije, pada v glavnem od jugozahoda proti severovzhodu, vrednost magnetnih anomalij pa v tej smeri narašča do maksimuma pri Bogojini. Če upoštevamo še, da je magnetometrični maksimum napram gravimetričnemu premaknjen proti jugovzhodu, moramo sklepati, da magnetnih anomalij ne povzroča temeljno gorovje metamorfnih kamenin, ki leže neposredno pod terciarnimi sedimenti, temveč magmatske kamenine, ki leže v večji globini. Odkritje filovskcga polja Računanje reziduuma gravitacije in drugih odvodov težnosti po Elkinsovih enačbah je pokazalo jugozahodno od vasi Bukovnica pozitivno anomalijo, ki ni posledica temeljnega gorovja (Urh, 1954). Na podlagi tega je bila na filovskem območju locirana prva vrtina Fi-1 (2. in 3. slika). Najbližji vrtini, ki so ju izvrtali v letih 1942 in 1943, sta bili v okolici Murske Sobote, in sicer v črnelavcih MS-1 in v Rakičanu MS-2. Temeljno gorovje so dosegli v vrtini MS-1 v globini 791 m (gnajs), v vrtini MS-2 pa v globini 1183 m (sljudni skrilavec). Končna globina MS-1 je bila 791,9, MS-2 pa 1184,6 m(K6rossy, 1946). Ker leži Fi-1 na isti izoanomali kot MS-2, je bilo po analogiji pričakovati v Filovcih globino okrog 1200 m; seizmičnih podatkov, ki bi omogočili boljšo določitev globine, pa ni bilo na razpolago. Vrtanje Fi-1 je trajalo od 16. III. 1954 do 13. I. 1955. Vrtina je dosegla temeljno gorovje v globini 2582 m. Njena končna globina je 2592 m. Gravi-metrično nesoglasje, da ležita dve vrtini s tako različno debelino terciarnih plasti — pri Rakičanu 1183 m, pri Filovcih pa 2582 m — na isti izoanomali, do sedaj ni pojasnjeno. Mogli bi ga razlagati z različno gostoto kamenin temeljnega gorovja. Vendar imamo vzorce na razpolago samo iz filovske vrtine; gostota amfibolita znaša 2,6 (Urh, Novak, 1956). Iz rakičanske in črnelavske vrtine pa vzorcev nimamo. Vrtina Fi-1 je do danes raziskana samo v enem sloju tako imenovane filovske serije na intervalu 2466 do 2476 m. Pri cementaciji zaščitne kolone je ostalo v koloni okoli 100 m cementnega čepa. ki zaradi komplicirane deviacije vrtine in okvar na vrtalnih ceveh do danes še ni prevrtan. Raziskani sloj je dal vodo, ki vsebuje 17,16 g NaCl/lit. in 16,5 mg J/lit. Po Palmerjevi klasifikaciji spada ta voda v I. razred alkalnih vod. Vsebuje tudi naftne kisline. Z vodo je bil dobljen tudi plin, katerega analiza je naslednja: CH4......71,7 °/o vol. CSH„...... 1,7 ®/o vol. CO,......26,6 °/o vol. 100,00% vol. Vrtina Fi-1 torej ni dala dokončnega odgovora o naftonosnosti strukture. Dne 9. XII. 1954 je bila 2 km južno od vrtine Fi-1 locirana vrtina Fi-2, in sicer zopet ob isti izoanomalL Z vrtanjem so začeli 7. II. 1955 in končali 29. VIII. 1055, ko so dosegli temeljno gorovje v globini 2346 m (2. in 3. slika). V dneh od 8. do 10. X. 1955 je bil nastreljen sloj kremenovega peščenjaka, ki leži neposredno na temeljnem gorovju, in sicer na intervalu 2336 do 2342 m. Dne 12. X. 1955 je prišlo do erupcije plina. Analiza tega plina je precej drugačna kot na Fi-1: Filovsko polje je bilo s tem odkrito. Vlažnost plina, ob erupciji je bilo videti precej gazolina, je kazala na bližino nafte; poznejša raziskovanja so potrdila naša pričakovanja. Med vrtanjem vrtine Fi-2 so se začela šele seizmična merjenja. Od 17. I. do 15. IV. 1955 jih je izvajala seizmična skupina Zavoda za geološka i geofizička istraživanja iz Beograda. Zaradi pomanjkanja vrtalnih naorav in zimskega časa so izmerili samo 20 km profila. Od 22. VIII. do 6. XII. 1955 so nadaljevali seizmična dela geofiziki nemške tvrdke Willy Thiele iz Celle, Zah. Nemčija, pod vodstvom ing. Kohlrussa. Izmerili so 60 km profila. Seizmika ni dala kontinuirnih refleksij od temeljnega gorovja. Vzrok temu je verjetno preperela in porušena površinska plast temeljnega gorovja pod sedimentnimi komeninami terciara. V bližini temeljnega gorovja dajo dobre reflekse kontakti laporjev in peščenjakov, tako da približno le lahko dobimo globino temeljnega gorovja na osnovi seizmike. Maloštevilni seizmični profili in dve vrtini pri Filovcih ter MS-1 in MS-2 so nam nekoliko pojasnili zamegleno predstavo o tek-toniki tega ozemlja. Predvsem lahko razširimo sedaj vzhodno nadaljevanje Centralnih Alp vzhodneje od filovskih vrtin. Seizmični profil, ki poteka ob cesti iz Martjanec v Filovce, kaže nekaj manjših prelomov, ampak v glavnem kontinuirni pad temeljnega gorovja in terciarnih sedimentov (P e j o v i č , 1955 in Ko hlruss, 1955). Temeljno gorovje pada precej strmo, zlasti od vrtine Fi-2 proti vzhodu, obenem pada tudi proti jugu. CH4 . c2hu . c,h8 . 94,45 °/o vol. 4,05 °/o vol. 0.97 magnefometričn« izoanomah Kpacuoe: MaiHemoknmpu^QCKua usoqhohcuin Cigit: Fliovaka naftna atruktura GEOLOŠKI PROFIL SKOZI VRTINE FI-5.FI-2,FI-6 IN FH fEO/lOrMMECKMM nPOOMJlb MEPE3 CKBAMIIHbl \A'5,Wi-2,Wl-6 H TEHOCHOH CTPYKTyPbl 4»HJ10BUbI HeMCUKaa perHonajibHaa rpaBHMeTpnqecKaji KapTa (1940 r.), a Tame .vaiepnajiN HccjieaoBaHiitt reojiornqecKoro aaBoja r. J1k>6jijihu b teqehhe 1953 m 1955 rr. (Phc. 1) noKa3HB3K)T rpaB hmctph q e c kh ft MSKCHMyM b6;ih3h c. BoroHHa. 3tot reoH3nqecKntt MaKCHMyM BHanane 6bui Ha3BaH 6oroHHCKoR aHTHKJiHHajibHoti CTpyKTypoft. riocjie Toro, ksk 6hjio OTKpbiTO HJiOBCKoe Heh;iobckvk) HeTenocHy;o CTpyKTypy. M H JllIH BblHCHeHHH IipHMHH, < BbI3blBaiOUUiX rpaBHMeTpHMeCKHH MaKCHMyM B paBOHC c. BoroHHa, Ha Toil >Ke TeppHTopHH 6wjia npoBe^ena MarHHTOMeTpuqecKaa cbeuxa, KOTOpafl nOJIHOCTbIO He pa3"bHCHHJia CHTyaUHH. MarHHTOMeTpHHecHtt MaKCHMyM sanaaHee ot oKpaHHbi c. Pchkobum (Phc. 1) noKasbiBaeT aHOMajiHK) Ha 90 raM. Bailie cpe^KHX noKa3aTejieft, xoTopwe nojiyqeHW b 3tom pattoHe. K K>ro-3anaay ot ropoma MypcKa CoGoia H3MepeHHe BepTHKajibHott hhtchchb-hocth ha jiedom 6epery p. My pa jajio mskcmm^m 60 raM., a Ha npaBOM, b6jih3h ceaa ByMbg Bee, MaKCHMyM cocraBJisteT 50 raM. CKBaacHHH b OKpecTHOCTii c.c. MoTa, HepHenauubi, PaKHqaH h 4>hjiobun noKa-3biBaiOT, qro KpHcrajuiH^ecKoe ocHosaHHe, Koiopoe cjioweno MCTaMoptfmqecKHMH nopoAaMH. norpy>KaeTCfl b HanpaBJieHHH c KD3 k CB. npH stom BejiimHHa MarHHT-Hbix aHOMajmtt HapacTaeT ao MancHMyMa b6jih3h c. Pchkobun, Te Ha tom y*iacTxe, rae KpHCTa.i^hmeckoe ochobamie haxoflhtca Ha CoJibiuett niychhe. !Iphhhm3h bo BHHMamie h tot $akt, qto marhhtomexphqeckhft makchmym no OTHOuieHHio k rpa-bhmetpwqeckomy CMeiueH no HanpaBJieHHio b 4 km k K3B, momho npeanojiaraTb, mto MarHHTHbie aHOMajiHH o6ycjiaBJiHBaioTca He MeiaMopHHecKHMH nopoaaMH KpHCTaji-JiHHeCKOrO 0ch0b3hhh, KOTOpOe JIOKHT HCnOCpejlCTBfiHHO H Ofl TpeTHHHbIMH OTJIOMCe- HHflMH, a HHTpy3HBHblMH MarMSTH4eCKHMH IlOpOAaMH, KOTOpbie paCIlOvlOWCHbl Ha 6ojibiiioft r.iy6nHe n ne BCKpbiibi b HacTOfliuee BpeMH CKBa>KHHaMH. Bo BpeMfl BTOpott MHpOBOti BOftHbl hcm£uko*B6Hr£pCK3H KOMnaHHfl manat Bbi6ypnjia b 3t0m paftoHe abe ckb3>khh3i — oAHy b6;iH3H c. mephenabuhi (ms-1) h Apyryio b6jih3m c. PaKimaH (ms-2). BbiJio ycTaHOBJieHO, hto naHHOHCKHe otjioweiihr 3ajieraioT Henocpe^cTBeHHo ha KpHcrajijiHiecKOM ochobshhh (rHeftcbi b ms-1 h oitoasihhbie c.ianubi b ms-2) h He conepwaT he(}>TeHocHbcx cjioep. (laHHOHCKHe ot-JIOMeHHfl Ha 3T0M yHSCTKe, OCOČeHHO HH/KHe-naHHOHCKHe OTJIOJKfiHHH, XapaKTepH3y-tOTCH Majiott MOIUHOCTbtO. b CBH3H c te m, 4to rpabhmetphieckhe H3oraMM b paftone c. <1>hjiobuu pac-uiHpRiOTCff, a TaioKč Ha ocHOBaHHH HHTepnpeTauHH rpaBHMeTpimecKHX AatiHbix no 3 ji k h h c y, Mb! HaiaJiH 6ypHTb CKBa>KHHy Fi-1. CKBa>KHHa Fi-1 Ha6ypH;ia u rayCHHe 2582 m nopoAbi KpHcrajuinqecKoro 4>yHAaMeHTa — aM4>H6ojiHThi. b 9Tott c«Ba>KHHe 6hiJi HccjieAOBan ctojibko oahh cjiott Ha HHTepBajie 2466—2476 m, koto p bi fi Aa;i cojieHyio BOAy h ra3. ilocjie storo Haiajiocb 6ypeHHe ckbamhhbi Fi-2 Ha toh >ne caMoft ii3orawe, Ha kotopott haxoahtcfl h ckbawhha Fi-1. kpiictajijih»ieckhm (i)yiijiam€HT Hafivpii.ia b rjiy6hhe 2356 m. riepopnpoBaii cjiofl Ha mrrepBSJie 2336—2342 m jvan ra3 co oioeBUM aabjiehhcm 230 aTM. riocjre SToro b ckbawhhe Fi-6 b 800 m cesepHee Fi-2 6ai^a odHapymeHa He cettcMH-^eckafl chemka. CTPATHrPA4»Hfl kphctajuihmeckha 4>yhflameht. b paftone (jwjiobckott ctpyktypw ocnoBamie TpeTHMHbix oTJioweHHtt aiaraioT metam0p4>HHeCKHe nopoAbi. b CKBawMHe ms-2 b6jih3h c. Pa Kima h 3to cjuoahhoh cjiaheu, a b CKBa>KHHe Fi-2 aM<|>H6ojiHT. b Jipyrnx ckbawhhax m bi nojiynnjih TCKTOHHMecKylO 6peKMHK), kotopan coctoht H3 o6jiomkob aM(|)H6o^hta, 6h0tht0b0r0 c.iaHua h KBapueBoro nec4aHHKa. Toptoh. b OKpecTHOCTH r. MypCKa Co6oTa (ms-1, ms-2) toptoh He hb-jinetch. b cKBa>KHHe Fi-1 rpaHHija me>k.ay naHHOHCKHMH n toptohckhmh otjio-/kchhhmh HaxonnTCfl b nny6HHe 2396 m. Šaecb Ha MeTaM0pKeHH5ix o6Hapy>KeHbi TopTOHCKHe 4>opaMH6HHe 2325,7 m. 05Hapy>KeHbi $opaMHHH<|>epbi (/1. p h h b e u, 1955): Nodogenerina sp. Globigerina sp. Bathysiphon sp. B CKBa>KHHe Fi-6 Ha rjiyGnne 2322,6 m h. ByrpHHeu, o6Hapy>khji ay6 pbi6bi n 3aTeM (t)opaMHHH(}>epbi: Haplophragmium sp. b CKBawHHe Fi-3 TopToiicKHe ocaAKH ywe pa3BHTue b Mepre^HCToW 4>aunM. y>Ke Ha niy6HHe 2001 m 6bj.in o6HapyxceHbi 4)opaMHHH(J)epbi, KOTOpbie yKa.^biBaioT Ha TopTOHCKHft B03pacT: Globigerina sp. Uvigerina sp. Bulimina sp. Valvulineria complanata d'Orbigny Sphaeroidina bulloides d'Orbigny ssw PROFIL IZDELAN NA OSNOVI KORELACIJE ELEKTROKAROTAŽNIH DIAGRAMOV ČEZ VRTINE FI-2, FI-6 IN FM nPOcDUJlb nOCTPOEHHbIM HA OCHOBE KOPPEJlflUMM BLEKTPOKAPOTTAWHblX AHAfPAMM HEPE3 CKBAJKMHbl (DH-2,CDM-6,a)MH NNE Geologija, "4. knjiga 3.91. - Phc.3. Cigiv. Fslovofca naftna struktura t NW PROFIL IZIEUN NA OSNOVI UMEUCUE ELEKTIOUMTAZNIH MAEMMOV ČEZ VRTINE FI-6. FI-9 IN FI-1 rmmub DOCTPOEHHUM HA OCHOBE K»KJSIUMH iKKTWIAMTTAlKHblX JMATPANM MEPEJ CKIAlKttMI 4N-6.4M9 HOM-S SE Fi-6 av, 228 m Fi-9 n.v.2oom Fi-8 nv.2idm -1800 Mi LEGEM! - JKrEUU f^l LAPOR -MCPTEJb PEiČCMUK -BECMAHMk KOM6l0MUir- KOHONMCWT EB^l LAPORNATI PEČENJU - KEPrCJIMCTHM KCSAHMC \tLTA CUNAtn LAPOR - DIMHNCTNN MtfTElk J PEŠČENJAK Z SLINASTIM - KPUHMR C OMWCTUM VEZIVOM UUCHTOM 1800 Geologija. 4. knjiga 4. — Pic.4. Cigit; FBowka ufaa aniktai Ha HHTepBajie 2055,4—2060,0 m 6njih BCKpbiTbi otjiowehhfl c octpako.iamh: Cytheridea cf. miilleri v. Munster Ha rjiy6nHe 2202,5—2205,4 m 6i>ijih o6napy>KeHbi 4>opaMHHHayHoft. ot $0-paMHHH(}>ep čhjih HafiAeHbl TOJIbKO: Globigerina sp. Bathysiphon sp. ji. p h ji b e u CHHTaeT, «ito 3a£cb eilie npOAOJIJKaiOTCH TOpTOHCKHe OTJlOWe-hhh. Ot rjiy6HHbi 2507 m b KepHC 6o;ibuie hm MHKpo$aym>i. Abichi cjioh. B hhmhmx r0pH30HTax abichi cjioeB b CKBa>KHHe Fi-1 na hh-TepBane 2015—2019 m o6Hapy>KeHbi ociaTKH Limnocardium sp. h Congeria sp., b CKBa>KHHe Fi-6 (1900 m) 6hijih HaftAeHbi otjiowehhfl c Congeria ornithopsis Brusina. riOMTH BO Bcex CKBa>KHHaX 6bUIH 06HapY>KeHbl OCT3TKH pyKOBOAMUHX HCKO-naeMbJX Paradacna abichi Horn. Ajisi abichi cjioeB ha Haiueft TeppHTOpHH xapaKTepHbi roiocKHe h onpyrjibie (JjopMbi, KOTOpbie Ap. Bnxep (dr. Wicher) Ha3biBaeT (JJopuMH^epbi*. CorjiacHO BeHrepcKHM AaHHbiM (K 6 v £ r y, 1956) sto Testacea hjih Thecamoeba h TOHHee Silicoplacentinae. CorjiacHO sthm ashhum HaMH b CKBa>KHHe Fi-2 (1805,6—1809,6 m) 6iwa 06-Hapy>KeHa Silicoplacentina hungarica Kovary 6ejioro UBeia c AHaMerpOM 1 mm, B ckba>khhe Fi-8 (2470 m) haiueha Silicoplacentina majzoni Kovžry 6ejioro ubeta, ahametp 0,7 mm. Abichi cjioh npeACTaBJieHbi cepbiMH MeprejiaMH, kpcmhiictumh neoiaHHKaMH h pa3JiHKHHbi Fi-1 o6HapynHJIOBUbI, H3MH AaHbl AJIfl HHX eilie lia3BaHHH oČUHHbie b HetJvniHo-reojionmecKoft npaKTHKe. Tan toptohckhc MeprejiH h necna-HHKH, B KOTOpblX haxoahtcfl Het h TSL3, B HaCTOHIli.ee BpeMfl Mil fia3blBaCM $hjiobckoR cepnefi. Haj SToft cepneft 3ajieraiOT eme Tpn cepHH, a hmchho hh>khah 6oroHHCKaa, cpeAHflfl SoronHCKaa h BepxHsifl 6oronHCKaa. (HasBanne Aano no cejiy BoroHHa 6jih3 c. hjiobuh). Bbiuie 3ajieraiOT eme TpH cepHH: hidkhah TeiiiaHOBCKafl, cpeAHflfl TeiuaHOBCKaa h bepxhhh TeuiaHOBCKan (c. TemaHOBUbi). B rjiyfioKHX CKBa->KHHax noA (JmjioBCKofi cepweft 3a.ieraioT nopoAM tsk Ha3biBaeMoft CTpexoBCKoft cepHH (c. CrpexoBUbi). HJioBCKoe He4>TeHocHoe nojie corjiacHo hmcioiummch aatiHbiM c.ieayet otho-CHTb k THny ran Ha3biBaeMbix He(j)THHbix MecTopo>KjieHHfi «norpe5ciiHoro xojiMa» (Burried Hill), 30Ha;iH0r0 BHaa. np0H3B04CTBeHHbltt pe>KHM MeCTOpO)KACHHfl 06yCJI0BJieH AByMfl 4>aKTOpaMH — rjiaBHbJM hctomhhkom SHeprHH fibjinetcfl Hanop KpaeBbix boji. a noA^HneHHoe 3hanehhe nrpaiot pacTBOpeHHbift ra3 h, BepoaiHO, «ra30Baa maima*. TEKTOHMKA riOA TpeTHMHbIMH OCaflOMHblMH nOpOAHMH npOBHHUHH IlpeKMypbe HMeCTCfl HecKOJibKO crpyKTyp, KOTOpbie npeAdaBJiflioT co6oft norpeČeHHbift pen be 4) Kpn-CTaji.iHHecKoro ocHOBaHHH. HaHHbie rjiyČKHHoro CypeHHH n0Ka3MBai0T, mo ckb3->KHHott MS-1 o6Hapy>KeHbi rHeficbi. b CKBa>KHHe MS-2 (PaKimaH) BCKpbiTbi cjiio-AflHbie cjiaHUbi, a bo Bcex CKBaaamax pattoHa ^hjiobuw HaxoAHTCH MeTaMop^nnecKHC nopoAki — b 6ojibiiiHHCTBe cjiyqaeB aMH6ojiHTbi. 3to KpucTaji.TimecKoe ochob3-HHe abarctch np0A0JDKeHHem HeHTpajibHbix Ajibn. TeKTOHHHecKHe h najieoreorpa(|)HMecKHe ycjiobhh b npeKMypbe cjic Ay »ume: Ha hckom MarMaTHqeCKOM ochob3hhh 6blJIH otjio)k€HbI naJie030ftCKH6 CJiaHUbl. BcJie^cTBHe AHHaMoiepMajibHoro MeTaMop<})H3Ma, BepOHTHO bo BpeMfl repmiHCKOfi 3noxH CKJiaA^aTOCTH HH>Kejie>Kaimie ApeBHenajieosoftcKHe ocajoHHbje n opombi 6biJin npeo6pa30BaHbi b rHettcbi, aM<}>H6ojiHTbi h APyrwe MeTaMop^HwecKiie nopoAbi. a BbiuiejiewamHe BepxHenajieo3oftcKHe ropHbie nopoAjt 6buiH TOJibKO MacTHMHO Me-TaM0p4)H30BaHbi h npeočpasoBaHbi b nopoAbi cjikmhwc «t)HJiHTaM. Flocjie 3Toro nocjiejoBana $a3a ap03HH. ripn stom npouecce 6biJia Bepo«THo spoAHpoBaHa noHTH BCfl BepxHflfl nacTb najieo3oftcKHX c.ianueB, ocraTKH koto p hi x bhjihn Ha noBepxHocTH b6jih3h ceji CepAHita h Cothh3, a t a iokc »iacTb hh>khhx CHJibHO MeiaM0p$iH30BaHHbix najieo3ottcKHX ocajoqHbix nopOA. B xopTOHCKoe BpeMfl no-c^eAOBajio 3nefiporeHeTHHecKoe norpyateHHe h flaHHOHCKoe m ope noKpbuio uecb 3ajiHB TpaAUa. OicyictBHe toptohckhx oTJio>KeHH{t ha B03BbimeHHbix ynacTKax KpHcxajijiHHecKoro ocHOBaHHH noKa3biBaeT, mo MOpeM 6imh noKpbiTbi jimiib noA-HOMCbff 3thx nOAHJITHft, B TO BpeMfl KaK HX BepilIHHbl BblCTynaAH b BKA6 OCTpOBOB h3 Mopfl. Pa3Hoo6pa3iie aiwajibHoro cocTaBa toptohckhx ocaAOiHbix ouioweHHft cbhactejibctbyet o nacTOM nepeabhhcehhh 6eperoBofl jihhhu Mopn. AaHHbie h3 CKBa>khh b pafiOHe c. hjiobu,bI nOK33iJBaJOT, HTO He$Tb HaKOnifJiaCb b MeCTaX npHqjieHeHHfl TOPTOHCKHX nopOA — KOAJUKTOpOB k CKAOHOM fioahflthft KpllCTaAAH-MeCKOrO OCHOBaHHfl. Mojkho nonaraTb, hto he$Tb haxoahtch h b yrjiy6jiehh«x ApeBHero norpe-6eHHoro pejibe$a, b Koiopbix iipohcxoahao otjio^kchhc oc3aohhux nopoA TopTOHa, HOCJiy>khbujhx no3AHee b KaiecTBe kojijieKTopob. he4>Tb cjieAyeT HCKaTb 3anaAHee, roiKHee h ceBepHee ckb3>khh Fi-2 h Fi-6, ecjiH TOJibKO npooieAHM Tax Ha3UBaeMyio TH. B03M0>KH0 HaKOIUieHHC He$TH TaiOKC H B HHHvHHX CepHflX CJIOČB, Tan HanpHMep b CTpexoBCKott cepHH, ecjiH TaM pa3BHTbi nopHCTbie nopoAbi nec-MfiHHKH h jih Apyrne Ko^eKTopbi. Mbi ywe nona^h Ha cjieAW He«J)TH b ctpcxobckoW cepHH, TOJibKO MeprejiHCTbie necnaHHKH HeAOCTaTOMHO nopHCTbi. b03m0>KH0, mto He^T MHrpHpoBa.ia b BepxHHe naHHOHCKHe ocaaoMHbie nopoAbi — KOJiJieKTOpu BAOJib CdpOCOBOft AHHHH HAH BAOJib 30HbI KOHT3KTa TpeTHHHWX OTJTO>KeHHtt C KpHCT3AAH-qeCKHM OCHOBaHHeM. LITERATURA Gees, R. H., in Lorenser, E., 1941, Bericht uber die geomagnetischen Untersuchungen im Gebiet von Murska Sobota. PRAKLA, Berlin. G1 u m i č i č, D., 1955, Geološki pregled naftnih polja u Hrvatskoj. Referat na konferenci geologov in geofizikov v Zagrebu od 14.—17. IV. 1955. Hinterlechner, A., 1956, Petrografske analize jeder iz vrtin Fi-1, Fi-2, Fi-3 in Fi-5. Kohlruss, W., 1955, Bericht liber die Reflexionsseismischen Messungen im Messgebiet Lendava. W. Thiele, Celle (Dipl. Ing. W. Kohlruss). K 5 v dry, J., 1956, Ffildtani kozl6ny LXXXVI. kotet, 2 ftizet, Budapest. Novak, J., 1955, Poročilo o merjenju magnetne vertikalne intenzitete, Prekmurje, 1955. Arhiv Podjetja za proizvodnjo nafte, Lendava. P e j o v i č, P., 1955, Izveštaj o reflektivnom sejzmičkom ispitivanju na terenu Lendava. Beograd. Pleničar, M., 1954, Obmurska naftna nahajališča. Geologija, 2. knjiga, Ljubljana. Pleničar, M., 1956, Geologija severozahodnega Pomurja. Arhiv Podjetja za proizvodnjo nafte, Lendava. Prosen, D., Petrovič, I., 1955, Uporedivanje rezultata merenja dobi-jenih primenom seizmičke i gravimetrijske metode na profilu Filovci—Martjanci na terenu Lendava. R i j a v e c, J., 1955, Mikropaleontološki profil vrtine Fi-3, Arhiv Podjetja za proizvodnjo nafte, Lendava. Ur h, I., in Novak, J., 1956, Gravimetrične in magnetometrične meritve v Prekmurju. Referat na sestanku geofizikov v Zagrebu 16.—17. III. 1956. Ur h, I., 1956, Gravimetrične meritve Pomurja. Arhiv Podjetja za proizvodnjo nafte, Lendava. Vugrinec, J., Poročila o mikropaleontoloških raziskovanjih vrtin Fi-4, Fi-5, Fi-6. Arhiv Podjetja za proizvodnjo nafte, Lendava. Zajec, K., 1955, Poročilo o mikropaleontološkem raziskovanju materiala iz vrtine Fi-1. Arhiv Podjetja za proizvodnjo nafte, Lendava. Sprejel uredniški odbor dne 15. maja 1956. O FACIESIH V ZGORNJEM WORDU IN ZGORNJEM PERMU V SLOVENIJI Anton Ramovš Do nedavna smo bili prepričani, da je bil v zgornjem delu srednjega perma na celem ozemlju današnje Slovenije enak stratigrafski razvoj, to je, da so se povsod odlagale klastične grodenske kamenine. Za zgornji perm pa so geologi poudarjali večinoma le stratigrafske razmere pri Zažarju in Vrzdencu z značilno indoarmensko favno. Sele novejša podrobna raziskovanja so pokazala, da je bilo v srednjem in zgornjem permu na tem prostoru več sedimentacijskih področij. Faclesi v zgornjem wordu V zgornjem wordu prevladujejo na Slovenskem grodenski skladi, ki jih najdemo v Karavankah, Loških in Polhograjskih hribih, na Cerkljanskem in pri Idriji, v posavskih gubah, na Kočevskem in po Germov-š k u mogoče tudi na Pohorju. V Karavankah se začenjajo s pisanimi konglomerati in brečami ter prehajajo navzgor navadno v rdeče in rdečerjave skladovite peščenjake in peščene skrilavce. V spodnjem delu peščenjakov se pogostokrat menjavajo konglomeratne in peščene plasti. V vrhnjem delu grodenskih skladov so rdeči, vijolični in zeleni skrilavci, ki se prav zgoraj že menjavajo z dolomitnimi polarni in tako prehajajo v zgornjepermske plasti. V Loških in Polhograjskih hribih, na Cerkljanskem, v idrijski okolici in v posavskih gubah najdemo rdeče in bele kremenove peščenjake z malo sljude, kremenove konglomerate in vijolične ter temnordeče, redkeje zelenkaste peščenosljudnate glinaste skrilavce. Na vsem tem ozemlju doslej še ni bilo mogoče ugotoviti podobnega prehoda v zgornji perm, kot je v Karavankah. Vzrok temu je bržkone v zapletenih tektonskih procesih. Na Kočevskem najdemo kremenove konglomerate, peščenjake in glinaste skrilavce, ki so po Germovšku podobno razviti kot grodenski skladi pri Gerovem na Hrvatskem. Na Pohorju pripada grodenskim skladom bržkone del rdečih kre-menovih peščenjakov, v katere so vloženi konglomerati, breče in zeleni kremenovi peščenjaki. Na podlagi tolike razprostranjenosti grodenskih skladov v Sloveniji je lahko razumljivo, da so predpostavljali geologi enak razvoj tudi za ozemlje današnjih Julijskih Alp, čeprav jih tam še niso poznali. Zato je bilo toliko bolj presenetljivo odkritje neoschwagerinskih skladov pri Bledu in Bohinjski Beli, ki jih po bogati favni uvrščamo v zgornji del srednjega perma. Sestoje iz svetlo- do temnosivih neskladovitih apnencev, sivih apnenih breč in drobnozrnatih konglomeratov. Te kamenine vsebujejo predvsem bogato brahiopodno in zelo pomembno fuzulinidno favno ter so značilen grebenski sediment. Na ozemlje današnjih Julijskih Alp je v zgornjem wordu segal torej zaliv tedanjega sredozemskega morja, v katerem so se sedimentirali tudi apnenci s številnimi favnističnimi ostanki pri Sosiu na Siciliji. V tej zvezi naj omenim še razmere v okolici Mrzle Vodice na Hrvatskem. Tam so po dosedanjih ugotovitvah enako stari kot naši grodenski in neoschwagerinski skladi večidel sivorjavi glinenosljudnati skrilavci s pomembno amonitno favno. Kazen amonitov se pojavljajo v istih plasteh še brahiopodi in školjke. Med kameninami najdemo razen skrilavcev tudi peščenjake in konglomerate. Zveza med temi plastmi in grodenskimi skladi na Kočevskem še ni znana. Razen te bo treba ponovno proučiti tudi stra-tigrafske razmere v okolici Mrzle Vodice in znova obdelati celotno tamkajšnjo favno, ki se zdi v marsičem problematična. Iz do sedaj povedanega sledi, da je prevladoval v zgornjem delu srednjega perma na ozemlju današnje Slovenije kontinentalni razvoj grodenskih skladov, v katerih doslej ni znanih nobenih fosilnih ostankov. Povečini naj bi bile to eolske tvorbe. Na področju današnjih Julijskih Alp je bila istočasno morska sedimentacija apnenih sedimentov. Tam je živela bogata fuzulinidna in brahiopodna favna. S področja sedanje Mrzle Vodice pa je segal morda na slovensko ozemlje tudi glinenoskrilavi razvoj z amonitno favno. Potemtakem sta bila v zgornjem delu srednjega perma na našem ozemlju dva, mogoče celo trijefaciesi. Faciesi v zgornjem permu Prav tako neenotne kakor v srednjem so bile sedimentacijske razmere tudi v zgornjem permu. Na ozemlju današnjih Loških in Polhograjskih hribov ter na Cerkljanskem je bila v celem zgornjem permu enotna sedimentacija, kakršne ne poznamo nikjer drugod v Sloveniji. Tamošnje zgornjepermske plasti moremo razčleniti v tri serije z 12 horizonti. Spodaj je apnena serija skladov s favno kavkaškega in indo-armenskega tipa. Deli se v naslednjih šest horizontov: paleofuzulinski, edmondijski, v horizont s tabulatnimi koralami, diktioklostusni, richtho-fenijski in v horizont s koralo W aagenophyllum indicum (Waagen et Wentzel). Nad spodnjo Ježi apnena serija z redkimi južnotirolskimi tipi in s skromnimi ostanki indoarmenske favne. Deli se v tri horizonte: horizont s komelikanijami in paramarginiferami, v horizont z apnenimi algami, foraminiferami, belerofonti, briozoji in ostanki iglokožcev ter v horizont z žveplenimi gomolji. Tretja je apnenodolomitna serija skladov s prav tako tremi horizonti. Spodaj leži dolomitnoapneni horizont z apnenimi algami, redkimi ostanki krinoidov in s koralo Waagenophyllum sp. Nad njim so luknjičavi dolo-mitizirani apnenci, apneni dolomiti in pasoviti apneni dolomiti, vsi brez fosilnih ostankov. Najmlajši zgornji perm pa sestavljajo dolomiti tudi brez fosilov. Ta razvoj zgornjega perma imenujem po Zažarju žažarski razvoj. V Zahodnih Julijskih Alpah leže spodaj dolomiti ali laporji s sadro. Nad sadrinim horizontom so najprej debelopolasti ali tankoskladoviti luknjičavi dolomiti, nato breče, laporni dolomiti in ponovno luknjičavi dolomiti. Vrhnji del zgornjepermskih skladov sestavljajo tam kompaktni in bituminozni apnenci, ponekod z vmesnimi lapornimi plastmi. V apnencih se pojavlja značilna južnotirolska, to je belerofonska favna, ki je dosti skromnejša kakor v Južnih Tirolah. Med žažarskim in južnotirolskim faciesom v Julijskih Alpah je bila kratkotrajna zveza odprtega morja samo tedaj, ko so se odlagali v Loških in Polhograjskih hribih skladi nad koralnim horizontom z Waagenophyllum indicum. Zveza je potekala nedvomno preko današnjih Vzhodnih Julijskih Alp, kjer moremo iskati mejo med obema faciesoma. Zopet drugačne so bile razmere v Karavankah. Kot že omenjeno, se pisani grodenski skrilavci v vrhnjem delu menjavajo z dolomitnimi plastmi in postopoma prehajajo v zgomjepermske dolomite. Sivi dolomiti zavzemajo, kolikor vemo doslej, cel zgornji perm. Le ponekod najdemo vmes tanjše vložke sadre. V vrhnjem delu zgornjega perma se tu in tam menjavajo skrilavopeščene in dolomitne plasti. Tak razvoj se nadaljuje brez prekinitve v spodnjo triado. Zgornji perm v Karavankah ne vsebuje po dosedanjih ugotovitvah fosilnih ostankov. Mlajši paleozoik imamo na površju s karbonskimi in grodenskimi skladi tudi v posavskih gubah. Oboji skladi so tam enako razviti kot v Loških in Polhograjskih hribih in vendarle v posavskih gubah doslej še ne poznamo zgornjepermskih plasti. Le malo verjetno je, da bi mogli biti v celoti odstranjeni, če so bili odloženi na prostranem področju vzhodnih posavskih gub. Zato bo treba znova podrobno preiskati navedeno ozemlje, če le niso morda kje ohranjeni. Tudi v Loških in Polhograjskih hribih so tektonski procesi zakrili pretežen del zgornjepermskih skladov in le malo-kje še najdemo ozke pasove na površju. Dosedanje ugotovitve potemtakem najbolj kažejo na to, da je bilo v zgornjepermski dobi na prostoru današnjih vzhodnih posavskih gub in vzhodne Slovenije kopno, in sicer če že ne skozi cel zgornji perm pa vsaj v zgornjem delu te dobe. Iz najnovejših podrobnih proučevanj lahko povzamemo, da so bili v zgornjem permu na današnjem slovenskem ozemlju trije faciesi. V Loških in Polhograjskih hribi h ter na Cerkljanskem je bil žažarski razvoj s pretežno kavkaško in indoarmensko favno. V Zahodnih in verjetno deloma tudi v Vzhodnih Julijskih Alpah so se odlagali sedimenti j u žn o t i r ol s k eg a faciesa z značilno belerofonsko favno v najvišjih plasteh. Na ozemlju današnjih Karavank je bilo plitvomorsko področje z dolomitno sedimentacijo. Tu in tam so obstajale lagune, v katerih je nastajala sadra. Ap-neni skladi manjkajo karavanškemu faciesu, pa tudi za favno nibilo življenjskih pogojev. Na ozemlju sedanjih posavskih gub, oziroma vzhodne Slovenije je bilo morda takrat kopno. Navedene ugotovitve kažejo, da je bil razvoj v zgornjem delu srednjega in v zgornjem permu na tem prostoru dokaj pester. Verjetno tudi v ostalem permu na našem ozemlju ni bilo enotnega sedimentacijskega prostora. Večidel nam še manjkajo podrobne stratigrafske proučitve, vendar na obsežnem ozemlju tudi mlajše kamenine prekrivajo permske sklade. ON THE FACIES FROM THE UPPER WORD AND UPPER PERMIAN IN SLOVENIA In the territory of the present Slovenia prevailed during the Upper Word the continental development of the Groden strata. So far no fossil remains have been known in these strata in Slovenia. They are mostly supposed to be aeolian formations. In the region of the present day Julian Alps there was simultaneously a sea sedimentation of limestone sediments. In the sea lived in that time numerous Fusulinidae of the groups Neoschwagerinae and Eover-beekininae and a rich brachiopod fauna. It is possible that from the region of the present day Mrzla Vodica in Croatia reached into southeastern Slovenia strata of clayslate, which contain important ammonitic fauna that the palaeontologists place into the Upper Word. Yet a new study of the whole fauna, which seems in many points problematic, is necessary. Thus there were two facies, perhaps even three, in the territory of the present Slovenia during the Upper Word. During the Upper Permian, there were, however, three facies in the territory of the present Slovenia. In the hills round Škof j a Loka and Polhov Gradec and in the region round Cerkno there was the Zažar facies with a rich Caucasian and Indo-Armenian fauna. The few South Tyrolean species appear only in the second series of the strata. The lowermost two series of the strata are in the limestone development, and the upper one in the limestone — dolo-mitic which in its upper part contains no fauna. In the western and partly probably also in the eastern Julian Alps the sediments of the South Tyrolean facies were deposited with the characteristic Bellerophon fauna (mostly snails of the genus Bellero-phon, Brachiopoda in the greater part of the genera Comelicania and Athyris in the uppermost strata. In the two lowermost series there are strata of dolomite and of dolomite and marl with gypsum, and in the upper one dark limestones. In the territory of the present Karawanken there was as far as we know so far a region with shallow sea water and with dolomite sedimentation. Here and there were lagoons where gypsum developed. The limestone strata do not appear in the Karawanken fades, neither were there living conditions for the fauna. In the territory of the Sava folds and in eastern Slovenia there was perhaps a dry land if not through the whole Upper Permian then at least during the upper part of this period. LITERATURA Germovšek, C., 1954, Petrografske preiskave na Pohorju v letu 1952. Geologija, 2, Ljubljana. Germovšek, C., Novi podatki o mladopaleozojskih in sosednjih mezo-zojskih skladih južno od Kočevja. (V tisku.) Gortani, M. & Desio, A., 1927, Note illustrative della Carta geologica delle tre Venezie, Padova. H e r i t s c h , F., 1934, Die oberpermische Fauna vom 2ažar und Vrzdenec in den Savefalten. Vesn. Geol. inst. kr. Jugoslavije 3/1, Beograd. Heritsch, F., 1939, Karbon und Perm in den Siidalpen und Siidost-europa. Geol. Rundschau, 30, Stuttgart. H er i t s c h, F., 1943, Stratigraphie des Palaozoikums der Ostalpen. Born-triiger, Berlin (korekturni eksemplar). Kochansky-Devide, V. & Ramovš, A., 1955, Neoschwagerinski skladi in njih fuzulinidna favna pri Bohinjski Beli in Bledu. Razprave Slov. akad. znan. in umet., razr. IV, 3, Ljubljana. Kossmat, F., 1906, Das Gebiet zwischen dem Karst und dem Zuge der Julischen Alpen. Jb. Geol. R. A., 56, Wien. Kossmat, F., und D i e n e r, C., 1910, Die Bellerophonkalke von Ober-krain und ihre Brachiopodenfauna. Jb. Geol. R. A., 60, Wien. Rakovec, I., 1951, K paleogeografiji Julijskih Alp. Geogr. vestnik, 23, Ljubljana. Ramovš, A., 1954, Edmondia permiana bisulcata n. subsp. iz belerofon-skih skladov pri 2ažarju. Razprave Slov. akad. znan. in umet, razr. IV., 2. Ljubljana. Ramovš, A., 1956, Razvoj paleozoika na Slovenskem. Prvi jugoslovanski geološki kongres, Ljubljana. Ramovš, A., Razvoj zgornjega perma v Loških in Polhograjskih hribih. (V tisku, glej tam še drugo literaturo.) Teller, F., 1896, Erlauterungen zur Geologischen Karte der ostlichen Auslaufer der Karnischen und Julischen Alpen, Wien. Vogl, V., 1913, Die Palaodyas von Mrzla Vodica in Kroatien. Mitt. aus dem Jb. Ung. Geol. R. A. 21, Budapest. Sprejel uredniški odbor 15. maja 1956. (vRoiiddol) o Slatina Dramlje Prekolje 'a vas Ponikva Iftosenisko SAVINJA ^ Sv. Ana Ogoreoc VočLrui■ Legenda I 1 triad a I 1 miocen I I oligocen 1 I aluvij I I bentonit X bentonitni kop X opuščen kop Geologija, 4. knjiga I. si. — Fig. 1. Rihteršič: Bentonili CELJSKO BENTONITNO PODROČJE BENTONITI V CELJSKI KOTLINI Janez RihteršiČ Z 1 sliko Geološki opis. Vsa znana nahajališča bentonitov v okolici Celja pripadajo k Posavskim gubam ter imajo zato tudi značilno generalno smer vzhod—zahod. Podlaga terciarnih sedimentov so triadne plasti, ki jih podrobneje ne bomo obravnavali. Najstarejši terciarni sediment na površju je sivica, ki so jo do nedavnega prištevali v spodnji miocen. V zadnjem času pa jo po mikrofavni (Papp, 1954) uvrščajo v oligocen. V sivici nastopa vložek andezitnega tufa. Ker je R i j a v č e v a določila iste značilne oligocenske foraminifere tako v talninski kot v krovninski sivici [Cornuspira polygyra Reuss, Cibicides pseudoungerianus (Cushman), Planylina sp., Planulina osnabrugensis (Minister), Cyclammina acutidor-sata (Hantken)], sklepamo, da je tudi andezitni tuf oligocenske starosti. Konkordantno prekrivajo sivico litotamnijski peščenjaki in konglomerati, ki spadajo po nastopajoči mikrofavni (Bolivina dilatata Reuss, XJvigerina venusta Franzenau, Globigerina bulloides d'Orb., Cibicides sp., otolit, ostanki moluskov, iglica morskega ježka) v torton. Slede še kre-menovi peski, ki zaključujejo serijo terciarnih kamenin. Pliocen na obravnavanem ozemlju ne nastopa, edino lokalno nahajališče preperelega proda z glinastim vezivom pri Straži, SSE od Stor, bi lahko predstavljalo erozijski ostanek nekdanjih pliocenskih prodnih teras. Na obrobju sedanjega dolinskega dna nastopajo glacialni, povečini glinasti sedimenti, dolinsko dno pa je pokrito s tanko, največ 20 m debelo prodno oziroma prodnoglinasto naplavino. Postoligocenski tektonski procesi in erozija, ki jim je sledila, so vplivali na bentonitna ležišča predvsem vzhodno od črte Celje—Skofja vas. Zahodno od te črte nahajališča tektonsko niso porušena. Brez dvoma je nudi! keratofirski masiv Kjumberk—Sentjungerta močan odpor tektonskim silam, ki zaradi tega niso tako močno vplivale na terciarne plasti, odložene na keratofirju. Nasprotno pa so prišle v širokem vzhodnem delu mnogo bolj do izraza. Tu je bila v višini Celja v južnem delu kamniško-motniške sinklinale celo dvignjena na dan triadna podlaga. Da se je v tem prostoru uveljavljal dokaj močno tudi dinarski vpliv, nam potrjujejo številne prelomnice in drse z dinarsko smerjo v triadni podlagi. Ben-tonitne plasti so se premikale in gubale tako v alpski kot v dinarski smeri, zato je geološka zgradba nepravilna, kar zelo otežkoča sledilna dela. Jugozahodno od Dramelj sem naletel na temno magmatsko kamenino, ki jo je Zerjavova določila kot bazalt. Ker je bazaltna magma vezana na gleichenberško fazo na zgornjem Štajerskem, lahko trdimo, da je bila tudi ta soudeležena pri tektonskem izoblikovanju vsaj vzhodnega dela celjskega bentonitnega ozemlja. Erozija je močno delovala predvsem v južnem delu zahodnega dela. Tako je bila med Grižami in Teharji popolnoma erodirana krovninska sivica in pod njo ležeča bentonitna plast. Na splošno pa je erozija na večjih površinah razkrila izdanke bentonita, kar danes olajšuje sledilna dela. Bentonitna nahajališča. Bentonit se nahaja med andezilnim tuf oni in krovninsko sivico. Ker je talninska sivica kontaktni člen terciara s starejšimi kameninami, je vodilni horizont pri sledilnih delih. Bentonitna nahajališča sem razdelil na pet vzporednih con od severa proti jugu: 1. cona — severni rob kamniško-motniške sinklinale, 2. cona — severno krilo triadnega grebena, ki deli kamniško-motni- ško sinklinalo, 3. cona — južno krilo istega grebena, 4. cona — južni rob kamniško-motniške sinklinale, 5. cona — severni rob laške sinklinale. Južnega roba laške sinklinale nisem upošteval, ker mi je poznano tam doslej le eno nahajališče.. Bentonitni pasovi so večkrat prekinjeni, čemur so vzrok že omenjeni tektonski in erozijski procesi. Največja ležišča nahajamo vedno v neposredni bližini triade. Na istem ozemlju kot bentonit so v višjih horizontih miocena tudi debeli skladi več ali manj čistega kremenovega peska. Ti vsebujejo ponekod številne grudice bentonita, ki dosežejo debelino 5 cm v premeru. Po tem se lahko sklepa, da so nastopale pred erozijo bento-nitne plasti v Večji nadmorski višini kot danes. Večina današnjih nahajališč se nahaja v višini okoli 300 m. V celjski okolici ločimo klasična nahajališča, znana pred letom 1854, in novo odkrita nahajališča. Med najstarejša evropska nahajališča sodi vsekakor Blagovna pri Proseniškem, NE od Stor, kjer so pridobivali bentonit kot sredstvo za razmaščenje tkanin. Nato je pridobivanje bentonita v naših krajih zamrlo do leta 1929, ko so ponovno pričeli z odkopavanjem. Poleg Blagovne so odprli takrat kope še v okolici Šentjurja. Sistematičnih raziskav še niso izvajali, ker je bilo za takratne potrebe še dovolj zaloge v odprtih kopih — prevladoval je jamski način pridobivanja. Na splošno so takrat menili, da nastopa bentonit samo med Blagovno in Šentjurjem. To domnevo je uspelo ovreči šele konec leta 1956. Tedaj smo s sistematičnim raziskovanjem na podlagi stratigrafskih primerjav našli bogata bentonitna ležišča severno od Celja, kamor se je nato preusmerila vsa raz-iskovalno-eksploatacijska dejavnost. S sledilnimi deli smo ugotovili, da nastopa bentonit tukaj v debelih, regularnih plasteh, katere je mogoče z minimalnimi stroški ekonomično odpreti in odkopavati. Poleg tega pa je tod dobro razvito cestno omrežje, ki omogoča transport s kamioni od kopa do postaje. Nahajališča so oddaljena od železniške postaje do 6 km. Kljub temu pa ne smemo pozabiti nahajališč med Blagovno in Šentjurjem, ki so dala v letih 1955—1957 okoli 20.000 ton surovega bentonita. Tu so bili glavni odkopi v Jakobu pri Šentjurju, Straži, vzhodno od Stor ter v Ogorevcu in Blagovni, severovzhodno od Štor. Ta nahajališča so tektonsko zelo porušena, kar včasih zelo otežkoča raziskavo lege plasti z vrtanjem in oceno zalog. Nasprotno pa nastopajo v zahodnem delu kontinuirna nahajališča tako po debelini plasti kot po enotni kvaliteti. Tako je bilo v letu 1957 z vrtinami in useki raziskano nahajališče Slatina, katere zaloge znašajo 130.0001. Ostala nahajališča so še v raziskavi. Nastanek in kakovost bentonita. V zahodnem delu prve cone dosežejo tufske plasti debelino tudi do 100 m, od tega pa je le vrhnja plast bento-nitna. Sledove bentonita nahajamo v kompaktnih plasteh debelozrnatih tufov v obliki kroglastih vključkov ter po krojitvenih razpokah. Poleg tega smo pri vrtanju v Celju jeseni 1956 ugotovili, da bentonit v dolinskem dnu pod sivico, kjer ni tufov, sploh ne nastopa. Zato je za celjska nahajališča verjetno, da so nastala iz andezitnega tufa. V celjskih bentonitnih nahajališčih že na oko ločimo zgornji, svetlejši in spodnji, temnejši bentonitni horizont. Razen makroskopsko se ti dve vrsti razlikujeta tudi po fizikalnih lastnostih. Zgornji del je izgubil delno ali pa popolnoma sposobnost vezanja vode, zato posušen ne vpija več vode in ne nabreka. Kot vezivo v livarskih peskih je neuporaben, pač pa ima povečano kemično aktivnost ter je zelo iskan kot dekolorantno sredstvo za rafinacijo mineralnih in rastlinskih olj. Spodnji horizont pa je obdržal vse značilnosti bentonitov, bogatih z montmorilonitom. Uporaben je predvsem kot vezivo za sintetične peske, za injiciranje, izplako in podobno. Zaključek. V zadnjih treh letih so bili zastavljeni prvi koraki k sistematičnemu raziskovanju bentonitov v celjski okolici. Cilj teh raziskovalnih del je bil predvsem, ugotoviti gospodarsko pomembne zaloge in obenem rešiti stratigrafske probleme. V glavnem je bil ta namen dosežen. Odkrita so bila gospodarsko zelo pomembna bentonitna nahajališča zlasti v zahodnem delu. Pomen teh nahajališč še naraste zaradi dobre kvalitete in ugodnih komunikacij. Sedaj je poznana okvirna zgradba bentonitnih nahajališč. V drugi fazi raziskovalnega dela je potrebno pristopiti k vzorčevanju, izdelavi uporabnostnih analiz ter k podrobnemu izračunu zalog posameznih vrst bentonitov. Ze sedaj kaže, da nudijo celjska bentonitna nahajališča vse pogoje, da se osamosvoje na predelovalnem področju. LITERATURA Grim, R. E., 1953. Clay Mineralogy, New York, Toronto, London. G r i m š i č a r, A., 1954, O montmorilonitnih glinah na Dolenjskem, Geologija 2, Ljubljana. Nosan, A., 1956, Razvoj oligocena in mioeena v Sloveniji, Zbornik: Prvi jugoslovanski geološki kongres na Bledu, 23.—27. maja 1954, Ljubljana. P a p p, A., 1954, Miogypsinidae aus dem Oligozan von Zagorje, Geologija 2, Ljubljana. Pelhan, C., 1954, Rudarsko-metalurški zbornik št. 2, 3-4, (Diferencialna termična analiza glin, stran 157; Glina kot vezivo v sintetičnih livarskih mešanicah, stran 259), Ljubljana. Rakovec, I., 1956, Pregled tektonske zgradbe Slovenije, Zbornik: Prvi jugoslovanski geološki kongres na Bledu, 23.-27. maja 1954, Ljubljana. Rihteršič, J., 1957, Bentonitna nahajališča severno od Celja, Celjski zbornik 1957**. Sprejel uredniški odbor dne 1. oktobra 1957. PALINOLOŠKO RAZISKOVANJE BARIJ NA POKLJUKI IN POHORJU Ana Budnar-Tregubov Z 11 slikami Palinološke preiskave izvrtanih vzorcev šote na pokljuških barjih (Sijec in Veliko Blejsko barje) so pojasnile nekatere geološke probleme ledene in poledene dobe, osvetlile so tedanjo klimo in vegetacijo ter s tem zgodovino gozda na Pokljuki od konca ledene dobe do danes. S palino-loškimi preiskavami izvrtanih sedimentov na pohorskih barjih (Ribniško jezero, Lovrenška jezera, Ostrivec, Kamenitec, Borovje in Črno jezero) pa smo skušali pojasniti nekatere geološke probleme poledene dobe v Slo- 1. si. Barja na Pokljuki Fig. 1. Les tourbižres sur le plateau de Pokljuka veniji. Prav tako smo hoteli osvetliti del holocenske klime in tedanje vegetacije ter s tem zgodovino gozda na Pohorju od zgodnje tople, t. j. borealne dobe do danes. Z raziskovanji vrhnjih plasti šote smo razložili sedanji sestav gozda na Pokljuki in na Pohorju ter pogledali na življenje in delo ljudi, ki so vplivali s kulturami in senčnjami na ta gozd v najbližji preteklosti. 0 so 100 n 1 i l i I ......J 2. si. Skica projektiranih vrtin na barju Sijec (Pokljuka) Fig. 2. Schema des sondages de la tourbičre de Sijec (plateau de Pokljuka) Potrebe gozdarstva v letu 1956 so pokazale na nujnost palinoloških terenskih in laboratorijskih raziskovalnih del. Zato je bila 16. junija 1956 sklenjena pogodba med ing. S. Sotoškom, izdelovalcem gozdno-gojitvenega in melioracijskega načrta pri Upravi za gozdarstvo OLO Kranj in Geološkim zavodom v Ljubljani za vrtanje in vzorčevanje šote na dveh barjifi na Pokljuki ter za palinološko preiskavo in obdelavo izvrtanih vzorcev šote. Za rešitev nekaterih vprašanj, ki se nanašajo na pohorske gozdove, pa je Inštitut za gozdno in lesno gospodarstvo Slovenije sklenil 17. avgusta 1956 z Geološkim zavodom v Ljubljani pogodbo za vrtanje in vzorčeva- nje šote na šestih pohorskih barjih ter za palinološko preiskavo in obdelavo vzorcev. Barja na Pokljuki 1. slika kaže lego barja Šijec ter položaj Velikega Blejskega barja in drugih manjših barskih površin na Pokljuki. Na 2. in 3. sliki pa so z rimskimi številkami označena mesta predlaganih vrtin na barju Šijec in na Velikem Blejskem barju. Na vsakem barju smo izvrtali po dve vrtini. 3. si. Skica projektiranih vrtin na Velikem Blejskem barju (Pokljuka) Fig. 3. Schčma des sondages dela grande tourbičre de Bled (plateau de Pokljuka) Skupna globina vseh štirih vrtin je 23,8 m. Vrtali smo z ročno vrtalno garnituro v dneh od 19. do 23. junija 1956. Vzorce šote smo dvigali s šapo, gline in peske pa s spiralnim svedrom. Vzorce smo prenesli v Geološki zavod, kjer smo jih še sveže laboratorijsko obdelali po palinoloških metodah, ki so znane iz literature za šoto in za gline. Mikroskopsko smo preiskovali glede na vsebino peloda 38 vzorcev iz vrtine pri točki III barja Sijec na Pokljuki, ki se imenuje tudi Sivec, barje pod Sivcem ali za Črnim vrhom. Globina vrtine Opis vzorca površina šotno blato, vzorec je vzet 1 m proč od vrtine III v vdolbini, kjer se pretaka voda 25 cm rastlinska odeja, sestavljena v glavnem iz šotnih mahov 44 cm rastlinska odeja, sestavljena iz mahov in drugih močvirskih rastlin, ki se pretvarjajo v rjavo šoto; rastlinski ostanki še niso razpadli v majhne delce; med šoto je opaziti nekaj rjavega šotnega blata 52—68cm rjava šota, sestavljena v glavnem iz šotnih mahov in pomešana z rjavim blatom; šapa je pred globino 68 cm šla mimo drevesne korenine 81 cm rjava šota, sestavljena v glavnem iz šotnih mahov in pome- šana z rjavim šotnim blatom; struktura šote je podobna prejšnjim vzorcem in še ni spremenjena v blato 90 cm rjava šota, rastlinski ostanki v njej so bolj zdrobljeni in vsa Šota je bolj mokra 100 cm še bolj tekoča rjava šota, v kateri so zdrobljeni rastlinski ostanki, pomešani s šotnim blatom 110 cm mokra rjava šota, v kateri so rastlinski ostanki pomešani s šotnim blatom 130 cm mokra rjava šota, v kateri so zdrobljeni rastlinski ostanki pomešani s šotnim blatom in rastlinskim ličjem 151 cm . rjava šota s prepletom rastlin (korenine, stebla), malo svet-leje rjava 170 cm rjava šota s prepletom rastlin in z lesnimi vlakni 173 cm rjavo šotno blato 178,5 cm kos lesa je zaustavil šapo, zato ni bilo mogoče dvigniti vzorca, les se je začel v globini 178,5 cm in je bil debel približno 20 cm 190—202 cm tem nor j a vo šotno blato 213 cm zdrobljena rjava šota, vmes temnorjavo šotno blato in ko- renine 240 cm rjava šota s prepletom rastlin (korenine, stebla, les) 260 cm rjava šota s prepletom rastlin, koščki lesa 280 cm rjava Šota s prepletom rastlin, pomešana s šotnim blatom 300 cm rjava šota s prepletom rastlin, pomešana s šotnim blatom, z delci lesa in vejicami 320 cm rjava šota, pomešana s šotnim blatom in koreninami 340 cm rjava blatna šota s prepletom rastlin 360 cm rjava blatna šota, mehkejša, s koreninami dreves in z lubjem 380 cm rjava blatna mehka šota, vmes korenine dreves 400 cm rjava blatna mehka šota, ki je na zraku postala takoj temno- rjava 420 cm rjava blatna mehka šota s prepletom rastlin, na zraku je postala takoj temnorjava 440 cm rjava blatna mehka šota s prepletom rastlin 460 cm ni vzorca, ker je bila šota tako tekoča, da je padla iz šape 470 cm tekoča svetleje rjava Šota, pomešana z zelenosivo glino 480 cm sivozelena peščena glina, pomešana s šoto 485 cm tekoč vzorec je padel pri dviganju iz šape 497 cm zelenkastosiva glina 520 cm zelenkastosiva glina 550 cm svetlejša zelenkastosiva glina 600 cm siva glina, podobna jezerski kredi 700 cm svetlosiva glina 805 cm svetlosiva peščena glina 860 cm svetlosiva glina, pomešana s peskom, pri peščenih zrnih je glina rumenkasta 872 cm svetlosiv pesek Globlje z ročnim svedrom ni bilo mogoče vrtati pa tudi ni bilo potrebno za naloge gozdarstva. Skrajšan opis vzorcev in njihovo globino podajamo na 4. sliki na skrajni levi strani. Iz številk vidimo, da leže od površine do globine 470 cm samo razne vrste šote. Pri tej globini pa se začenjata šota in šotno blato mešati z glino, ki se niže spreminja po barvi in peščenih primeseh. Različne vrste šote so organski sedimenti barja, gline in jezerske krede Barje Sijec na Pokljuki L a tourbiere Šijec de_PokJjuka Vrt f na pri točki III Sondage au point /// 6'<£i}na Opis vzorca Pnfondeur Kdescripiiondel'echantion ^ Tag us Sal t x Betu/a Pin us Picea Abies Mešan h ras lov gozd (aru) 20 30 40 VI VJ — ■S V) «3 ^ šotno blato_ rastlinska odeja rjava šota rjavo šotno blato temno rjo v o šotno blato t} rjava šota z blatom rjava šota nova blatna šota rjava mehka blatna šota 24 brez vzorca tekoča svetlo rjava šota sivo zelena peščena glina brez vzorca zeleno siva glina svetlejša zetenosivo glino 72 siva glina svettosiva glina svettosiva peščena glina svet los iva glina s peskom svettosiv pesek__ Geologija, 4. knjiga Budnar: Barja na Pokljuki in Pohorju \ Veliko Blejsko barje na Pokljuki La grande tour b/dre de Bled Vri i na pri točki J. Sondage au point l. Globina vem Profondevr Opis vzorca Description dci'echantion 15 ošotenei šotni mah 26 lošotene/a rasti, plast 32 48 ošotene/e rostt. korenine oso t. rast t. deti s šot. blatom 80 šotno bia/o z glino 90 rjavo šota 100 161 rjava šoto s šot. blatom 131 202 256 265 rjava šota s šot, blatom 272 283 287 309 šotno blato z glino 320 Črno šotno blato pesek z glino pesek Geologija, 4. knjiga glina s peskom 42 1*0 58 22 24 26 glina s šotnim blatom -V. 00 5. si. — Fig. 5. Budnar: Barja na Pokljuki in Pohorju c: c: <3 S3 "g £ <0 «S Pinus - bor - P ice a - smreka ------------ Abies - jelka .......................- Mešan hrastov gozd (QTU) Fagus - bukev Saliz - vrbo Be tu ta - breza so sediment jezera, peskaste komponente in pesek sam v globini 872 cm pa izvirajo verjetno od bližnjih moren, torej so nanos ledeniške vode. Tudi v profilu druge vrtine pri. točki VI na istem barju Sijec slede od površine navzdol različne šote do globine 470 cm, od tam niže je šoti primešana glina, še globlje pa je sama glina. Torej so razmere šote in gline na barju Šijec na obeh najglobljih mestih barja enake. Podobno je na Velikem Blejskem barju (glej popis vrtine niže in 5. sliko), kjer smo 21 vzorcev iz vrtine pri točki I palinološko preiskali. Tu so manjše globine, zato dobimo začetek gline pod šoto že pri okrog 350 cm. V vrtini pri točki II pa se začenja glina že v globini 310 cm, ker je bilo barje plitvejše tudi zaradi konfiguracije terena. Globina vrtine Opis vzorca 15 cm šotni mah 26 cm ošotenela rastlinska plast, pomešana z glino 32 cm ošotenela rastlinska plast 48 cm ošotenele rastlinske korenine 63 cm ošoteneli rastlinski deli, pomešani s šotnim blatom 80 cm šotno blato, pomešano z rastlinskimi ostanki in glino 90 cm rjava šota s prepletom korenin 100—125 cm tekoče šotno blato je padlo iz šape 161 cm rjava šota s prepletom rastlin in redkim šotnim blatom 181 cm rjava šota s prepletom rastlin in redkim šotnim blatom 202—232 cm tekoče blato je padlo iz šape 256 cm šapa nasedla na les 265 cm mahovinasta rjava šota, pomešana s šotnim blatom 268 cm šapa nasedla na les; tekoč vzorec je padel iz šape 272 cm rjava šota s prepletom rastlin in malo šotnega blata, šapa zadela na les 283 cm šapa nasedla na les 287 cm rjava šota s prepletom rastlin in šotnim blatom, vmes koščki zgoraj razrezanega lesa 309 cm črno šotno blato, vmes korenine in les, malo pomešano z glino 320—338 cm črno šotno blato, vmes rjava šota 353 cm črno šotno blato, pomešano s šoto in glino 381 cm zelenosiva glina, pomešana s šotnim blatom, z zelenimi zrni peska in glino 400 cm zelenosiva in rjava glina, pomešana s peskom 420 cm zelenosiva peščena glina, pomešana z raznobarvnim peskom 421 cm pesek, pomešan s svetlejšo glino 437 cm drobnejši pesek, zelenkastosiv in rumen, pomešan z zeleno-sivo glino 442 cm ni vzorca, zgornja šota se je zarušila med pesek 458 cm pesek kot pri 437 cm, zarušen s šoto 473 cm zbit svetlorjav pesek Na 4. in 5. sliki slede za številkami globine vzorca in za opisi vzorcev razpredelnice s številkami, ki kažejo odstotni delež peloda v zgornji rubriki navedenih dreves v posameznih vzorcih. Med drevesi navajam najprej iglavce po vrstnem redu: Pinus, Picea, Abies, Larix in Juniper us. Tem slede listavci, in sicer najprej Salix in Betula, ki sta važni bolj za spodnje plasti. Med vrbami in brezami ter med bukvijo (Faguš), ki je udeležena skoro v vseh plasteh z višjim odstotkom, sta vneseni še jelša (Alnus) in leska (Corylus). Bukvi sledi v rubriki mešan hrastov gozd (Quercus, Tilia, Ulmus) in vrste drevja z zelo nizkim odstotkom peloda (Carpinus, Castanea, Juglans, Carya, Ostrya, Populus, Acer). Množina peloda nedrevesnih vrst in spor je označena v rubrikah pred pelodnim diagramom in računana v odstotkih glede na drevesni pelod (ne skupaj z njim!). V zadnjih dveh rubrikah je navedeno, koliko preparatov je bilo treba pregledati, da smo našteli nad 100 zrn peloda. Po odstotnih deležih peloda posameznih drevesnih vrst sta narisana pelodna diagrama, ki sta zaradi večje preglednosti in možnosti primerjanja priključena številčnima tabelama. Opis pelodnih diagramov začenjamo od spodaj navzgor, t. j. od starejših k najmlajšim barskim usedlinam. Najgloblji vzorci iz barja Sijec (485—872 cm) vsebujejo v pomembnejših odstotkih pelod bora, vrbe in breze. Borov pelod pripada v glavnem planinskemu boru ali ruševju (Pinus mughus). Malo je peloda rdečega bora (Pinus silvestris) in peloda drugih borovih vrst. Ne samo oblika, tudi meritve velikosti peloda so to pokazale. Primešanega je sicer nekaj manjšega peloda, ki bi lahko pripadal rdečemu boru, toda količine tega so neznatne. Krivulja peloda bora se v spodnjih plasteh močno dviga in doseže višek 85 °/o v vzorcu sivozelene gline 520 cm globoko. Proti koncu tega oddelka začenja padati krivulja peloda bora, ker se začenja dvigati odstotek drugih drevesnih vrst, ki so značilne že za naslednji oddelek. Pelod bora spremlja v veliki množini tudi pelod vrb, med niimi tudi ledeniških vrb (Salix polaris, S. herbacea), katerim je primešan pelod zelišča pelina (Artemisia). Tretja vrsta peloda, ki spremlja v spodnjih vzorcih bor in vrbe, je breza. Gre v glavnem za pritlikavo brezo (Betula nana) pa tudi že za nekatere drevesne vrste brez. Množina peloda breze poraste do 17 °/o. Krivulja peloda bora še ni znatno padla, ker je ta ostal še vedno glavna grmovna vrsta. Vse tri vrste peloda v spodnjih vzorcih so pripadale v tej višini Pokljuke (ca. 1200 m) še zadnji ledeni dobi (wurmu), največ pa dobi umikanja ledenikov s Pokljuke. Del odloženega peloda (smreke, jelke) je bil namreč z vetrom prinesen iz večje oddaljenosti do tedanjega ledeniškega jezerca, saj je njihov odstotek zelo nizek. Ruševje, vrbe, breze in zelišča, katerih pelod prevladuje v spodnjih vzorcih, pa so rasli v bližini. Za to govori visok odstotek njihovega peloda, saj je bilo obrobje ledenika, ki je segal s svojimi jeziki na nekatera mesta na Pokljuki, zaraščeno s temi tremi grmovnimi vrstami. Te tri vrste so bile glavne grmovne vrste, ki so zaraščale okolico jezerca. Značilni pelod, ki spremlja spodnje sloje s pelodom bora, vrb in breze, je tudi pelod zelišč iz družin Caryophyllaceae, Compositae, Gramineaef Cyperaceae, rodov Chenopodium in Dryas ter spore praprotnic in lisičjakov. Zlasti spore alpske drežice (Selaginella sela-ginoides) so pomembne za višjo alpsko lego ob tedanjem gozdu. Tudi pelod zadnjih naštetih vrst kaže na dobo umikanja ledenikov. Ob prehajanju in mešanju gline s šoto v vzorcih 480 in 470 cm zapa-žamo vidno dviganje krivulj peloda drugih dveh drevesnih vrst, smreke (Picea) in bukve (Fagus). Ti dve vrsti ostaneta skozi vse šotne plasti glavni drevesni vrsti, katerih pelod se je ohranil v večjih množinah poleg peloda bora. Iz množine peloda smreke in bukve sklepamo, da sta ti dve vrsti rasli v obrobju barja, bor, t. j. ruševje pa je raslo na samem barju. Množina peloda bora, ki je ob prehodu glin v šote postopoma pravilno padla, se od tod navzgor do površine drži vedno povprečno okrog 16 °/o, kar dokazuje, da je rastlo ruševje neprekinjeno na pokljuškem barju in še sedaj leži barje med samim ruševjem, v rastlinski združbi z njim pa so se ohranili do sedaj na teh barjih floristični glarialni relikti. Bukov pelod začenja spremljati ob prehodu gline v šoto tudi pelod jelke (Abies). Ker je pelod smreke in jelke v posameznih preparatih deloma bolj ali manj razpadel, smo šteli k procentom tudi tiste odlomke, ki predstavljajo večje dele celega peloda in ki jih je bilo mogoče še določiti. Pelod smreke prevzame skoro ves čas dominanten položaj, bukov pelod ga prekosi le v globini okrog 150 cm, ko tudi množina borovega peloda poraste. V drugih srednjeevropskih barjih se pelod smreke dvigne časovno za pelodom bukve. Razliko napram drugim srednjeevropskim postglacialnim pelodnim diagramom kaže pelodni diagram barja Sijec na Pokljuki tudi v tem, da za pelodom bora in pred pelodom bukve ne najdemo viška peloda leske (Corylus) in vrha peloda dreves mešanega hrastovega gozda (Quercus, Tilia, TJlmus). Sicer se pelod mešanega hrastovega gozda kaže med pelodom bukve, smreke in bora, toda v nižjih odstotkih, odraža se le njegov slaboten višek krivulje. Razlago o tem bomo podali v naslednjih vrsticah. Zaradi boljše preglednosti nismo v pelodnem diagramu risali krivulje peloda leske, kakor tudi ne peloda drugih drevesnih vrst, ki ne dosežejo višjih procentov. Iz istega razloga nismo vrisali pelodnega diagrama jelše (Alnus), čeprav doseže, toda samo enkrat v globini 260*cm, 13 °/o, sicer pa ue preseže drugje 10°/o. Obe krivulji peloda breze in vrb, ki sta imeli v spodnjih vzorcih važno vlogo, sta v šotnih vzorcih manj pomembni, saj so bile breze in vrbe samo spremljevalke drugih drevesnih vrst. Pelodni diagram Velikega Blejskega barja se ne začenja tam, kjer pelodni diagram barja Sijec, ampak nekoliko kasneje. Spodnje plasti glin in peskov od globine 473 cm do 400 cm vsebujejo le sledove peloda dreves, iz katerih ni mogoče narisati pelodnega diagrama. Zato pa se začenja pelodni diagram tam, kjer se kaže že visok odstotek peloda bora, smreke, "breze, vrbe in leske. Takoj nato preide v diagram, ki je znan že za barje Sijec, kjer prevladata smreka in bukev skupno z borom. Vse druge vrste peloda pa stopijo tedaj v ozadje, ker jih je le nizek odstotek. Kjer najbolj pade krivulja peloda bukve, se pokaže vrh krivulje mešanega hrastovega gozda. Na Velikem Blejskem barju najdemo v spodnjih šotnih plasteh več peloda leske (Corylus) kot v barju Sijec, kar bolj ustreza drugim srednjeevropskim diagramom. Poskusimo podati še potek vegetacijskega oziroma gozdnega razvoja, kot ga kažejo pelodni diagrami. Ne bi bilo pravilno, če bi hoteli rekonstruirati gozdni sestav Pokljuke v postglacialni dobi kar na ta način, v rjavem šotnem blatu v globini 65 cm. Nato pa krivulja leske spet pada do površine. Obenem z največjo množino peloda leske se začenja pojavljati pelod bukve; pelod smreke, vrbe in breze pa spremlja tam pelod leske. Ko pada množina peloda leske, se dviga množina peloda smreke, bukve, dreves mešanega hrastovega gozda in bora. Množina peloda vrbe in breze se od tedaj, ko začenja padati krivulja peloda leske, ne dvigne več pomembno (največ do 15 °/o). Ko pada krivulja peloda leske, se pojavi vrh mešanega hrastovega gozda, bukve in smreke. Za drugim vrhom peloda mešanega hrastovega gozda doseže drugi vrh krivulja peloda bukve, nato svoj drugi vrh krivulja peloda smreke, proti vrhu še krivulja bora in pod samo površino tretji vrh krivulja bukve. Krivulja peloda bora kaže, da se je na barju po topli dobi za lesko, mešanim hrastovim gozdom in bukvijo začel naseljevati na barju bor, ki je zaraščal močvirno površino in se je proti vrhu šotnih sedimentov preko vseh drugih drevesnih ali grmovnih vrst najbolj razširil na barski površini, medtem ko so okolje barja zaraščale smreke in bukve. Izmed iglavcev spremlja smreko in bukev v obrobnih gozdovih tudi jelka. Njene krivulje peloda nismo vrisali v diagram, ker se giblje množina njenega peloda med 1 in 8 °/o. Izmed drugih listavcev, katerih krivulj nismo vrisali v diagram, je važnejši še pelod jelše (Alnus od 2 do 17 °/o) in gabra (Carpi-nus i—7 o/o; majhne, a vseeno pomembne so tudi količine peloda kostanja (Castanea 1 °/o), oreha (Juglans 1 °/o), javorja (Acer do 2 °/o) in gabrovca (Ostrya do 3 %). Zlasti zadnja dva sta važna, javor zato, ker se njegov pelod zelo slabo ohranja, gabrovca pa zato, ker sedaj na Pohorju ne raste. S srednjeevropskimi pelodnimi diagrami se nas pelodni diagram dobro ujema, ker je pred glavnim vrhom peloda bukve višek peloda leske in vrh peloda dreves mešanega hrastovega gozda. Krivulji peloda breze in vrbe sta v spodnjih vzorcih važnejši kot v srednjih in zgornjih šotnih vzorcih, kjer sta samo trajni spremljevalki peloda drugih drevesnih vrst. Med iglavci je z gozdarskega vidika pomemben na pohorskih barjih macesen (Lorix). Čeprav se njegov pelod težko ohrani, ga najdemo v nekaterih srednjih in zgornjih vzorcih, toda nestrnjeno. Izmed 43 vzorcev iz Lovrenškega barja smo palinološko pregledali 7 vzorcev. Glede na vsebino peloda in spor daje teh 7 vzorcev pelodni diagram (glej sliko 7. b), ki je zelo značilen za srednjeevropske gozdove v holocenu; v glavnih potezah zelo sliči skrčenemu pelodnemu diagramu Ribniškega barja na Pohorju. Od spodaj navzgor vidimo tele vrhove krivulj: Corylus, mešan hrastov gozd, Picea, Fagus, Picea, Pinus. Zelo podoben obema prejšnjima pelodnima diagramoma je skrčen diagram vrtine v barju Borovje II (7. b slika). Tudi tukaj, kot pri prvih dveh, lahko sledimo zaporedje vrhov krivulj v osmih pregledanih vzorcih; Corylus, mešan hrastov gozd, Picea, Fagus, Picea, Pinus. Iz vrtine ob Črnem jezeru (8. c slika) smo palinološko pregledali vseh 25 vzorcev profila. Prav tako smo pregledali vseh 25 vzorcev vrtine Ib na barju Kamenitec (8. a slika). Izmed 28 vzorcev iz vrtine na barju Ostrivec pod Roglo (8.b slika) pa je zadostovalo pregledati 6 vzorcev. Spodnji vzorci glinastega peska v vseh teh treh vrtinah vsebujejo malo peloda, ali pa ga sploh ne vsebujejo. Pelodni diagrami, narisani po pelodnih spektrih čistih šotnih in z glino mešanih šotnih plasti, nudijo na prvi pogled drugačno sliko kot diagrami na 7. sliki; v bistvu pa so podobni. Lokalni pelodni spektri bora in smreke kvarijo namreč tukaj enotno sliko pelodnih diagramov prvih treh barij. Pelod bora in smreke je tukaj na prvem mestu zaradi lokalnih prilik, ker so ta drevesa rastla v neposredni bližini. Odpadli so tukaj starejši, t. j. spodnji deli pelodnih diagramov, ker so barja mlajša. Krivulja peloda leske v teh diagramih ne narašča, ampak pada. To pomeni, da se je začela sedimentirati šota po dobi leske in mešanega hrastovega gozda, tedaj, ko sta smreka in bukev že zavzeli gozdne predele Pohorja in ko je planinski bor zarasel pohorska barja. Edino na barju Ostrivec je bor do gornjih vzorcev zelo slabo zastopan, šele v vrhnjem vzorcu, to je v sedanjem času, ko zarašča nekatere površine tega barja, ga je 28 °/o. Iz pelodnih diagramov Ribniškega in Lovrenškega barja ter Borovja je dobro vidno, da se je sedimentacija šote, šotnega blata in podobnega materiala začela tam na že sedimentirane glinaste peske v holocenu v zgodnji topli, t. j. borealni dobi, ki se imenuje doba leske v Srednji Evropi, približno 6000 let pred našim štetjem. Razmere so torej popolnoma drugačne kot na Pokljuki, kjer lahko sledimo razvoj gozda začenši z borom, vrbo in brezo od hladne dobe takoj po umaknitvi ledenikov do danes. Na Pohorju je prvi topli dobi leske sledila srednja topla doba z mešanim gozdom hrasta, lipe in bresta, imenovana atlantska doba, kateri je bila v hribovitih predelih dodana smreka. Ta doba je trajala do začetka našega štetja. Od tedaj začenjata preraščati gozd bukev in smreka, njima se umika mešan hrastov gozd; smreka in delno jelka pa nato še ves čas spremljata bukev. Iz pelodnih diagramov Črnega jezera, Kamenitca in Ostrivca pa vidimo, da se je tam začelo sedimentiranje barskih plasti pozneje, in sicer v dobi bukve in smreke, t. j. v pozni topli ali subborealni dobi in v sub-atlantski dobi, kar je bilo 800 do 500 let pred našim štetjem. V zgodovinskem času prevladuje na Pohorju smreka z bukvijo in končno bor, zlasti na barjih, kjer raste ruševje. Tudi ne smemo prezreti gabra, gabrca in javorja, ki ves čas spremljajo razvoj bukovih in smrekovih gozdov. V vseh šestih diagramih lahko opazimo proti vrhu padanje množine peloda bukve, kar lahko spravimo v zvezo z delovanjem človeka v zgodovinskem času, ko je večkrat sekal predvsem bukove in tudi smrekove gozdove (n. pr. oglje za glažute). Prevladovanje peloda bora v zgornjih plasteh pa pove, da se je na barju razvijalo ruševje, ki je končno preraslo močvirne šotne jase. Gozdovi smreke in gozdovi bukve pa so obrobljali barja in rastli v njihovi bližini že tedaj in so ostali tam pomembni do danes. RECHERCHES PALYNOLOGIQUES DANS LES TOURBIERES SUR LE PLATEAU DE POKLJUKA (ALPES JULIENNES) ET DU MASSIF DE POHORJE L'Institut geologique de Ljubljana a entrepris sur la demande du service forestier des recherches palynologiques dans les tourbieres de Sijec et de la Grande tourbiere de Bled situčes sur le plateau de Pokljuka en Slovenie et encore des recherches palynologiques dans les tourbieres, les marais et les lacs situes sur le massif de Pohorje aussi en Slovenie. Le dernier travail fait suite aux recherches deja effectuees dans le massif de Pokljuka. Sur le plateau de Pokljuka ont čtč effectues 4 sondages, dont une partie a etč etudiee du point de vue palynologique. La situation des tour- Geologija, 4. knjiga 8. a si. — Fig, 8. a Budnar: Barja na Pokljuki in Pohorju Kamen/tec ncr Pohorju Ib i5,,XJ9£6, J Sondage <0 •O Cs <1> .U £ to 1 s * 1 i Juniper us ■1 <5 's $ .V C CJ tO -S <0 C3 1 J a Š & «$ U Qr £ % ^ 1 Ch S * 11 t •S 1 <3 I Ž v> c: l k O % •v, $ Skupaj J/sf ovci <0 l £ S c: * 0 § s*. I o S ši Vi % ! § ! Pinus-----■ Fagus — Picea ---------------- Saiix —— Cory/us -..........................-............... Betula ....... Globina cm. Profondeur Op/s vzorca description dechonliilon /' >Ci>UU III USIUV LjU^-U ( 30 rjavo šotno blato 30 30 60 1 3 10 8 14 1 1 2 1 1 40 4 85 1 124 fr « « ^ p> t' 35 •1 v 31 23 -1 55 2 8 8 8 8 2 4 3 5 4 4 1 45 10 105 2 256 N v * ) ¥0 n H H 29 29 56 3 e 10 8 6 2 4 1 7 4 1 42 5 96 1 212 s 9 « , 5 n H f 15 18 1 34 6 15 15 6 3 3 1 7 2 1 66 10 74 1 2S4 > 5. 50 rjavo blato s peskom 31 23 1 1 56 4 e 3 12 6 2 4 4 7 4 1 4 44 j 8 98 4 158 * N 55 rjavo šotno blato 15 15 2 32 2 12 10 15 13 5 5 4 H 3 4 4 68 11 65 4 262 < 60 n n H 15 20 2 1 38 6 12 10 12 e 1 5 2 8 4 4 4 62 7 62 1 142 70 siv in bel pesek ■h +■ -h 5 4 80 zelenosiv pesek + + 2 2 90 n // + 3 4 110 u " 1 120 H U 125 H " 128 II II j 158 II '/ 170 // U 178 u n 190 H // j 215 n // 220 u u -:-; ..............i' "i"" i F ' I I " 'i I ' 'I ' ......... ..........................t T~fr—.rr. ....... - "i-r---r" P..... ....1 *...... ' ----,-"- Geologija, 4. knjiga 8. b si. — Fig. 8. b Budnar: Barja na Pokljuki m Pohorju Geologija, 4. knjiga , c si. — Fig. 8. c Budnar: Barja na Pokljuki in Pohoriu bižres est donnee par le croquis (fig. 1). Apres l'etude topographique de la tourbišre de Sijec (fig. 2) six point ont ete designes pour y faire des sondages mais finalement on n'en a preleve que deux. De la m£me fa?on on a opčrč sur la Grande tourbiere de Bled (fig. 3). Par mis 3 points pre-alablement choisis, on n'a fait des sondages que dans deux de ces points. Les sondages ont et£ effectues le 19 a 23 juin 1956 a Vaide dune tarriere k main. Les echantillons de la tourbe ont ete extrait a l'aide de la «sonde de Hiller* tandis que Targile et le sable avee la tarriere. La profondeur totale des 4 sondages etait de 23,8 m. 38 echantillons ont ete etudies de provenence de la tourbiere Sijec, dont la coupe est representee dans la figure 4. De la grande tourbiere de Bled ont £te etudies 21 echantillons, la coupe est representee dans la figure 5. Les premieres colonnes de ces figures representent la profondeur des sondages en cm, ou ont ete prelevčs les echantillons. La couverture vege-tale de la tourbišre Sijec de 50 cm d'epaisseur est constitute de sphaignes, de vegetaux des tourbidres et de leurs racines. Elle est transformče plus bas en tourbe brune. Jusqu'& la profondeur de 173 cm on no trouve que de la tourbe brune. A partir de cette profondeur jusqu'& 470 cm la tourbe brune est melangee avec de la boue de tourbe couleur brun fonce, ensuite on constate un melange avec de la matišre argileuse. A partir de 497 cm on ne trouve que de Targile grise (qui ressemble a la craie lacustre), qui est partiellement melangee avec du sable. Le sondage se termine a 872 cm avec du sable gris clair. A cette profondeur on a due arreter le sondage, car on heurtait k une roche compacte, dans laquelle la sonde a main ne s'enfongait plus. On distingue les sediments organiques de la tourbe, ensuite les sediments lacustres d'argile et de craie, puis des produits sablonneux, qui seraient de provenance glaciaire. La coupe du sondage au point VI de la meme tourbiere de Sijec montre la m£me proportion de la tourbe et d'argile. On constate done que les deux les plus profonds sondages k Pokljuka ont un profil semblable. Les donnčes des sondages de la Grande tourbiere de Bled donnent des resultats similaires, avec cette difference qu'ici les profondeurs sont moins grandes. A cause de celk nous observons l'argile sous la tourbe d£j& k une profondeur d'environ 350 cm et 310 cm. Dans les figures 4 et 5 la quantite du pollen des differentes essences foresti&res est representee en pourcentages. Entre cettes colonnes et le diagramme du pollen se trouvent les autres colonnes oil sont indiques les pollens des autres especes vegetales, les spores, le nombre des grains du pollen et le nombre des preparations etudiees. Les diagrammes polliniques sont adjoints aux tableaux afin de per-mettre la comparaison de la quantite relative du pollen des differentes essences forestieres exprimee en pourcentage. En considerant ces tableaux nous constatons, que e'est le pin de montagne qui s'est installle le premier tout de suite apr£s le retrait des glaciers. Cette essence ligneuse etait envahissante et occupait toutes les places libres et meme les tourbieres ou elle s'est maintenue jusqu'š pre- sent. D'apres les diagrammes on constate que l'extension du pin de mon-tagne a atteint son point culminant lors de la sedimentation lacustre, representee par les argiles verte-grises a la profondeur de 520 cm de la tourbiere Sijec. Cette sedimentation s'est faite il y a environ 19.000 ans, vers la fin de l'epoque glaciere du Wurm. En meme temps avec le pin de montagne croissaient des bouleaux et des saules, avec d'autres plantes. II dut s'£couler 10.000 ans, pour qu'une couche d'argile de 4 m put se sčdimenter. Cest alors que le pin de montagne dut ceder sa place a d'autres especes ligneuses. Quelque part au voisinage, probablement a des altitudes inferieures, croissaient d'autres essences forestieres, telles que: epicea, sapin, mčlčze, aulne, coudrier, hetre, chines et tilleuls, dont le pollen a £t6 apportč par le vent dans le lac, qui se trouvait a la place de la tourbiere actuelle. On peut done conclure, que le haut plateau de Pokljuka (1000 k 1400 m) n'a pas ete completement recouvert par le pin de montagne, qui se bornait a occuper les altitudes supčrieures et les tourbieres, tandis qu'a des altitudes inf£rieures se dčveloppait une foret d'£pica et de hetre, qui s'est ensuite installee sur le plateau de Pokljuka. Le hetre £tait accompagne par le sapin, mais ce dernier n'avait qu'une extension mediocre. Cet etat sans changements apreciables dura longtemps. Ce n'est qu'a partir d'environ de 30 cm de profondeur, qu'on constate un changement. Le hetre disparait, probablement supprimč par l'homme, car au moyen age il y avait des fonderies dans la region et on faisait du charbonnage intensif. La poussče du coudrier, observče dans l'Europe Centrale, qui suivait la periode des pins, saules et bouleaux, n'est pas du tout nette a Pokljuka. L'extension de l'£picea et du h&tre d'une part et l'altitude de l'autre, ont entravš le dčveloppement du coudrier. De meme la foret mčlangee avec le ch£ne dominant qui devait succedčr au coudrier ne s'est pas developpee a Pokljuka pour la meme cause. La presence du pollen de chene, indiquee dans le diagramme, ne peut etre interpretee, que par l'apport de ce pollen par le vent des regions situčes ii des altitudes plus basses. Sur le plateau du massif de Pohorje il y a six tourbičres, marais ou lacs qui sont les plus importants pour les recherches palynologiques. La situation de ces surfaces tourbeuses est donnee par le croquis (fig. 6). Ce sont: le lac et la tourbiere de Ribnica, les lacs et la tourbiere de Lovrenc, les tourbičres Ostrivec, Kamenitec, Borovje et le Lac Noir. Apres l'etude topographique des surfaces tourbeuses onze points ont ete choisis pour y faire des sondages. L'epaisseur totale des couches, analys<§es lors de ces 11 sondages fut de 23.26 m. Les sondages ont ete effectučs du 10 au 23 septembre 1956 a l'aide d'une tarriere šl main. Chaque fois que ce fut possible, un echantillon fut prelevč tous les 5 cm dans l'epaisseur de tourbe extraite a l'aide d'une -»sonde de Hiller*. L'argile et le sable ont ete pris avec la tarriere a des profondeurs superieures a l'epaisseur de la tourbe. Dans chaque tourbiere a ete effectue un sondage, en tout 6 sondages. D'apres les echantillons de chaque sondage nous avons čtudie la coupe et entrepris une etude palynologique de ces echantillons. Les premieres colonnes des figures 7. a, b et 8. a, b, c representent la profondeur en centimetres des sondages ou ont ete preleves les echan-tillons. Les coupes des sondages et la description des echantillons sont donnes dans la deuxi£me colonne. La couverture vegetale constitue de sphaignes, de vegetaux des tourbieres et de leurs ratines, est de differentes čpaisseurs. Elle se transforme en profondeur en tourbe brune, qui est mčlangee quelquefois avec de la boue de tourbe d'une couleur brune foncee. Ensuite on constate la presence de la boue de tourbe pure ou mčlangče avec de la matiere argileuse. Au fond de la boue de tourbe, qui est dans la tourbičre de Ribnica k 230 cm, on trouve de l'argile et du sable argileux. Dans ces tourbieres, la profondeur du sondage est conditionnee par l'epaisseur variable de la tourbe et le sondage s'arrete k cause de 1'apparition de l'argile. On distingue les sediments organiques de la tourbe et les sediments argileux-sabloneux d'origine alluvionnaire. Les diagrammes polliniques sont joints aux tableaux. lis indiquent le pourcentage du pollen afin de permettre la comparaison de la quantite relative du pollen des differentes essences forestieres. On voit dans les diagrammes polliniques des tourbičres de Ribnica, de Lovrenc et de Borovje, que la sedimentation de la tourbe, de la boue de tourbe et du materiel semblable comment a ici au holoc&ne sur les sables argileux d£jš sedimentes anterieurement. Cette sedimentation se fit dans la premiere epoque chaude de holocene, c'est k dire a l'epoque boreale, qui correspond en Europe centrale a la periode de coudrier, il y a environ 6000 ans avant notre ere. La situation est done differente de celle observee sur le massif de Pokljuka ou on a pu constater que le develop-pement de la foret melang£e pin, saule et bouleau a commence a l'epoque froide toute de suite aprčs le retrait des glaciers et qui dure encore de nos jours. A la premiere periode du coudrier a suivi, sur le massif de Pohorje, l'6poque moyennement chaude avec la foret mixte de chene, tilleul et orme, qui s' appelle l'epoque atlantique. Cette epoque a dure jusqu'au džbut de notre ere. Depuis ce moment la foret de h§tre et d'epicea commenga k gagner sur la foret mixte de chene qui disparut. L'epicea et partiellement le sapin accompagnaient le hetre. Des diagrammes polliniques du Lac Noir et des tourbieres Kamenitec et Ostrivec on peut deduire, que dans ces tourbieres les sediments tour-beux se sont sedimentes plus tard, c'est a dire a l'epoque du hetre et de l'6picea, done & la deuxieme epoque chaude — epoque subboreale et k l'epoque suivante: l'epoque subatlantique, laquelle se situe 800—500 ans avant notre ere. A l'epoque historique sur le massif de Pohorje do-mine l'epicea avec le hetre et le pin, sp£cialement sur les tourbieres ou £xiste le pin de montagne. II est tres interessant de constater que le Carpinus, VOstrya et I'Acer accompagnet continuellement le developpement des forets de hetre et d'epicea. Dans chacun des six diagrammes polliniques on observe vers la surface la diminution de la quantite du pollen du hetre, cela correspond a l'epoque historique, quand Thomme a fait des coupes d'arbres, specialement de hetres et d'epiceas (par ex. pour le char-bonage intensif pour les verreries). La quantity plus grande du pollen de pin dans les plus hautes couches indique que sur la tourbičre se de-veloppa le pin de montagne qui a finalement recouvert toutes les surfaces tourbeuses. Les forets d'£picea et de hetre entouraient les tourbi£res et poussaient au voisinage d£ja autrefois ou ils ont subsiste jusqu'š present. LITERATURA Bertsch, K., 1953, Geschichte des deutschen Waldes. Fischer, Jena. Budnar, A., 1951, Barja na Pokljuki in Botanična raziskovanja pokljuških barij. Proteus 1950/51, 9-10. Germovšek, C., 1952, Tolmač k začasni geološki karti Pohorja. (Rokopis.) L e m e e, G., 1955, L'evolution de la for&t frangaise au cours du quater-naire d'apres les analyses polliniques. Revue forestiere frangaise. Nancy 1955/56. Lu d i, W., 1950, Beitrag zur Kenntnis der Salix — und Artemisia — Pollen. Bericht liber das Geobotanische Forschungsinstitut Rubel in Zurich fur das Jahr 1949, Zurich. Pevalek, J., 1925, Geobotanička i algološka istraživanja cretova u Hr-vatskoj i Sloveniji. Rad Jugosl. akad. znanosti i umjetnosti. Knj. 230, Zagreb. Zeiler, V., 1911, Steiermark und Nachweis der Moore. Zeitschrift fiir Moorkultur und Torfverwertung IX, Wien. Sprejel uredniški odbor dne 1. oktobra 1957. CARDIUM IJALMATINUM DAINELLI IN CARDIUM GRATUM DEFRANCE IZ DALMATINSKEGA EOCENA Rajko Pavlovec S 4 slikami UVOD Dalmacija je že dolgo znana kot geološko zanimiva dežela. Skoraj «dve sto let so stara prva tiskana poročila, za katera še današnji geologi in paleontologi trdijo, da so pisana za tedanje čase izredno natančno. Poleg krednih so v Dalmaciji najpogostnejši eocenski sedimenti. Zato ni čudno, da se je ravno z razvojem eocena ukvarjala dolga vrsta geologov. Med njimi so znana imena Bukowski, Dainelli, Hauer, Xerner, Martelli, Matoušek, Oppenheim, Salopek, Schubert, de Štefani, Waagen, v zadnjih letih pa še vrsta mladih domačih raziskovalcev. Za paleontologe so v dalmatinskem eocenu poleg numulitne favne najprivlačnejši peščeno-laporni sedimenti. Ti nastopajo v zgornjem lute-•ciju v znanih nahajališčih Ostrovica, Dubravica, Bribir itd., ter v pro-minskih plasteh zgornjega eocena v okolici Dr niša in drugod. V teh plasteh je izredno bogata favna. Pojavljajo se foraminifere, korale, polži, žkoljke, glavonožci, morski ježki, pa tudi redki vretenčarji in pogostni rastlinski ostanki. Kljub številnim paleontološkim opisom favna še daleč ni natančno obdelana. Skoraj vsak opis prinese, če ne povsem novih vrst, pa vsaj Tiove vrste za dalmatinski eocen. Med posebnosti teh krajev štejemo tudi vrsto Cardium dalmatinum D a i n., ki jo bom nekoliko natančneje opisal, •deloma zaradi dosedanjih pomanjkljivosti, deloma ker je najbrž pogost-nejša, kot to kažejo dosedanji opisi. Prav tako bom skušal podati glavne razlike z vrsto Cardium gratum D e f r., s katero prvo tu in tam zamenjujejo. Cardium (Trachycardium) dalmatinum Dain. 1., 2. in 3. slika 1901. Cardium dalmatinum, Dainelli. Monte Promina, 257 do 258, t. 31, si. 1, 2. 1922. Cardium gratum, Oppenheim, Lukavac, 58. 1948. Cardium dalmatinum, K u h n , Prominaschichten, 69. 1957. Cardium cf. dalmatinum, Milan, Eocenska favna, 63, t. 2, slika 3. 1958. Cardium dalmatinum, Pavlovec, Drniš (v tisku). Vrsto Cardium dalmatinum je prvi opisal Dainelli (1901, 257 do 258) iz Promine. V tem delu je napačno ugotovil miocensko starost pro-minskih skladov. Novo vrsto podrobneje opisuje. Več se zadrži pri zunanji obliki, kajti skulptura verjetno ni bila dobro ohranjena. To školjko ponovno omenja Šele K u h n (1948, 69), prav tako na Promini. Našel je obe lupini in še eno samo, zelo veliko. Milan (1957, 63) opisuje Cardium cf. dalmatinum iz prominskih plasti pri Ostrovici. Sam sem našel več primerkov te vrste v prominskih lapornih apnencih v okolici Drniša v nahajališčih Djapo, Cveljo in GluvaČa (Pavlovec, 1958). Ker so zadnji primerki poleg Kuhnovih najbolje ohranjeni, vsi dosedanji opisi razen Dainellijevega pa kratki, bom navedel najvažnejše značilnosti te vrste. Na najlepše ohranjenem primerku (1. slika) ima lupina spredaj raven, nekoliko navznoter upognjen rob. Ostali robovi niso ohranjeni, vendar je jasno, da je lupina podolgovata in ne okrogla. Sprednji in zadnji del strmo padata, medtem ko je srednji del lupine (hrbtna stran) širok in le malo usločen. Izrazit, močan, nekoliko naprej obrnjen in močno navzdol upognjen vrh je širok. Od vrha nazaj se podaljšuje nejasen greben, ki loči osrednji, sploščeni del lupine od zadnjega, strmega. Površina nosi okrog 45 gladkih, nizkih radialnih reber, ki so najožja v sredini lupine, široka pa spredaj in zadaj. Dainelli pravi, da je grebenov in brazd okrog 40 in da so zadaj oddaljeni 3 do 5 mm, spredaj pa okrog 2 mm. To se ujema s primerki iz okolice Drniša, na katerih je prvo, največje rebro, široko 4 mm, srednja pa merijo okrog 2 mm. V interkostalnih prostorih so številne prečne lamele, ki so prav tako daljše in močnejše tam, kjer so rebra oziroma vmesni prostori večji, to je spredaj in zadaj, medtem ko so v srednjem delu finejše in bolj stisnjene skupaj. Te lamele, ki segajo od enega radialnega grebena do drugega, so večinoma ravne, le ponekod rahlo usločen e proti spodnjemu robu. Velikosti so naslednje: Dainelli Kuhn Milan Djapo Cveljo Gluvača 1901 1943 1957 I. II. III. višina 90 100 75 84 71* 82 ? ? širina 62 82 53 74 73 71 ? 70* debelina ene lupine 58 ? ? 37 36 41 ? 30* Notranjega ustroja ne poznam pri nobenem od omenjenih primerkov. Kuhn (1948, 69) prišteva vrsto Cardium dalmatinum skupini Tra-chycardium, toda še to prav gotovo le po zunanjosti. * Z zvezdico označene številke so le približne, ker so primerki poškodovani. Milan (1957, 63) je pri Ostrovici našel samo kameno jedro. Moji prošnji je ljubeznivo ustregel in mi ta primerek poslal na vpogled. Za to se mu tudi na tem mestu najtopleje zahvaljujem. 2e sam je označil ta primerek kot Cardium cf. dalmatinum, kajti po zunanjosti se z njo le približno ujema. Razlike, ki sem jih ugotovil, so naslednje: školjka iz Ostrovice ima vrh ožji in manj upognjen kot tipičen Cardium dalmatinum. Ponekod so na jedru ohranjeni še deli reber, ki imajo preširoke vmesne prostore, na nekaterih delih pa so rebra zelo ozka. Med rebri vidimo slabo ohranjene prečne lamele, toda še te le redko. Zaradi vsega tega je Milan povsem upravičeno označil to školjko kot dvomljivo in tudi sam je nisem mogel nikamor natančneje uvrstiti, ker ie slabo ohranjena. Manjši Cardium dalmatinum iz Kiihnove zbirke (1948, 69) ima nekoliko bolj upognjeno lupino, rebra pa ozka in bolj okroglega prereza kot primerki iz okolice Drniša. Večji primerek je ohranjen le kot kameno jedro, na katerem so sledovi prav tako nekoliko bolj okroglih reber. Pripomniti pa moram, da kaže tudi primerek iz Djapa (3. slika), ki ima ob strani rebra slabše ohranjena, povsem podoben okrogel prerez sicer ploščatih radialnih reber. Oppenheimove primerke (1922, 58) bom opisal pozneje. Cardium (Trachycardium) gratum Defr. 4. slika 1901. Cardium gratum, Oppenheim, tJber alttertiare Faunen, 244—245. 1904. Cardium gratum, Dainelli, Bribir I., 146—148. 1905. Cardium gratum, Schubert, Zur Stratigraphie des Mittel-eocans, 134, 165. 1905. Cardium gratum, Schubert, Zaravecčhia-Stretto, 14. 1909. Cardium gratum, Schubert, Novigrad-Benkovac, 12. 1913. Cardium gratum, Schubert-Waagen, Pago, 10. V eocenu zelo razširjeno vrsto Cardium gratum so našli tudi že v Dalmaciji. Opisi dalmatinskih primerkov so precej skromni, primerkov samih pa nisem dobil na vpogled. Cardium gratum ima okroglo ali le malo nazaj podaljšano lupino. Na površini ima okrog 50 gladkih radialnih reber, med katerimi so fine prečne lamele. Zaradi take skulpture nastajajo večkrat zamenjave z vrsto Cardium dalmatinum. Zato podajam najznačilnejše razlike med obema vrstama. Cardium gratum ima lupino le malo podaljšano nazaj, nikdar pa ne tako podolgovato kot Cardium dalmatinum. Vrh ima prvi manjši in manj nagnjen navzdol. Prečni prerez lupine kaže precej enakomerno upognjenost, medtem ko je pri vrsti Cardium dalmatinum spredaj in zadaj lupina zelo strma, v sredini pa rahlo usločena. Sprednji rob vrste Cardium dalmatinum je skoraj raven. Besedilo k slikam Explanation of the Figures R a j k o Pavlovec: Cardium dalmatinum Dainelli in Cardium gratum Def ranče iz dalmatinskega eocena Rajko Pavlovec: Cardium dalmatinum Dainelli and Cardium gratum Defrance from the Dalmatian Eocene 1. si. Cardium dalmatinum D a i n. iz Djapa (I) Fig. 1. Cardium dalmatinum Dain. from Djapo (I) 2. si. Cardium dalmatinum Dain. iz Djapa (I), pogled od strani Fig. 2. Cardium dalmatinum Dain. from Djapo (I), lateral view 3. si. Cardium dalmatinum Dain. iz Djapa (II) Fig. 3 Cardium dalmatinum Dain. from Djapo (II) 4. si. Cardium gratum D e f r. iz Gluvače Fig. 4 Cardium gratum D e f r. from Gluvača Vse slike so v naravni velikosti All figures in natural size Originali so shranjeni v zbirki Geološko-paleontološkega inštituta univerze v Ljubljani The originals are preserved in the collection of the Geological-Palaeontological Institute of the Ljubljana University 2. si. — Fig. 2 4. si. — Fig. 4 Podobne j ši sta si obe vrsti po skulpturi. Morda je ta pri Cardium gratum nekoliko nežnejša, kar prav gotovo velja za manjše primerke, toda pri večjih lupinah je tudi skulptura močnejša in bolj groba. Zato le po delu lupine obeh vrst ni mogoče ločiti, kakor je ponovno poudaril za vrsto Cardium gratum tudi Oppenheim (1901, 245). Kiihn (1948, 69) pravi, da je Cardium dalmatinum podoben vrsti Cardium gigas D e f r., ki pa ima finejšo skulpturo, Tudi za vrsto Cardium gratum trdi Oppenheim (1903, 154), da je podobna vrsti Cirdium gigas, vendar ima širše interkostalne prostore kot Cardium gigas, ki nima nobenih sledov prečnih lamel v njih. Sicer pa imata obe vrsti enako obliko in je kamena jedra brez skulpture zelo težko ločiti. Prav tam omenja Oppenheim, da se zdi asociacija obeh vrst (Cardium gratum in Cardium gigas) že pravilo. Skupaj nastopata v Pariški kotlini, pri Nizzi, na Vicentinskem, v Hercegovini itd., pa tudi v Dalmaciji je to sedaj v okolici Drniša ponovno potrjeno. To si verjetno lahko razložimo s pogostnostjo obeh vrst med eocensko favno. Primerka vrste Cardium gratum, ki sem ju našel v okolici Drniša, sta velika okrog 60 mm, toda precej slabo ohranjena. Na splošno so paleontologi različnih mnenj za velikost. Oppenheim (1901, 245) pravi: »...ta lepa, velika vrsta...«, medtem ko trdi Dainelli (1904, 247), da ni velik. To morda reši Frauscher (1886, 142—143), ki pravi, da navaden Cardium gratum v Alpah ni pogosten, pač pa so tam velike, debele oblike, ki so sicer številne v južnem eocenu. Po tej opombi nas tem bolj preseneti Dainellijev primerek, ki je velik 30:28:20 mm, medtem ko dosežejo F r a u s c h e r j e vi velikosti 43—87:44—80:38—78 milimetrov, kajti v srednjem in zgornjem eocenu je bilo pri nas tropsko morje (primerjaj Malaroda, 1956, 95), v katerem so se lahko razvili ogromni mehkužci (Kiihn, 1951, 45). Cardium gratum je bil najden v Dalmaciji v Ostrovici, Zazviču, Ljubačah, Kasiču, Culjini, Gluvači in na otoku Pagu. Iz Hercegovine je znan iz Trebistovega in morda tudi slabo ohranjen iz Konjavca, za katerega je bil Oppenheim (1901, 245) v dvomih, če pripada morda vrsti Cardium gigas. Dva primerka z označbo Cardium gratum opisuje Oppenheim (1922, 58) tudi iz Lukavca v Hercegovini. Najdena sta bila v rjavosivih lapornih apnencih, v katerih je mnogo organskih ostankov. Shranjena sta v zbirki Prirodoslovnega oddelka britanskega muzeja, od koder sem ju dobil na vpogled. Za to ljubeznivost se vodstvu muzeja, posebno še dr. L. R. Coxu, najtopleje zahvaljujem. Pri Oppenheimovem opisu sem postal pozoren na pripombo, da je školjka, ki jo je opisal kot Cardium gratum, bolj neenakostranična, kar naj bi bila posledica deformacije. Ko sem videl oba primerka, mi je bilo jasno, da gre tu za vrsto Cardium dalmatinum. Pod inv. Štev. L 28858 je shranjena desna lupina, ki ima prav spredaj, takoj za vrhom in na zadnjem delu še lupino, sicer pa je le kameno jedro. Nesimetrična oblika lupine je več ali manj prvotna, čeprav je školjka res nekoliko poškodovana. Spredaj so nizka, gladka radialna rebra široka. Vmesni prostori so za približno 2/s do ZU ožji od reber in imajo tipične prečne lamele. Vrh je močan in upognjen navzdol. Velikost je 70:75 mm. Po teh značilnostih je lahko določiti vrsto Cardium dalmatinum, ki je Oppenheim ni nikoli ugotovil, čeprav je bila prvič opisana prav v začetku njegove največje delavnosti v naših krajih. Školjka z inv. štev. L 28859 je slabše ohranjena in morda res nekoliko podobnejša vrsti Cardium gratum. Loči pa se od nje po podolgovati obliki in močnem vrhu, zaradi česar jo označujem kot Cardium cf. dalmatinum. ZAKLJUČEK S popravkom, da je Oppenheimov Cardium gratum iz Lukavca v resnici Cardium dalmatinum, je prvič ugotovljena ta vrsta izven Dalmacije. Vsi dalmatinski primerki te vrste so bili najdeni v prominskih plasteh. Poskus stratigrafskega horizontiranja nam pokaže naslednjo sliko: po Dainelliju (1901, 257) je Cardium dalmatinum znan iz Promine (= ledij in wemmelij), prav tako po Kuhnu (1948, 69). Milan (1957, 67) ga je našel pri Ostrovici v drugem horizontu prominskih laporjev (= ledij), Pavlovec (1958) pa v Djapu (= ledij), Čvelju (= ledij ali wemmelij) in Gluvači (= ledij). Favna iz Lukavca je po Oppeheimu (1922, 97) deloma iz lutecija ,deloma iz auverzija (= ledija). Zbrana ni bila po horizontih. Ce predpostavljamo, da je Cardium dalmatinum iz Lukavca najden v ledijskih plasteh, so vsi doslej znani primerki te vrste najdeni v zgornjem eocenu. Največkrat nastopajo v ledijskih, ponekod morda tudi v wemmelijskih sedimentih. Cardium gratum je stratigrafsko bolj razširjena vrsta, saj je znan tako iz srednjega kot iz zgornjega eocena. Tudi v Dalmaciji so ga našli že v luteciiu in v zgornjem eocenu. Okolje, v katerem je živela školjka Cardium dalmatinum, je tropsko morje, kjer so uspevali koralni grebeni in druga bogata favna. Najbrž je bil vezan na bližino obrežja (primerjaj Oppenheim, 1922, 99, in Pavlovec, 1958). Teže je sestavljati paleoekološke podatke za vrsto Cardium gratum, ki je bila razširjena od ekvatorja pa še severno od Alp. V tem delu je le prikaz nekaterih ugotovitev v zvezi z vrstama Cardium dalmatinum in Cardium gratum. Potreben je še kritičen pregled številnih primerkov po raznih muzejih. V zbirki univerze v Gradcu je na primer Cardium gigas iz Konjavca. Lupina je zelo poškodovana, vendar precej podobna vrsti Cardium dalmatinum. Prav pri spodnjem robu ima ostanek prečnih lamel, ki jih Cardium gigas nima. Ima pa rebra ožja od vmesnih prostorov, po čemer se oddaljuje od vrste Cardium dalmatinum. Tudi v zbirki sarajevskega muzeja je več podobnih primerkov, med katerimi je Cardium gratum iz Mostarja zelo verjetno Cardium dalmatinum. Blizu mu je tudi školjka z etiketo Cardium sp. n. iz Mostarja, ki ima močan vrh, 45 gladkih reber, toda žal slabo ohranjeno zunanjo obliko. Pri nadaljnjih preiskavah srednje in zgornjeeocenske favne lahko pričakujemo, da bomo na vrsto Cardium dalmatinum še precejkrat nale- teli. Verjetno bo slej ko prej najdena tudi v tujih nahajališčih, pri čemer mislim predvsem našim zelo sorodna severnoitalijanska. Možno pa je, da je živel že v srednjem eocenu in ga bomo nekoč našli tudi med bogato zgornjelutecijsko favno Dalmacije. CARDIUM DALMATINUM DAINELLI AND CARDIUM GRATUM DEFRANCE FROM THE DALMATIAN EOCENE In Dalmatia the fauna from the Upper Lutetian is particularly rich. It is found in the sandy-marly sediments round Ostrovica, Dubravica, Bribir, and elsewhere. Round Promina the fauna equally frequently occurs in the so called Prominian strata which, according to K ii h n (1948, 87), belong into the Upper Eocene (i. e. Ledian and Wemmelian). Among many particularities of the Dalmatian Eocene fauna may also be reckoned Cardium dalmatinum. This species has often been mistaken for the frequent Eocene species Cardium gratum because of its similar sculpture. The latter one has also been found several times in Dalmatia both in the Upper Lutetian and in the Prominian strata. The shell of Cardium gratum is round or only slightly elongated, yet it is never as elongated as in Cardium dalmatinum. The umbo in the former is smaller and less curved downwards. The transversal section of the shell shows a rather regular curve, in the species Cardium dalmatinum, however, the^ shell is rather steep in front and the back, and only slightly curved in the middle. The front edge in the species Cardium dalmatinum is almost flat. In their sculptures the two species resemble more closely. Between smooth, low radial ribs are narrow grooves, and in these numerous transversal lamellae. The sculpture may be somewhat more tender in the species Cardium gratum, a fact which is true particularly in younger specimens, yet in larger valves it grows stronger and coarser. It is therefore impossible to determine each of the two species if we have at disposal only a part of the valve. In the same way it is difficult to distinguish the cores of the species Cardium gratum and Cardium gigas (Oppenheim, 1903, 154). The shell that Milan (1957, 63) designated as Cardium cf. dalmatinum has a narrower and less curved umbo than the typical Cardium dalmatinum. On the core the remains of the ribs can still be seen in some places: they have too large intermediate grooves, and the ribs themselves are in some places very narrow. Only in few places the traces of poorly preserved transversal lamellae can be established. Oppenheim (1922, 58) describes two specimens from Lukavac in Hercegovina as belonging to the species Cardium gratum, yet they are according to his opinion deformed. Both shells are preserved in the British Museum in London. Yet the valve is only little changed through deformation and its form is naturally elongated as this is characteristic for the species Cardium dalmatinum. Its umbo is strong and curved downwards. Also the ribs are strong and resemble more those of the latter species than of the species Cardium gratum. We can therefore with certainty consider this specimen (Inv. No. L 28858) to belong to the species Cardium dalmatinum. The second specimen (Inv. No. L 28859) is less well preserved and for this reason I designate it Cardium cf. dalmatinum. With this the species Cardium dalmatinum has been established for the first time outside Dalmatia. The findings that have been known so far are as follows: according to Dainelli (1901, 257) Cardium dalmatinum occurs in Promina (= Ledian and Wemmelian), similarly also according to Kiihn (1948,69). Milan (1957, 67) found it near Ostro-vica (= Ledian), and Pavlovec (1958, in print) at Djapo (= Ledian), C vel j o (= Ledian or Wemmelian) and at Gluvača (= Ledian). The fauna from Lukavac dates according to Oppenheim (1922, 97) partly from Lutetian and partly from Auversian. Thus most probably all the so far known specimens belonging to the species Cardium dalmatinum have been found only in the Ledian, perhaps also in the Wemmelian. A revision of these specieses that are preserved in various collections will therefore be necessary. I myself have already been able to discover some mistakes. Such a study will show that the species Cardium dalmatinum occurs more frequently than it has far been known. LITERATURA Dainelli, G., 1901, II miocene inferiore del Monte Promina in Dalma-zia. Palaeont. Ital., 7, 235—285, t 29—33, Pisa. Dainelli, G., 1904, La fauna eocenica di Bribir in Dalmazia, I. in II. Palaeont. Ital., 10, 141—273, t. 15—17 in 11, 135—226, t. 4—5, Pisa. Frauscher, F., 1886, Das Unter-Eocan der Nordalpen und seine Fauna, I., Lamellibranchiata. Denkschr. mat.-nat. CI. K. Akad. Wiss., 51, 37—270, t. 1—11, Wien. Kiihn, O., 1948, Das Alter der Prominaschichten und der innereozanen Gebitfgsbildung. Jahrb. geol. R. A., 41, 49—94, t. 1—2, Wien. Kiihn, O., 1951, Novi nalazak gornjeg eocena u Makedoniji. Glasnik Prirod. muzeja Srpske zemlje, 4, 35—59, Beograd. Malaroda, R., 1956, II luteziano di Monte Postale. Memorie 1st. geol. e min. di Padova, 19, 1—108, t. 1—14, Padova. Milan, A., 1957, Prilog poznavanju eocenske favne moluska sjeverne Dalmacije. Geol. vjesnik, 10, 57—69, t 1—2, Zagreb. Oppenheim, P., 1901, Uber einige alttertiare Faunen der Osterr.-ung. Monarchie. Beitr. z. Pal. Geol. Osterr.-Ung. u. Orients, 13, 140—277, t. 11—19, Wien und Leipzig. Oppenheim, P., 1903, Zur Kenntniss alttertiarer Faunen in Agypten. Palaeontographica, 1, 1—164, t. 1—17, Stuttgart Oppenheim, P., 1922, tlber eine Eocanfauna der Polje von Lukavac bei Nevesinje in der Hercegowina, pp. 100, tt. 4, Berlin. Pavlovec, R., 1958, Zgornjeeocenska favna iz okolice Drniša v severni Dalmaciji. Razprave IV. razr. SAZU, 5 (v tisku). Schubert, R., 1905, Zur Stratigraphie des istrisch-norddalmatinischen Mitteleocans. Jahrb. geol. R. A., 55, 153—188, Wien. Schubert, R., 1905, ErlSuterungen zur geologischen Karte der Osterr,-ung. Monarchie, Blatt Zaravecchia-Stretto, pp. 25, Wien. Schubert, R., 1909, Erlauterungen..., Blatt Novigrad-Benkovac, pp. 26, Wien. Schubert, R. - Waagen, L., 1913, Erlauterungen..., Blatt Pago, pp. 32, Wien. Sprejel uredniški odbor dne 1. februarja 1958. DISKUSIJA K ČLANKU »RUDARSKO GEOLOŠKA KARAKTERISTIKA RUDNIKA MEŽICA« Stanko Grafenauer Z 2 slikama V tretji knjigi »Geologije« 1955 je objavil ing. Alojz Zore članek »Rudarsko geološka karakteristika rudnika Mežica«, kjer zelo natančno opisuje razvoj rudarskih del, stratigrafski in geološki položaj okolice rudišča, njegovo tektoniko in na kratko tudi genezo. Ker se nekatere avtorjeve trditve o genezi ne skladajo s podatki na terenu in se mi njegovi dokazi za sedimentarni postanek rudišča ne zdijo zadostni, bo koristno razčistiti nekatera vprašanja: Zore navaja, da se nahajajo v vseh revirjih Mežice številna sedi-mentarno orudenela ležišča. Pri tem smatra skoraj vsa orudenela ležišča kot sedimentarna, saj pravi, da dajejo skupno okrog 20 %> rudne iz-kopnine. Sem mnenja, da v rudišču ne nastopajo nikjer ležišča, za katera bi lahko trdil, da so sedimentarnega porekla. Če opazujemo orudenenja te vrste v rudniku, vidimo, da nastopajo povečini v bližini skrilavca (v razdalji 10 do 100 m), razen v onih delih, kjer nastopa orudenenje kot tipična zapolnitev odprtih razpok (Union v svojih prelomnicah) z metasomatozo kot stranskim pojavom na ugodnih mestih v bolj čistih apnencih (Grafenauer, 1948). Tektonsko ponašanje na meji skrilavca in apnenca je bilo glavni vzrok za zaviranje rudnih raztopin (Holler, 1953). Kot opisuje Holler tudi za Bleiberg, so pri premikih nastale cone, ki so bile obremenjene s tlaki ali z nategi; v delih, kjer so bile napetosti najmanjše, so se rudne raztopine širile tudi vzdolž ležišč (Edelfugen). Na ta način si lahko tolmačimo, da nastopa v nekaterih primerih ruda izpod najnižjega skrilavca, če so vladale antiklinalne napetosti, ali pa iznad najvišjega skrilavca, če so vladale sinklinalne napetosti, kakor navaja Holler za Mitterberg. Tektonski premiki v rudiščih alpskega tipa pa trajajo še danes, kakor je dokazal Tschernig (1937). Rudna telesa v ležiščih se večinoma širijo metasomatsko levo in desno na obe strani od razpok, v katerih nastopajo v večji meri kot zapolnitve. Ta pojav opisuie že G r a n i g g (1914), dalje Jicha (1951), Zore in Bertapelle (1955). Zore sam navaja pri opisovanju revirja Naveršnik, da se orudenenja položno dvigajo od juga proti severu pod kotom 15° do 25° vzporedno s skrilavcem. Tudi v revirju Stari Fridrih so najbogatejše koncentracije v bližini skrilavca. Rudna telesa revirjev Naveršnik, Srednja cona in 3h rudišče padajo izrazito proti jugovzhodu, orudenenja sistema Union-skih prelomnic pa se v razpokah spuščajo proti jugozahodu. S profili je dokazano, da ima pad obeh orudenenj medsebojno odvisnost v tektonski zgradbi, ki je v osnovi nastala pred orudenenjem v današnji obliki. V zahodnem delu revirja Naveršnik je ruda delno vezana na skoraj vertikalne dinarske razpoke, od katerih se približno pravokotno cepijo orudenela ležišča. Na odcepih ležišč je rudna koncentracija navadno metasomatsko obogatena. Vse to govori za tipični hidrotermalni postanek današnjega rudišča. Ruda v Srednji coni ima, kakor navaja Zore, obliko sploščenih rudnih cevi in leč v ležiščih, ki se položno dvigajo proti severovzhodu. V mnogih primerih so nastajali premiki v apnencih vzporedno s plasto-vitostjo, kar je olajšalo prodiranje rudnih raztopin vzdolž njih od južne strani navzgor proti severu. Drse, ki gredo skozi orudenela ležišča, in »Sahtna« prelomnica, oziroma Unionske prelomnice, se sekajo nekje v globini. To nam vzbuja domnevo, da so prihajale rudne raztopine iz nekega centra na jugu navzgor proti severu po najbolj ugodnih razpokah. Vsa ta dejstva govore proti mišljenju o primarno sedimentarnem postanku ležišč Srednje cone. Orudenenja 3h rudiŠČa imajo jugozahodno od helenskega jaška obliko več ali manj pravilnih rudnih cevi. Deloma se rudišča spuščajo tesno ob kontaktu skrilavca in apnenca proti jugovzhodu. Orudenenja so se tudi tu oblikovala v posttektonski fazi in niso sedimentarnega porekla. Orudenenja Unionskih prelomnic nastopajo, kot že pove beseda, v tektonskih prelomih smeri sever—jug in s padom proti zahodu. Rudna telesa se tudi v teh prelomih dvigajo proti severovzhodu v obliki ploskih cevi, deloma tudi daljših žil. Manjši del orudenenja se odcepi od prelomov in nastopa v ležiščih bolj kot metasomatski tip, delno pa tudi kot zapolnitev v prelomih, vzporednih slojem. Manjši premik v sloju in orudenenje, ki se širi iz preloma vanj, vidimo na 1. sliki. Pri opisovanju Fridriha si tudi Zore tolmači nastanek orudenenja hidrotermalno z raztopinami, ki so pritekale z juga in so bile zaradi skrilavca prisiljene, da so se spustile navzdol proti severovzhodu. Nikjer pa nisem mogel v Starem Fridrihu zaslediti sedimentarno orudenelih ležišč, ki jih navaja Zore. V obeh revirjih, posebno v Starem Fridrihu, so verjetno orudenenja nekoliko slabša, ker so že precej bolj oddaljena od izhodišča raztopin, nekje v globini na jugu. Za rudišče Graben trdi Zore, da je nastalo singenetsko z dolomitom iz razloga, ker nastopajo izrazite impregnacije. Tudi tu si lahko tolmačimo nastanek rudišča izključno z metasomatozo. Pod mikroskopom vidimo v rudi Grabna tipične nepravilne meje »potiskanja« med nadomeščenim dolomitom in rudnimi minerali; v rudi opazujemo večkrat še ne do konca zamenjane »viseče« koščke dolomita in apnenca; deloma nastopa tudi tipično difuzna zamenjava; v rudišču imajo rudna telesa obliko zelo nepravilnih rudnih cevi. Podoben položaj je tudi v Topli. Tu najdemo deloma avtomorfno strukturo zamenjavanja, ki jo opisuje B a - stin (1950). Prav tako si tudi raztresene, efeloma razpršene rude Uršlje gore lahko tolmačimo z difuzno metasomatozo. Znani so trije načini nadomeščanja (Bateraan, 1950): 1. Nadomeščanje se začenja na stenah razpoke ter je meja med jalovo prikamenino in bogato rudo popolnoma ostra. Ruda je masivna do zadnje meje orudenenja. 2. Izpred masivne rude se širi kot »predhodnik« vškropljena ruda. Rezultat je bogato rudišče. Masivna ruda je obkrožena z vškropljeno, revno rudo. 3. Nadomeščanje poteka iz mnogih majhnih središč. Kot rezultat nastajajo vškropljene rude. Zrna so različno velika — od nevidnih na oko pa do premera 0,5 cm. Deloma nastopa nadomeščanje tudi v sloju, ki se v rudi večkrat ohrani, če je ta zamenjala prvotno kamenino (Irving po B a t e m a -nu, 1950). Fizikalno kemične lastnosti kamenine so pri teh orudenenjih bistveno vplivale na mesto in način orudenenja. Lastnosti, ki povzročajo odlaganje mineralov so le redko točno razvidne; večinoma jih prezro. Razpoka, ki seka sloje, deluje na primer kot kanal za raztopino, če pa prikamenina ustreza, nastopi izločanje. V nekaterih rudiščih sploh ni dovodnih kanalov in je edini faktor lokaliziranja rudnih teles permeabilnost. Apnenci so zaradi kemičnih in fizikalnih lastnosti izredno ugodni za usedanje epigenetskih raztopin. Zore poudarja, da postanka rudišč v Mežici ni mogoče tolmačiti epigenetsko iz razloga, ker nastopajo deloma orudenenja, ki sazelo bogata s svinčenimi minerali, v večji globini kot cinkovi minerali. Nižjetempera-turni svinčevi minerali in višjetemperaturni cinkovi minerali torej ne nastopajo conarno. Preden pa se odločimo za tak zaključek, moramo upoštevati, da se je rudišče regeneriralo daljšo dobo in v več fazah. Na ta način si zlahka tolmačimo, da je pri eni izmed faz sfalerit prišel v večjo višino, ker so bile raztopine toplejše, v drugem primeru pa ne, ker so bile hladnejše in se je moral izločiti v večji globini. Na ta način so nastajala navidezna prekrivanja in anomalije. Zore je mnenja, da so v spodnjih delih Unionske prelomnice v ležiščih ostanki prvotnega sedimentarnega temnega lapornato-apnenega orudenelega ležišča. Po vsem videzu in pregledu teh ležišč na 9. in 11. obzorju sem prišel do zaključka, da je bilo tu več epigenetskih faz orudenenja. 2e v prvi fazi sta galenit in sfalerit metasomatsko zamenjala apnenec in lapornate plasti. Pozneje je prišlo do premikov ter do novega orudenenja in zapolnitve v sloj ni razpoki. Kosi lapornatega in rudonos-nega apnenca so bili ponovno podvrženi metasomatski zamenjavi. Na presekih Unionskih razpok in ležišč nastopajo močnejše koncentracije. Tudi v tem primeru se rudna telesa vlečejo kot nekake položne ploske cevi navzgor proti severovzhodu. Vse to govori za epigenetski postanek teh delov rudišča. Oblika rudnih teles, komplicirana razvejanost, dviganje rude od juga proti severu v slojih in v razpokah, odnos rudnih teles napram mladi alpskodinarski tektoniki, potiskanje rudnih raztopin v mlade tanke razpoke (2. slika), nastopanje arzenopirita (J i c h a, 1951) v rudišču in drugi znaki nam govore za epigenetsko orudenenje v wettersteinskih apnencih v Mežici. Tudi fotografije, s katerimi dokazuje Zore sedimentarni postanek, se lahko tolmačijo z epigenetskim postankom. Slike 23, 24 in 29 lahko tolmačimo z difuznim prodiranjem in avtomorfno teksturo zamenjave, kot jo imenuje Bastin (1950). Sliko 28 lahko tolmačimo kot atolsko teksturo, ki je nastala z metasomatozo (Bastin, 1950). G r o n d i s in Shout en (1937) nam podajata to teksturo v Mount Isi. V Mežici nastopajo v ogromni večini teksture in strukture, ki dokazujejo zapolnjevanje ali pa metasomatozo. Zelo značilni teksturi v rudišču sta skorjasta svetlica in kokardna ruda. Včasih najdemo tudi kombinacijo kokardne in skorjaste rude. Kokardna ruda je varianta skorjaste rude. Tam, kjer se razpoka delno zapolni z drobci, ki so padli iz sten razpoke, se lahko zgodi, da jih ovije več sukcesivnih slojev mineralne snovi. Včasih imamo enako zaporedje mineralov ob stenah in okrog mnogih odlomkov. Odsotnost najstarejših pasov okrog nekaterih odlomkov lahko razlagamo s tem, da so padli iz sten že po pričetku mineralizacije. Mnogokrat vidimo tudi zapolnitve majhnih razpok. Pri tem se ena in druga stran razpoke lepo ujemata (2. slika). Zore je mišljenja, da je molibden prišel v rudišče iz karditskega skrilavca v wettersteinski apnenec. Iz razlogov, ki jih je navedel že Duhovnik (1954), je najbolj verjeten hidrotermalni izvor molibdena. Pri tem pa trditev, da vulfenit nastaja v zvezi s premikanjem spodnje meje oksidacije z napredkom rudarskih del vedno globlje, ni sprejemljiva. Vulfenita vsekakor ne moremo najti pod oksidacijsko mejo, ki pa je bila določena že davno pred pričetkom rudarskih del. Relief prostega kisika v goratih območjih je zelo različen. Voda pada in prihaja do talne vode lahko pod hidrostatičnim pritiskom. Kisik lahko prehaja na ta način globoko izpod nivoja talne vode in omogoča oksidacijo vzdolž kanalov in cevi (B a t e m a n , 1950). To je najboljša obrazložitev za oksidacijo izpod nivoja talne vode v našem terenu. V Mežici smo našli na primer na 10. obzorju Unionske prelomnice popolnoma »deviško-« prelomnico, ki je vsebovala precej debelejše ploščice vulfenita, kakor jih navaja Duhovnik, hkrati pa tudi piramide, prav tako visoke in razsežne. kakor v zgornjih oksidiranih delih rudišča. V zadnjem času smo odkrili take vulfenite tudi že v najnižjem, 12. obzorju Uniona na severu. Razen vulfenita nastopajo vedno tudi cerusit, limonit, smitsonit in drugi oksidni minerali, ki jasno dokazujejo, da je oksidna meja bila v globini že davno, preden so tja prodrla rudarska dela. Pri tolmačenju postanka rudišča privzema Zore Hegemannovo (1949) hipotezo, da so nastala rudišča singenetsko kot posledica pritoka podmorskih term v morje. Vzrok orudenenju pa naj bi bil prvotno triadni vulkanizem. Proti tej hipotezi pa govori več podatkov. Izotopni sestav bleiberškega svinca (Nier, Thompson, Murphey, 1941) kaže, da nastopa v prebitku Ac svinec z atomsko težo 207, iz česar se lahko izračuna (Houtermanns, 1947), da je svinec starejši od triade. 1. si. Mežica — Union, 7. obzor, »na mostu«; pogled proti severu. Manjši premik vzporedno ležišču, zapolnjen z rudo iz Unionske prelomnice Fig. 1. Mežica — Union, 7th level, »na mostu«. The view towards north. Shorter slip parallel to the bed filled up by ore out off the Union fault 2. si. Mežica — Union, odkop nad 7. obzorom. Ruda je vijugasto vtisnjena v tanko razpoko Fig. 2. Mežica — Union, the stope above the 7th level. The ore sinuously pressed into the narrow joint Geoloyija, 4. knjiga Gral'enauer: Mežica Ruda najstarejše metalizacijske faze (cinkova svetlica I) (S c h r o 11, 1953) ne nastopa v Bleibergu nikdar; sama z^e in izključno v določenih plasteh apnenca. Cinkovo svetlico I nahajamo sicer predvsem v slojih v 'manjših rudnih telesih, vedno pa je v zvezi z rudonosno tektoniko in naslednjimi rudnimi generacijami. Kot trdi Schroll, se ne more nikjer v rudišču Bleiberg najti rudno telo, ki bi ga lahko smatrali za singenetsko. Isto lahko trdimo tudi za Mežico. Neverjetno je, da bi triadni inicialni magmatizem, ki ima kot svoje zastopnike bazične in intermediarne magme, dajal naenkrat tako velike količine Pb in Zn in nič Cu, čeprav so vse te kovine odvisne od hidrotermalnega postanka. Razen tega ni verjetno, da bi se bazične magme inicialnega magmatizma mogle diferencirati tako daleč (Schroll, 1953). Kot vemo, so posledica tega magmatizma le železna, šamozitna in turingitna rudišča (C i s s a r z, 1956). Gornja dejstva govore za to, da pripada rudnik Mežica regeneriranemu tipu rudišč. Tudi C i s s a r z (1956) prišteva Mežico med regenerirana rudišča v smislu Schneiderhohnove hipoteze (1952). Po Schneider-hohnu sta bila v Evraziji največ dva glavna prvotna metalonosna ciklusa. Glavna faza je bila v dobi variscične orogeneze, njen predhodnik (zelo slab) pa je bila kaledonska faza. Vse poznejše orogeneze so po njegovem mnenju bile jalove. Pač pa se je pri orogenetskem gibanju v alpski fazi mobilizirala vsebina starega variscičnega rudišča in zopet posttektonsko izločila. Ta privzetek lahko zadovoljivo reši problem nastanka mežiškega rudišča. Pri potovanju raztopin in njihovem ponovnem izločanju so nastajale nenavadne kombinacije in mineralne parageneze Mežice. Po Schneiderhohnu se nahajajo prvotna rudišča nekje v permu ali celo niže. Pri procesih potovanja je važna geokemična preiskava, vedeti pa moramo, da tako imenovani sledovi elementov sicer potujejo zraven in so včasih zelo prikladni za dokazovanje medsebojne sorodnosti stare variscične in mlade alpske orogeneze, lahko pa se pri potovanju popolnoma izločijo in nekje drugod obogate ali pa popolnoma razprše. Tu ne pomaga niti najboljša analiza sledov za iskanje sorodnosti. DISCUSSION TO THE ARTICLE "MINING GEOLOGICAL FEATURES OF THE MEŽICA ORE DEPOSIT" In the book "Geologija", vol. 3, 1955, A. Z o r c published an article with the title mentioned above. H£ believes, that the ore deposit of Mežica is of sedimentary origin. He states that there are numerous sedimentary mineralized ore beds. I think that there are no ore beds of sedimentary origin. Describing the mining district Naveršnik, Zore states that the ore bodies are gently rising from south to north, parallel to the slate. In the district Stari Fridrih, the ore bodies with highest mineralization are in the vicinity of the slate as well. The ore bodies of the districts Srednja cona and 3h are inclined distinctly south-east, those of the Union faults are in fissures, inclined south-west. The cross-sections show, that the dip of both systems of the ore bodies results in the tectonic structure, originated before the present mineralization. In the western part of the mining district Naveršnik, the ore partly follows the almost vertical fissures. There the ore bodies are situated almost rectangulary to the fissures. At the crossings of the fissures and beddings, the concentration of the ore is often metasomatically enriched. All that proves the typical metaso-matical origin of the present ore deposit. In many places of the ore deposit, we can see displacements in the limestone, parallel to the bedding planes. That facilitates the penetration of the ore solution, from the south up to the north. The slickensides going through the ore bodies and the Shaft fault and the Union fault respectively, are crossing somewhere in the depth. That makes us assume that the origin of the ore solutions was in some center in the south. The ore bodies of the Union fault occur in the faults in the N-S direction, inclined to the west. The ore bodies in these faults are also rising north-east, in the form of flattened pipes or veins. A smaller part of the ore diverges from the faults, and is shown partly in the ore deposit, mostly as a metasomatical type, as well as a filling in the faults, parallel with the bedding planes. Figure No. 1 shows a small displacement and metasomatic replacement in the strata. Describing the district Fridrih, Z o r c also shows the hydrotermal origin of the ore deposit, with the solutions coming from south and inclined towards north-east because of slate. I did not find in Stari Fridrih any ore bodies of sedimentary origin, quoted by Z o r c. In both mining districts, especially in Stari Fridrih, the concentration in the ore bodies is a little reduced, probably because they are in greater distance from the origin of the solutions (somewhere in the depth in the south). Because of the typical impregnations in the mining district Graben, Zore believes, that the origin is syngenetic with the dolomite. Even here we can find the metasomatic explanation of the origin of the ore deposit quite satisfactory. Under the microscope we can see in the ore of the Graben district typical irregular borders between the replaced dolomite and the ore minerals; in the ore we find particles of dolomite and limestone, and the process of replacement is not yet concluded; sometimes we see typical replacement by diffusion; the ore bodies are in form of pipes of a very irregular shape. The same occurs in Topla district. There the partially automorphyc structures of replacement were found (B a s t i n, 1950). In the same way we can explain the origin of the disseminated ore of the Uršlja gora as a diffuse replacement. Z o r c emphasises the impossibility of an epigenetic origin of the Mežica ore deposit. The reasons he gives are: ores, rich with galena sometimes occur in greater depth than zinc metals. The lead minerals and high temperature zinc minerals are not in zonal layers. We have to consider that the ore deposit has often regenerated. We can explain by the regeneration phases, that the sphalerite come to greater height, when the temperature of the solution was higher, but precipitated in greater depth, when the temperature was decreased. The shape of ore bodies, the rising of them from south to the north in strata and faults, the relation between the ore bodies and young Alpine-dinaric tectonic, the occurence of the mineralization in young, narrow fissures (Figure 2), and the occurence of arsenopyrite (Jicha, 1951) tell us, that the origin of the ore in the Wetterstein limestone was epigenetic. It has already been proved by Duhovnik (1954), that the molybdenum is of hydrothermal origin. The hypothesis, that the wulfenite can be formed through moving of the lower zone of oxydation in connection with the progressing mining, is not acceptable. It is impossible to find wulfenite below the oxydation-zone, which was formed long before the mining began. There is much to say ageinst the application of Hegemann's (1949) hypothesis about the origin of the Mežica ore deposit. It has been shown by the isotopical composition of the lead in nearby Bleiberg (Nier, Thompson, Murphey, 1941), that the lead is older than Triassic. S c h r o 11 (1953) states the impossibility to find anywhere in Bleiberg syngenetic ore bodies. We can assume, that the same occured in Mežica. We can't accept that the basic and intermediate Triassic initial magma would only give Pb and Zn-ore, and no Cu-ore. After this discussion we can conclude that the Mežica ore deposit is of a regenerated type, according to the hypothesis ob Schneider-hohn (1952), and Cissarz (1956). The principal phase of mineralization took place in the time of the Variscic orogenesis. Through the orogenesis during the Alpine phase the ore content of the old Variscic deposit was put in motion and a post-tectonic regenerative ore deposit was formed. LITERATURA B a t e m a n, A., 1950, Economic mineral deposits, New York. B a s t i n, E. S., 1950, Interpretation of ore textures. The Geol. soc. of Am. Mem. 45. Cissarz, A., 1951, Nauka o rudnim ležištima, Beograd. Cissarz, A., 1956, Postanak rudnih ležišta u Jugoslaviji, Beograd. Duhovnik, J., 1954, O izvoru molibdena v svinčevem in cinkovem rudišču Mežica. Geologija 2, Ljubljana. Grafenauer, S., 1948, Pogoji nastopanja rude v zvezi z izpremembo sestava prikamenine v Mežici. Diplomsko delo, neobjavljeno. Granigg, B. in Koritschoner, J. H., 1914, Die geologischen Verhaltnisse des Bergbaugebietes von Miess in Karnten. Zeitschr. f. prakt. Geol., XXII, H. 4/5, Berlin. G po n d i s, H. F. in S h o u t e n, C., 1937, A study of Mt. Isa ores. Econ. Geol., 32. Hegemann, F., 1949, Die Herkunft des Mo, V, As und Cr in Wulfeniten. Heidelberger Beitrage z. Min. und Petr., 1. Holler, H., 1953, Der Blei-Zinkerzbergbau Bleiberg, seine Entwicklung, Geologie und Tektonik. Carinthia II, 143, H. 1. Houtermanns, F., 1947, Das Alter des Urans. Zeitschr. f. Naturfor-schung. Irving, J. D. (loc. cit. Bateman, 1950). J i c h a, H. L., 1951, Alpine lead-zinc ores of Europa. Econ. Geol. 46, No. 7. Nier, O., Thompson, W. in Murphey, P., 1941, The isotopic constitution of lead and measurement of geologic time. III. Phys. review, 60. Schneiderhohn, H., 1952, Genetische Lager sta ttengliederung auf geotektonischer Grundlage, Stuttgart. Schroll, E., 1953, Ober Minerale und Spurenelemente, Vererzung und Entstehung der Blei-Zink-Lagerstatte Bleiberg-Kreuth/Karnten in Osterreich. Mitt. d. Ost. Min. Ges., Sonderheft 2, Wien. Tschernig, E., 1937, Messung einer tektonischen Bewegung in Bleiberg. Carinthia II, 127, Celovec. Zore, A. in Bertapelle, A., 1955, Metode rada u rudniku Mežica I. Tehnika 2, Beograd. Sprejel uredniški odbor dne 1. oktobra 1957. STRATIGRAFSKI SISTEM IN STRATIGRAFSKA NOMENKLATURA Dušan Kuščer Z 2 slikama Vsak naravoslovni sistem naj omogoči pregled in nrejeno popisovanje množice sorodnih naravnih objektov. Najbolje je izdelan naravni zoološki sistem. Ta združuje živalske poedince v vrste in te po sorodnosti, ki je posledica filogenetskega razvoja, v višje kategorije, rodove, družine itd. "Pri opisovanju vseh skupin živali od najnižjih do najvišjih uporabljajo isto hierarhijo sistematskih enot (taxonov). Tudi za opisovanje skladovnice sedimentov je potreben dosleden sistem, saj imamo v geologiji že okrog 20.000 stratigrafskih imen. Uporabljali ga bomo pri raziskovanju vseh sedimentov od najstarejših do najmlajših in na vseh kontinentih enako. Zal danes geologi niso enotni niti v osnovnih principih stratigrafskega sistema niti v načinu poimenovanja stratigrafskih enot. Tako n. pr. tudi predlog standarda osnovne .geološke karte Jugoslavije v stratigrafski delitvi ni dosleden. Delno predpisuje razdelitev v stopnje (n. pr. za triado, juro in kredo), drugje pa dopušča tudi lokalne enote kot so eocenski fliš, soteške plasti i. dr. Take lokalne enote so v bistvu nekaj drugega kot stratigr&fske stopnjo. Standard osnovne geološke karte pa bi moral predpisati razdelitev vseh sistemov po enakih principih. Sele ko se bomo zedinili o osnovnih principih, -se bomo izognili nejasnostim, dvoumnostim in nedoslednostim v strati-grafiji. Slovensko geološko društvo je razpravljalo o tej temi na dveh disku-sijskih večerih, na katerih so mnogi člani društva dali koristne pripombe. •Članek je sestavljen po referatih dveh diskusijskih večerov in pripombah nekaterih članov. Ko so geologi začeli raziskovati zgodovino zemlje, so najprej mislili, da je na zemlji bilo več zaporednih stvaritev, ki so jih vsakokrat uničile hipne, univerzalne katastrofe (Cuvier, 1812). Skladovnica plasti, ki je nastala med dvema katastrofama, se razlikuje od spodaj in zgoraj ležečih plasti po paleontološki vsebini in povečini tudi po litološki sestavi. Tako naj bi nastalo zaporedje oddelkov, ki ustrezajo dobam med katastrofami. Pri kasnejših, natančnejših raziskavah so dognali, da se d& vsak tak ■osnovni oddelek razdeliti še naprej v manjše oddelke. Torej tudi sedimente lahko razdelimo v enote raznih kategorij. Geološki kongres v Bologni leta 1881 je izdelal shemo stratigrafskega •.sistema, ki deli stratigrafsko skladovnico samo po enem kriteriju — času. Predložil je, da pri nazivih enot dosledno ločimo časovne (kronološke) enote od oddelkov skladovnice sedimentov, ki so v tem Času nastali (kronolitološke enote). Predlog tega kongresa je naslednji: Kronološke enote Kronolitološke enote Primeri era grupa sistem serija stopnja kenozoik perioda epoha starost terciar mi ocen torton Po tem predlogu bi bila pravilna raba n. pr. »Vrsta XY je živela v najstarejšem oddelku triadne periode (ali n. pr. liadne epohe)«< in ^Fosile XY dobimo v spodnjih 300 m triadnega sistema (ali n. pr. liadne serije;-«. Izraz formacija bi se naj po priporočilih tega kongresa uporabljal za skupno ime litološko podobnih tvorb, n. pr. vulkanske formacije, apnenčeve formacije itd. Večino nazivov kronoloških in kronolitoloških kategorij, kakor jih je predlagal geološki kongres v Bologni, uporabljajo angleški in ameriški geologi še danes. Spremenili so le pomen izrazov grupa in formacija (glej str. 242). V nemški geološki literaturi pa uporabljajo izraz formacija za sistem. Tudi pri nas ni enotnosti pri uporabljanju izrazov kot so formacija, serija, oddelek, doba itd. Pogosto uporabljajo razni avtorji iste izraze za različne pojme. Pri opisovanju sosednjih in včasih tudi oddaljenih pokrajin s sedimenti podobne starosti, kot so v že znanih pokrajinah, postavljamo tudi še sedaj mejo med zaporedne stopnje skoraj vedno na litološko podobno mejo kot je v že znanih pokrajinah. Litološke meje med oddelki sedimentov pa imamo s tem tudi za izohrone, t. j. črte, ki vežejo sedimentne delce, ki so se istočasno usedli. To delamo, čeprav vemo, da ni bilo nobenih svetovnih katastrof, ki bi bile lahko na en mah preobrazile vso zemljo in s tem povzročile povsod istočasno spremembo sedimentacije. Tako nas še današnji stratigrafski sistem spominja na čase teorije o katastrofah. Kjer pa se sosednje, sigurno enako stare tvorbe, litološko razlikujejo, jih navajamo kot facies ene stopnje (n. pr. kasianski skladi in schlernski dolomit ali litvanski apnenec in laški lapor). Najprej so ameriški geologi spoznali, da tak stratigrafski sistem ne zadostuje, ker meje med litološkimi enotami sedimentov niso povsod enako stare. Taka časovna transgresija litoloških mej je posledica postopnega razvoja zemlje. Kratko in jasno izraža to tudi Waltherjevo pravilo: Ce sedimentacija ni bila prekinjena, potem si slede eden nad drugim taki faciesi, ki lahko nastajajo istočasno tudi eden poleg drugega (W a 11 h e r , J., 1927, str. 533). Ce leži nad ali pod apnencem glina, potem je lahko na sosednjem delu iste sedimentacijske kotline nastajala enaka glina istočasno kot apnenec. Med sedimentacijo se je meja med področji z različnimi usedlinami premikala. Meja med litološko različnimi skladi (v našem primeru med glino in apnencem) je zato v različnih točkah različne starosti — ta meja ni izohrona. Le v izjemnih primerih lahko nastanejo tudi litološko izohrone meje ali plasti, n. pr. plast tufa pri večjih vulkanskih izbruhih. Ce se je meja med področji z litološko različno sedimentacijo hitro premikala (si. 1 a), je kot med izohrono in litološko mejo majhen in ga pri kartiranju manjšega področja sploh ne opazimo. Če pa so ta področja bolj stalna, je kot velik in že na majhno razdaljo opazen (si. 1 b). Te primere smo večinoma navajali kot faciese ene in iste stopnje. V bistvu pa ni razlike med mejami faciesov ene in iste stopnje in mejami litološko različnih zaporednih oddelkov sedimentne skladovnice. Razlika je le v velikosti kota med litološko mejo in izohronami. Pri časovni korelaciji sedimentov na podlagi litološke primerjave pa napravimo precejšnjo napako tudi v primerih, kjer je kot med litološko mejo in izohronami majhen. Naj se n. pr. litološka meja dviga s kotom 1° napram izohroni. ■ ■'■■i področje, kjer se je usedal apnenec — — področje, kjer se je usedala glina .___________ meja med apnencem in glino I do 5 - izohrone s morsko dno v petih različnih časih « — kot med liloloiko mejo in izohronami (kot časovne transgresije) V primeru a) se je meja med sedimenlacijskima področjema od časa 1 do 2 (oz. 2 do 3 itd) močno premaknila, zato je kol * majhen. V primeru tO pa se je premaknila le malo, kot * je zalo velik. 1. si. Časovna transgresija litoioikih mej Ce definiramo v enem profilu mejo med dvema stopnjama točno na litološki meji, n. pr. spodaj glina, zgoraj apnenec, potem je v 10 km oddaljenem profilu zgornjih 170 m gline časovni ekvivalent spodnjega dela apnenčevega oddelka v prvem profilu. Tudi za geološko, precej širokogrudno natančnost, to ni več tako malo. Lep primer so rabeljske plasti v Julijskih Alpah, kot jih je opisal Diener (1884, str. 665—669 in 1920, str. 180—182). Na zahodni strani rabeljske doline je debela skladovnica plasti od ribjih skrilavcev tik nad rudonosnim apnencem in dolomitom do torskih plasti tik pod glavnim dolomitom. Proti vzhodu je čedalje manj rabeljskih plasti (si. 2). Ribji skrilavec se zajeda v obliki jezikov v spodnji dolomitni masiv in se v njem izklinja. Na vzhodni strani rabeljske doline je torej zgornji del apneno-dolomitnega masiva časovni ekvivalent spodnjega dela rabeljskih plasti na zahodni strani doline. Ce ne bi bilo tega zajedanja, potem časovna ekvivalenca dela rabeljskih plasti in dela dolomitnega masiva ne bi bila tako jasna. Pogosto so pa litološke meje med sedimenti monotone brez jezikov, ki bi se medsebojno prepletali. Zaradi tega tudi časovna transgresija teh mej ni tako jasna. Tudi na zgornji meji se rabeljske plasti zajedajo z manjšimi jeziki v glavni dolomit (D i e n e r, 1884, str. 667 in 1925, str. 182). V vzhodnih Julijskih Alpah rabeljskih plasti ni. V Trenti leži dach-steinski apnenec neposredno na dolomitu. Znakov transgresije, ki bi uničila prej obstoječe rabeljske plasti, ni. Tu je nadomestil dolomit vse rabeljske plasti (Gortani, Selli, Colbertaldo), ali pa morda samo spodnji del rabeljskih plasti, njihov zgornji del pa je nadomestil 2. si Slratigrafski profil zgornja friade od RaNja do Trenit VarHtalno merilo približno 1=20.000 spodnji del dachsteinskega apnenca. Nad rabeljskimi plastmi je pri Rablju glavni dolomit. Tudi ta se proti vzhodu tanjša in blizu konca rabeljskih plasti izklini. Nadomešča ga z zgornje strani dachsteinski apnenec. Meje med litološko različnimi deli sedimentne skladovnice so pa povečini edine meje, ki jih na terenu kartiramo. Ker te meje niso izohrone, tudi enote, ki jih kartiramo, niso kronolitološke stopnje. Zahteva, ki jo postavlja predlog standarda osnovne geološke karte Jugoslavije, da delimo sedimente pri kartiranju v stopnje, torej ni pravilna. Po drugi strani pa je eden glavnih ciljev stratigrafskih preiskav čim točnejša časovna korelacija. Le če bomo poznali pravilno časovno ■zaporedje skladov, bomo lahko razvozlali zapleteno zgodovino zemlje. Zato nam je potrebna v geologiji tudi časovna lestvica oz. kronološke in kronolitološke enote. 2al je precej težko ugotoviti, ali sta dva geološka dogodka istočasna. Čim bolj sta dva kraja oddaljena, tem teže je to ugoto- viti. Se vedno je najboljša paleontološka metoda. Vendar tudi po tej natančnost časovne korelacije ni tolikšna, kot po navadi mislimo. Večina živalskih vrst je živela dlje kot eno dobo (čas, ki ustreza eni stopnji). Zato je tudi na podlagi nekaj maloštevilnih fosilnih ostankov težko uvrstiti neke sedimente točno v eno ali drugo stopnjo. Zal so geologi pogosto primorani, da določujejo starost sedimentov s slabo ohranjenimi fosili. Zato je seveda nevarnost, da napačno določijo fosile in s tem starost sedimentov, še večja. Druga napaka, ki jo pogosto napravimo, je ta, da starost tiste plasti, v kateri smo odkrili fosile in jih preiskaii, raztegnemo brez pomislekov na više in niže ležeče plasti, ki so petro-grafsko podobno sestavljene. Vendar pogosto lahko petrografsko več ali manj homogen del sedimentne skladovnice obsega več kot eno stopnjo. Nahajališča dobro ohranjenih fosilov so pa tudi mnogo preredka, da bi z njihovo pomočjo lahko točno določevali starost meje med dvema enotama, ker zelo redko dobimo tik pod mejo in tik nad njo dobro določljive karakteristične fosile. Tako imamo psevdoziljske plasti po nekaterih amoni-tih in školjkah, ki so jih našli v apnenih vložkih v teh plasteh pri Celju, Trbovljah in Zagorju, povečini za ekvivalent wengenskih plasti. Na psevdoziljskih plasteh pa leži neposredno dachsteinski apnenec (Kuhnel, 1933, str. 98, si. 10 in str. 100, si. 15). Zato je možno, da obsegajo psevdoziljske plasti poleg ekvivalentov wengenskih plasti tudi še ekvivalente kasianskih in verjetno tudi rabeljskih plasti, kolikor ni že spodnji del dachsteinskega apnenca ekvivalent rabeljskih plasti. Kljub tej majhni natančnosti je časovna korelacija glavni kriterij pri primerjavi sedimentov z različnih delov zemlje. Potrebna je torej dvojna stratigrafska delitev, enkrat po litologiji (litološke enote) in drugič po času (kronološke in kronolitološke enote). Litološke enote so objektivne enote, ki jih v naravi opazujemo, kronolitološke enote (stopnje itd.) so pa le nekake časovne koordinate, ki jih je pa žal pogosto le težko točno določiti. Geološko kartiranje stopenj bi bilo nekaj takega kot risanje praznih diagramov, t. j. samo koordinatnih črt brez diagrama. Pogosto že uporabljamo dvojno razdelitev istih plasti, enkrat z imeni stopenj, drugič z lokalnimi nazivi, ki v večini primerov obsegajo že litološko več ali manj točno karakterizirane oddelke. Vendar v Evropi nimamo nikjer dosledne dvojne razdelitve vseh sistemov. Tako razdelitev imamo pri nas n. pr. v triadi. Po eni strani imamo stopnje skitska, ani-zična itd., po drugi strani pa werfenske plasti, školjkoviti apnenec itd. Le redkokdaj pa poudarjamo bistveno razliko med obema načinoma delitve. Pogosto imamo izraza skitska stopnja in werfenske plasti za istovetna, vsoto buchensteinskih, wengenskih in kasianskih plasti za ladinsko stopnjo, rabeljske plasti za istovetfie s karnijsko stopnjo. Za rabeljske plasti je že D i e n e r (primerjaj zgoraj str. 239) pokazal, da to ni prav. Stopnja obsega povsod isto časovno razdobje, formacije, kot so werfenske, wen-genske, rabeljske in druge, pa predstavljajo na različnih mestih različno obdobje. Za ostale sisteme pri nas nimamo take dosledne dvojne delitve. V juri govorimo po navadi kar o liadnih apnencih, o litiotskih apnencih, o titonu in podobno. Le sem in tja imamo tudi lokalna imena, n. pr. zalološki skrilavec. V kredi-je podobno, v terciaru smo pa spet bolj bogati z lokalnimi imeni (kozinske plasti, gornjegrajski skladi, soteski skladi, £ovški pesek in peščenjak itd.). V Ameriki je že leta 1894 Williams zahteval dosledno dvojno delitev. Trdil je, da litološke meje niso obenem časovne meje in je zato zahteval, naj se stratigrafska skladovnica razdeli na Številne lokalne enote ne oziraje se na njihovo časovno uvrstitev. Poleg tega naj se postavijo maloštevilne večje, a povsod veljavne časovne enote, ki so neodvisne od litoloških enot na terenu (cf. Dunbar and Rodgers. 1957, str. 291). Zal so kasneje opustili to prakso in je še ameriški stratigrafski kodeks leta 1933 predvideval strog paralelizem med litološkimi in časovnimi enotami navzdol do najnižjih kategorij (ibidem, str. 292). Sele S c h e n k in M u 11 e r sta leta 1941 spet postavila zahtevo po dosledni dvojni razdelitvi stratigrafske skladovnice. Osnovno litološko enoto sta imenovala formacija. Tu je formacija nekaj drugega kot ono, kar je označil geološki kongres v Bologni kot formacijo. Po tej, novi definiciji tega izraza, pomeni formacija lokalne enote kot so werfenske plasti, rabeljske plasti, dachsteinski apnenec, litvanski apnenec, psevdoziljske plasti itd. Dosledno dvojno razdelitev so do danes izpeljali samo v Ameriki. Poleg formacije so uvedli še večje in manjše litološke enote, ki pa niso obvezne. Več podobnih formacij, ki se stikajo med seboj, lahko združimo v skupino (group). Posamezne karakteristične dele ene formacije lahko ločimo kot poseben člen. Ena formacija se lahko zajeda v obliki jezikov v sosednje formacije. Včasih je potrebno, .da izločimo tudi posamezno plast in jo posebej imenujemo (n. pr. plast premoga). Shema stratigrafskega sistema je po predlogu Schenka in Mullerja (1941) takale: Kronološke enote Kronolitološke enote Litološke enote S tem, da pišemo imena litoloških enot povprek, poudarjamo, da meje med temi enotami niso vzporedne z mejami kronolitoloških enot. V novejšem času tudi nekateri geologi v Evrcpi zahtevajo dosledno dvojno razdelitev (Horusitzky, 1955, str. 110). Nasprotno pa zahtevajo drugi, da se lokalna imena opuste in uporabljajo le imena stopenj (n. pr. H a g n , 1952, str. 82). Ker pa enote, ki jih lahko kartiramo, niso kronološke, mislimo, da je treba deliti sedimente dosledno enkrat kronološko in drugič litološko. Potrebno je, da poiščemo za poimenovanje posameznih stratigrafskih kategorij še primerne slovenske izraze. Pri tem smo se držali načela, da naj bodo strokovni izrazi po možnosti mednarodni, in zato predlagamo, kjer to dopušča slovenski pravopis, tuje izraze, ki jih ima ameriški Era Period Epoch Age System Series Stage Zone predlog stratigrafske sheme. Spremenili smo le ero v vek in age v dobo. Naš predlog je torej naslednji: Kronološke enote Kronolitološke enote Litološke enote vek perioda epoha doba sistem serija stopnja Po tem predlogu naj bi tudi pri nas definirali, kaj naj pomenijo v geologiji izrazi serija, doba i. dr., ki so jih do sedaj uporabljali geologi nedosledno za različne pojme. Izraz oddelek, ki smo ga doslej pogosto uporabljali za serijo, lahko uporabljamo nedoločno za enote, ki jih nočemo uvrstiti v nobeno kategorijo. V ZDA skuša sedaj ameriška komisija za stratigrafsko n#nenklaturo izdelati pravila, ki bi bila za stratigrafijo nekaj podobnega, kot so mednarodna pravila za zoološko in paleontološko nomenklaturo za zoološko sistematiko (American Commission on Stratigrapftic Nomenclature, 1952, 1956, 1957). Poleg omenjenih enot skuša ta komisija uvesti še posebne biostratigrafske enote in definirati pojme cona, biocona i. dr. Tukaj o teh pojmih zaenkrat še ne bomo razpravljali. Podajamo pa še nekaj dopolnilnih definicij, ki naj točneje precizirajo rabo nekaterih predloženih izrazov. Pri tem se naslanjamo v glavnem na poročila ameriške komisije za stratigrafsko nomenklaturo. Formacija. Formacije so osnovne litostratigrafske enote in glavne enote, s katerimi opisujemo geologijo neke pokrajino. Meje, ki jih karti-ramo v sedimentih, so meje med formacijami in ne meje med stopnjami. Vso skladovnico sedimentov moramo obvezno razdeliti v formacije. Kot eno formacijo izločimo večinoma del stratigrafske skladovnice, katerega plasti kažejo med seboj neko litološko sorodnost in ga po tem že lahko na terenu spoznamo. Formacija je zato tudi naravna genetska enota. Petrografska sorodnost plasti pomeni namreč trajanje podobnih sedimen-tacijskih pogojev ves čas usedanja skladov tiste formacije. Ker je formacija genetska enota, ne sme vsebovati večjih diskordanc kot n. pr. velikotrnski skladi, ki so delno srednja triada in delno scaglia (21 e b -n i k, 1958 ,str. 79). Kjer so prej prezrli take diskordance, je treba pri reviziji razdeliti formacijo na dve formaciji. Meje med formacijami so povečini precej ostre. Včasih pa je meja postopna ali zabrisana s tem, da se na meji menjavajo plasti, ki so delno podobne zgornji, delno pa spodnji formaciji. Kam bomo prištevali prehodne plasti, to je stvar dogovora. V primerih, kjer imamo na meji menjavo petrografsko različnih plasti, kot n. pr. na meji med rabeljskimi plastmi in glavnim dolomitom pri Rablju in na Notranjskem ali na meji med permskim dolomitom in werfenskimi plastmi v kokrški dolini (Teller, 1898, str, 47), bomo povečini prištevali prehodne plasti k tisti formaciji, ki je petrografsko bolj pestra. Tako bomo n. pr, prehodne plasti med rabeljsko formacijo in glavnim dolomitom prištevali še k rabeljskim plastem, ker So te petrografsko mnogo bolj pestre kot glavni dolomit, prehodne plasti med permskim dolomitom in werfenskimi plastmi pa k werfenu. Isto formacijo lahko zasledujemo le na omejenem geografskem področju. Izven njega se izklinja (kot n. pr. rabeljske plasti v vzhodnih Julijskih Alpah) ali pa postopno prehaja v litološko drugačno formacijo (kot n. pr. psevdoziljske plasti v normalne wengenske plasti. Ce se v večji oddaljenosti od geografskega področja določene formacije pojavlja spet litološko podobna in približno enako stara formacija, je bolje, da jo imenujemo z drugim imenom. Le tvorbe, ki so se že prvotno sedimentirale kot enotno telo, tvorijo eno formacijo. Kasneje so jo lahko prekrile mlajše formacije in je bila razkosana s prelomi in erozijo, vendar skoraj vedno lahko še dokažemo, da so danes ločeni deli formacije pokrivali prvotno sklenjeno področje. Le izjemoma lahko imenujemo z imenom ene formacije tudi dele, ki že prvotno niso imeli zveze med seboj, in to le takrat, če razdalja*med posameznimi deli ni zelo velika (ne več kot nekaj kilometrov ali kvečjemu nekaj 10 km). Tako imenujemo pri nas skrilavo peščene plasti v spodnjem delu zgornje triade na zahodni in vzhodni strani Julijskih Alp z istim imenom rabeljske plasti, čeprav v vmesnem področju ni takih plasti. Nadalje imenujemo bioherme nulipornih apnencev v miocenu vzhodne Slovenije z istim imenom litvanski apnenec, čeprav so te bioherme že od vsega začetka nastale v obliki ločenih podvodnih grebenov, med katerimi se je istočasno sedimentiral drugačen material. Ce pa je poimenovanje naših bioherm v Sloveniji z imenom, ki je bilo prvotno postavljeno za miocenske bioherme dunajske kotline, upravičeno, je treba šele dokazati. V nekaterih naših »litvanskih« apnencih v okolici Kolovrata in Orleka pri Zagorju se nahajajo še lepidocikline, ki dokazujejo, da so znatno starejši od tipičnih litvanskih apnencev v dunajski kotlini in da zato zanje ime litvanski apnenec ni pravilno. Zahteve po petrografski homogenosti formacije ne smemo pretiravati. Formacija naj ima po pravilu tolikšno debelino, da se da na kartah v merilu 1:10.000 do 1:50.000 še lepo risati. V horizontalni smeri jih lahko zasledujemo na razdaljo nekaj 10 km do nekaj 100 km. Enote manjšega obsega bomo pridružili povečini kot člene eni izmed sosednjih formacij. Vsaka formacija naj ima svoj tipus (standardni profil) s točno opisano geografsko lego, najbolje v bližini kraja, katerega ime nosi. Nadalje mora definicija formacije vsebovati čim točnejšo petrografsko karakteristiko tipičnega profila, po možnosti variacije v sosednjih profilih, čim točnejšo paleontološko karakteristiko, točen opis mej napram sosednjim formacijam in njen približen geografski obseg. Ime formacije izberemo najbolje po večjem kraju, gori ali drugem znanem geografskem imenu, v bližini katerega je formacija tipično razvita. Po pravilu kombiniramo potem ime kraja v pridevniški obliki z litološko označbo v ednini, ne v množini, kot pogosto delamo, n. pr. škofjeloški ploščati apnenec, laški lapor, dachsteinski apnenec itd. Ce je petrografska sestava formacije zelo pestra, lahko dodajamo namesto litološke karakteristike besedo formacija, plasti ali skladi, n. pr. rabeljska formacija, rabeljske plasti ali rabeljski skladi. Imena po fosilnih ostankih, kot so krinoidni, rudistni, foraminiferni apnenci itd. označujejo lahko petrografsko sestavo formacije, niso pa uporabna kot stratigrafska imena. Pogosto označujemo n. pr. zgornje kredne apnence kot rudistne, čeprav na mnogih mestih v njih ni sledov rudistov. Tudi ime foraminiferni apnenci ni uporabno, ker imamo take apnence pri nas od paleozoika do terciara. Kako potrebna je točnejša definicija vsake formacije, kažejo primeri, ko so razni avtorji prvotni obseg neke formacije raztegnili s tem, da so vključili pod istim imenom še sosednje, petrografsko podobne formacije, ali so ga skrčili s tem, da so iz prvotnega obsega formacije izločili posamezne dele kot samostojne formacije. Oboje je včasih upravičeno. Zaradi tega je v teh dvomljivih primerih potrebno dodati za imenom formacije še ime avtorja, čigar mnenju o vsebini formacije se pridružujemo. Tako n. pr. pomenijo psevdoziljski skladi v prvotnem pomenu, ki jim ga je dal Teller (1889, str. 210) samo srednjetriadne skrilavo peščene plasti z apnenčevimi vložki v Posavskih gubah. Podobne sklade na južnem in vzhodnem vznožju Kamniških planin je imenoval Teller šenturške sklade (Schichten von Ulrichsberg und Dobrol) (1898, str. 82) ter jih smatral za ekvivalent rabeljskih plasti. Kossmat je raztegnil kasneje (1913) pojem psevdoziljskih skladov na vse petrografsko podobne srednjetriadne plasti od Tolmina do Celja, torej je vključil pod tem imenom tudi amfiklinske sklade baške grape in okolice Cerknega, del »staropaleozoj-skih« skladov okolice Blegaša in Dražgoš ter šenturške sklade (Kossmat, 1913, str. 71, 72 in tabla IV). Rakovec pa daje psevdoziljskim skladom spet manjši obseg (Rakovec, 1950). Po njegovem mnenju ne smemo vključiti pod ta pojem amfiklinskih skladov in skladov okoli Blegaša in Dražgoš. Torej se pojmi »psevdoziljski skladi, Teller, 1889«, »psevdoziljski skladi, Kossmat, 1913«, in »psevdoziljski skladi, Rakovec, 1950* razlikujejo. Več podobnih formacij, ki se med seboj stikajo, lahko združimo v večjo enoto — skupino. Ce so v neki formaciji manjši deli, ki jih lahko ločimo od ostalih delov formacije, jih imenujemo člene. Lahko jim damo kako posebno lokalno ime ali jih imenujemo po kakšni značilni lastnosti (n. pr. megalodontni apnenci rabeljske formacije). Pri tem pa ni potrebno, da vso formacijo razdelimo na člene, temveč kot take izločimo le posamezne karakteristične dele. Dele, ki se klinasto zajedajo v sosednje formacije, imenujemo jezike. Tudi ti lahko dobijo svoja posebna imena, če so dovolj veliki. V posebno važnih primerih lahko dobijo tudi posamezne plasti svoja imena ali drugačne označbe, n. pr. plasti premoga ali naftonosnih peskov (n. pr. 1., 2. itd. petiŠovski pesek v spodnjem pliocenu pri Lendavi). Med vsemi kategorijami litoloških enot je obvezna samo formacija, medtem ko ostale imenujemo le, če se nam zdi to potrebno. Stopnja in doba. Doba je osnovna enota geološkega časa, stopnja pa so sedimenti, ki so se usedli v času ene dobe. Pojem stopnje je uvedel že d'Orbigny, ki je pri opisovanju jurskih plasti v Franciji razdelil jurski sistem v več oddelkov. Prvotno so bile to lokalne enote, ki so bile tudi litološko karakterizirane, torej v današnjem pomenu formacije. Tu je pa obilica dobrih vodilnih fosilov dala možnost, da precej sigurno določujemo časovno ekvivalenco sosednjih, litološko drugačnih plasti. Na te so potem raztegnili ime prvotno lokalnih oddelkov. S tem se je pa tudi razširil pojem prvotno lokalnih enot v stopnjo. Podobno se je tudi pri nas pojem nekaterih prvotno litoloških enot razširjal skoraj v stopnjo. Skoljkoviti apnenec je pomenil prvotno samo apnenčeve sklade v krovu werfenskih plasti. Kasneje se je pa ta izraz razširil tudi na petrografsko drugačne plasti nad werfenskimi skladi. Teller govori celo o skrilavo peščenem faciesu školjkovitega apnenca v Karavankah (Teller, 1903, str, 7, si. 1). Ker pa imamo za ustrezno stopnjo že ime anizična stopnja, je bolje, da se imenu skoljkoviti apnenec v pomenu stopnje izognemo in ga rabimo samo kot ime formacije, t. j. za apnence, ki leže v vzhodnih Alpah nad werfenskimi plastmi. Se bolj kot pri školjkovitem apnencu se je razširil pojem pri wengenskih plasteh, tako da danes ni jasno, ali naj pomeni izraz wengen formacijo z več ali manj določeno petrografsko sestavo, ali stopnjo, oziroma podstopnjo ladinske stopnje. Tudi za vsako stopnjo moramo imeti tipus (standard). Kot tak nam služi večinoma celoten profil ene formacije ali več formacij skupaj na kraju, kjer so tipično razvite. Tako je lahko tipus karnijske stopnje profil rabeljskih plasti pri Rablju na zahodni strani doline. Ne smemo pa potem pozabiti, da na drugem mestu obsegajo rabeljske plasti lahko manj ali več kot karnijsko stopnjo. Imena stopenj izbiramo po krajih, kjer je ta stopnja tipično razvita (n. pr. torton po mestu Tortona v severni Italiji), še bolj pogosto pa po starih imenih krajev, pokrajin, ali po imenih starih plemen (vindobon, burdigal, akvitan ali skitska stopnja, sarmat i. dr.). Priporočljivo je, da imena stopenj niso današnja imena krajev, da ne bo zamenjave s formacijami. Kjer bi lahko prišlo do take zamenjave, je dobro, da dodamo vedno besedo stopnja. Ce bi n. pr. kdo pojmoval wengen kot stopnjo, naj reče wengenska stopnja, če ga pojmuje kot formacijo, naj reče wengenski skladi ali formacija. Pri tem pa seveda wengenski skladi, razen pri Wengenu na Tirolskem, niso isto kot wengenska stopnja. Ker je časovna korelacija do natančnosti stopnje na večjo razdaljo težavna, nimajo stopnje nikdar svetovne veljave, temveč večinoma samo na omejenem delu enega kontinenta (n. pr. v spodnjem miocenu burdigal oziroma helvet v večjem delu Evrope, a v severni Italiji langhiano). Tipi zaporednih stopenj so povečini v raznih pokrajinah, ki so lahko zelo oddaljene med seboj. Pri takih stopnjah, katerih tipi niso eden nad drugim v isti pokrajini, nikdar ne moremo biti sigurni, da med dnom zgornje stopnje in med vrhom spodnje stopnje ni še neke časovne vrzeli ali pa da se stopnji delno ali celo večji del ne krijeta. N. pr. za katsko in akvitansko stopnjo so mnenja raznih avtorjev še danes deljena. Večina misli, da sta to dve zaporedni stopnji, ki si sledita točno ena nad drugo. Drugi pa mislijo, da sta to dve časovno ekvivalentni stopnji (n. pr. Oppenheim, 1913, str. 593, in Szots. 1956, str. 216). Priporočilo geološkega kongresa v Parizu leta 1900, da bi imena stopenj karakterizirali s posebnimi končnicami (v francoščini z -ien, v angleščini z -ian) se ni uveljavilo povsod. Pri nas pogosto uporabljamo analogno končnico -ij (lutecij itd.), vendar še bolj pogosto pišemo imena stopenj brez končnic (n. pr. senon, sarmat, panon itd). Proti taki rabi brez končnic nimamo pomislekov, ker so imena stopenj povečini že taka imena, da ni mogoča zamenjava z drugačnimi enotami. Definiciji višjih enot od dobe in stopnje ni treba posvečati toliko pažnje, ker so te enote vsote nekaj zaporednih dob oziroma stopenj. Med velikostjo stopnje in velikostjo serije ni ostre meje in smo zato včasih v dvomih, ali naj neko enoto označimo kot stopnjo ali kot serijo. Tako imamo jurske oddelke lias, dogger, malm za serije, triadne oddelke aniz, ladin itd. pa za stopnje, čeprav so približno enako velike. Le redki imajo tudi navedene triadne oddelke za serije. Vsak sistem delimo povečini na tri do pet serij, ki jih označujemo s posebnimi imeni ali kar enostavno kot spodnja, srednja in zgornja. Periodo delimo na ustrezne epohe, ki jih imenujemo enako kot serije ali kar enostavno starejša ali zgodnja, srednja in mlajša ali pozna. Nekatere teh serij imajo že veljavo po vsej zemlji, kot n. pr. eocen, oligocen i. dr., večina pa je še vedno več ali manj geografsko omejena, vendar na znatno širši obseg kot stopnje oziroma dobe. Imena period in sistemov so se že toliko udomačila med geologi, da se ne bodo več spreminjala, čeprav tudi pri teh visokih kategorijah ni enotnosti po vsem svetu. Tako imenujejo prvotni silur v Evropi danes ordovicij in gotlandij, v Ameriki pa ordovicij in silur. Karbon in perm sta pri francoskih geologih pogosto skupaj antrakolitik. Naš karbon dele ameriški geologi v mississippian in pennsylvanian. Zaključek Osnovne stratigrafske enote, ki jih uporabljamo pri opisovanju geologije določene pokrajine, niso nastale povsod v istem času. Zato je treba uvesti poleg časovne razdelitve sedimentov (kronološke in kronolitološke enote) še dosledno lokalne litološke enote, za katere predlagamo izraz formacija. Vse kartirane oddelke je treba označiti kot formacije in ne kot stopnje, kot zahteva predlog standarda osnovne geološke karte Jugoslavije. Dosedanjo razdelitev sistemov pri nas je treba revidirati. Nadalje je treba točneje definirati, kaj naj že uporabljena lokalna imena pomenijo in še ne imenovane oddelke (formacije) poimenovati s primernimi imeni. STRATIGRAPHISCHE SYSTEMATIK UND STRATIGRAPHISCHE NOMENKLATUR Zusammenfassung Sedimentare Einheiten, die beim geologischen Kartieren im Gelande ausgeschieden werden, sind meistens lithologisch gut charakterisierbar. Am Beispiel der Raibler-Schichten in den Julischen Alpen wird gezeigt, daB solche Einheiten nicht uberaU dieselbe Zeitspanne darstellen und nur in einem begrenzten Gebiete vorkommen. Die Benennung solcher Einheiten mit Namen stratigraphischer Stufen ist also nicht richtig. Man muB neben chronologischen und chronolithologischen Einheiten, wie sie schon vom Kongress in Bologna 1881 vorgeschlagen wurden, iiberall noch besondere lithologische Einheiten einfuhren (Formation amerikanischer Geologen, S c h e n k und M u 11 e r, 1941). Chronolithologische Einheiten (Stufen usw.) sind nur eine Art Zeit-Koordinaten, auf die die objektiven lithologischen Einheiten bezogen werden. Alle stratigraphischen Systeme (Trias usw.) mussen vollkommen in lithologische Einheiten aufgeteilt werden. Die Bedeutung schon jetzt ge-brauchter lokaler Namen muB genauer prazisiert werden. Noch nicht benannte Einheiten mussen mit passenden Namen bezeichnet und genau definiert werden. Literatura American Commission on Stratigraphic Nomenclature, 3952, Report 2 — Nature, usage, and nomenclature of time-stratigraphic and geologic-time units Bull. Am. Assoc. Petroleum Geologists, 36, 1627—1638, Tulsa. American Commission on Stratigraphic Nomenclature, 1956, Report 4 — Nature, usage, and nomenclature of rock-stratigraphic units, Bull. Am Assoc Petroleum Geologists, 40, 2003—2014, Tulsa. American Commission on Stratigraphic Nomenclature, 1957 Report 5 — Nature, usage, and nomenclature of biostratigraphic units, Bull. Am. Assoc Petroleum Geologists, 41, 1876—1889, Tulsa. Cuvier, G., 1912, Discours sur les involutions de la surface du globe Pans. ' r t Duiei\e,r' CVi 1884i* Ein Beitrag 2Ur Geologie des Zentralstockes der Julischen Alpen, Jb. geol. R. A. 34, 659—706, Wien. Diener, C., 1925, Grundziige der Biostratigraphie, Leipzig und Wien. New^ork^' *** Rodgers' J*' 1957' Principles of Stratigraphy, Gortani, M., Selli, R., Colbertaldo, D., Carta Geologica delle tre Venezie, Tarvisio, 1:100.000. H a g n, H. und Holzl, O., 1952, Geologisch-palaontologische Unter-suchungen in der subalpinen Molasse des ostlichen Oberbayerns zwischen Prien d€S im SUden anSChlieCenden Helvetikums, Gee kozldny, ^5/1,* 106-^21, ^udap^'t. -i probl^i, Foldtani Komisija za geološko karto pri Zvezi geoloških društev Jugoslavije, 1958 Predlog standarda osnovne geološke karte Jugoslavije, Sarajevo. Kossmat, F., 1913, Die adriatische Umrandung in der alpinen Falten-region, Mitt. geol. Ges. Wien, 6, 61—187, Wien. Kiihnel, W., 1933, Zur Stratigraphie und Tektonik der Tertiarmulden bei Kamnik in Krain. Prirodoslovne rteprave, 2, 61—111, Ljubljana. Oppenheim, P., 1913, Bemerkungen zu W. Kranz: »Das Tertiar zwischen Castelgomberto, Montecchio maggiore, Creazzo und Monteviale im Vicentin« und Diskussion verschiedener dart beriihrter Fragen, zumal der Stellung der Schio-Schichten und der Grenze zwischen Oligozan und Miozan, Ztschr. deutsch. geol. Ges., 35, 549—627, Stuttgart. Rakovec, I., 1950, O nastanku in pomenu psevdoziljskih skladov, Geografski vestnik, 22, 1—24, Ljubljana. Schenk, H. G. and M u 11 e r, S. W., 1941, Stratigraphie Terminology, Bull. Geol. Soc. America, 52, 1419—1426. S z o t s, E., 1956, La limite entre le paleogene et le neogčne et le probleme des stages chattien et aquitanien, Acta geol. acad. scient. hungaricae, 4/2, 209—217, Budapest. Teller, F., 1889, Daonella lommeli in den Pseudo-Gailthalerschiefern von Cfflli, Verh. geol. R. -A., 210—211, Wien. Teller, F., 1898, Erlauterungen zur geologischen Karte... Eisenkappel und Kari ker, Wien. Teller, F., 1903, Exkursion in das Feistritztal bei Neumarktl dn Ober-krain, IX. Internat. Geol. Cong. XI, 1—27, Wien. Walt her, J., 1927, AUgemeine Palaontologie, Berlin. Zlebnik, L., 1958, Prispevki k stratigrafiji velikotrnskih skladov. Geologija 4, Ljubljana. Sprejel uredniški odbor dne 1. februarja 1958. STRATIGRAFSKI SLOVAR SLOVENIJE Anton Ramovš Uvod Na slovenskem ozemlju imamo precej značilno razvitih skladov, za katere so raziskovalci uvedli posebne stratigrafske pojme. Opisi posameznih, na novo imenovanih plasti so razkropljeni v različnih razpravah povečini tujih geologov, ki so raziskovali pri nas v okviru Dunajskega geološkega zavoda. Objavljeni so bili v različnih revijah ali samostojnih delih v času od nekako srede minulega stoletja do konca prvih desetletij sedanjega stoletja. Zato je marsikdaj nemogoče priti do originalnih opisov, bodisi da je literatura težko dostopna ali da iskalec ne ve, kje povsod naj išče tak opis. Pri tem seveda ne mislimo samo na geologe, marveč tudi na druge strokovnjake, ki želijo dobiti geološke podatke. Iz navedenega že razločno vidimo potrebo po stratigrafskem slovarju, v katerem bo bralec dobil originalne opise posameznih, pri nas značilnih skladov. Razen tega narekuje obdelavo tega gradiva tudi nujno potrebna revizija posameznih stratigrafskih imen; nekateri skladi vsebujejo po današnjem pojmovanju različno stare plasti in zato zanje ne moremo več obdržati prvotnega imena. Velikotrnski skladi n. pr. danes niso več ekvivalent rabeljskih plasti, marveč je njih večina zgornje-kredne starosti, medtem ko so ostali iz jurske in triadne (wengenske) dobe. Zato nameravamo pod naslovom Stratigrafski slovar Slovenije zbrati in kritično obdelati domače stratigrafske pojme in jih postopoma objavljati v pričujoči reviji. V tej številki obravnavamo naslednje stratigrafske pojme: Amfiklinski skladi Drnovški apnenci Krški skladi Psevdoziljski skladi Škofjeloški ploščasti apnenci z roženci Velikotrnski skladi Zalološki strešni skrilavci Zeleznikarski apnenci in dolomiti. Amfiklinski skladi Stratigrafski pojem amfiklinski skladi je uvedel v geološko literaturo Kossmat za debelo serijo klastičnih kamenin v dolini Bače (Geologie des Wocheiner Tunnels und der sudlichen Anschluiilinie. — Denkschriften der Mathem.-Naturwiss. Klasse der Kais. Akad. der Wissen-schaften, Wien, 1907, Bd. 82, 50—51). Najbolj razširjeni so črni, močno zmečkani glinasti skrilavci z vložki sivih kremenovih peščenjakov, ki postanejo pri preperevanju rjavi. Peščenjaki vsebujejo pogosto vključke glinastih skrilavcev, sledove rastlin in razpršen pirit. Razen tega nahajamo konglomeratne plasti z apnenimi prodniki in prodniki felsitskega porfirja, vključke rjavosivih apnenih skladov, ki so pogosto gomoljasto-brečasti in jih prepletajo glinene žile. Pri preperevanju postanejo žile zaradi železa značilno rjavkastorumene. Kossmatovi diagnozi ni kaj dodati. Amfiklinski skladi imajo največjo razprostranjenost v območju doline Bače in se vlečejo od tam proti Cerknem in Novakom. Med nje vključene apnence moremo ločiti v dva pasova. Severni, obsežnejši pas se vleče iz doline Koritnice čez Obloke proti jugovzhodu. Pri Jesenicah je prekinjen in se znova pokaže pri Orehku. Južni pas poteka od Grahovega v dolini Bače proti vzhodu tja do Bukovega. Kossmat sprva ni mogel odločiti, ali ustreza ves kompleks amfi-klinskih skladov kasijanskim apnencem in dolomitom, ali pa so med njimi zastopane tudi wengenske plasti. Po njegovem kasnejšem pojmovanju je možno, da segajo amfiklinski skladi še v rabeljski oddelek. Na italijanski geološki karti lista Tolmin v merilu 1:100.000 iz leta 1937 (Carta Geologica delle tre Venezie) so označeni amfiklinski skladi baških hribov in naj bi bili potemtakem vsi iz karnijske stopnje. V isto stopnjo jih uvršča tudi Meri a na geološki karti lista Idrija (1:100.000) iz leta 1940. Bogatejša favna je bila najdena doslej le pri vasi Selo severno od Podmelca. Pripada naslednjim vrstam: Cidaris dorsata B r a u n Cidaris decorata B r a u n Amphiclina amoena B i 11 n e r Amphiclina aptera B i 11 n e r Amphiclina sturii B i 11 n e r Spirigera flexuosa M ii n s t e r Thecospira tyrolensis L o r e t z Rhynchonella subacuta Los. Trachyceras aon (po S t u r u). Kasneje nihče ni podrobneje proučeval amfiklinskih skladov. Druga važnejša literatura: Kossmat, F., 1910, Erlauterungen zur Geologischen Karte Bischoflack und Idria, Wien, 46—50. Drnovški apnenci Stratigrafski pojem drnovski apnenci je uvedel v geološko literaturo Kossmat za apnence v okolici Drnove pri Cerknem (Erlauterungen zur Geologischen Karte Bischoflack und Idria, Wien, 1910, 46). Drnovški apnenci so neskladoviti, skoraj beli, drobljivi apnenci, na katere se priključujejo brez ostre meje temni apnenci z ostanki morskega ježka iz vrste Cidaris dorsata B r a u n. Svetli, masivni drnovski apnenci so razviti samo v okolici Drnove-(hrib z viš. koto 1005 m severoseverovzhodno od Cerknega). Drnovski apnenci po Kossmatu časovno ustrezajo kasijanskim apnencem in dolomitom na ozemlju Idrijce in Soče. Po M e r 1 i to niso apnenci, marveč označuje tamkajšnje kamenine kot bele masivne dolomite ladinske starosti, ki bi mogli biti tudi iz karnijske stopnje (Carta Geologica delle tre Venezie, list Idria, 1:100.000, 1940). Kasneje se ni nihče več ukvarjal z drnovskimi apnenci. Iz drnovskih apnencev doslej še ne poznamo značilnih fosilov. Krški skladi Stratigrafski pojem krški skladi je vpeljal v geološko literaturo' Lipoid in jih imenoval po kraju Krško (Bericht iiber die geologische-Aufnahme in Unter-Krain im Jahre 1857. — Jb. Geol. R. A., 9, Wien, 1858, 270). Apnenci so rdeči, sivi, rjavkasti, rumeni, vijolični. Vedno so svetle barve. Lomijo se školjkasto. Vsebujejo pogostne gomolje rdečega ali rjavega roženca, ki se pojavlja včasih tudi v plasteh, debelih od pol do-ene cole. Apnenci so plastoviti, in sicer ploščati. Posamezne plošče redko presežejo debelino treh col, medtem ko so večinoma debele od ene do dveh col. Krški skladi sestojijo iz svetlih plošČastih apnencev s številnimi gomolji in polarni rožencev. Redkeje se vključujejo med apnence z roženci laporni skrilavci. Pri Krškem so krški skladi debeli od 100 do 150 m. Lipoid glede njihove starosti ni prišel do zanesljive ugotovitve. Heritsch in Seidl (Das Erdbeben von Rann an der Save von 29. Janner 1917. — Mitteilungen der Erdbeben-Kommission, N. F. Nr. 55, Wien 1919, 89, tab. na strani 91) sta jih uvrstila v ladinsko stopnjo. Suklje (Gurkfeldski i grofidornski slojevi u Samoborskoj gori. — Vjesnik Hrv. drž. geol. zavoda i Hrv. drž. geol. muzeja, 2/3, Zagreb, 1944„ 512) jim je pripisal wengensko starost. Po novejših raziskovanjih (Ramovš, O starosti »krških« skladov v okolici Krškega. — Geologija 4, Ljubljana 1958) so krški skladi deloma zgornjekredni, deloma pa wengenski. V okolici Krškega so bile najdene na nekaj krajih globotrunkane, med katerimi je naj pogostne j ša vrsta Globotruncana lapparenti lapparenti Brotzen. V apnenih brečah so fragmenti rudistov. V wengen-skem delu krških skladov najdemo tufe in školjke iz rodu Daonella. Krški skladi se pojavljajo skupaj z velikotrnskimi v Krškem hribovju. Dosedanji krški skladi v okolici Krškega so deloma zgornjekredne-in deloma ladinske starosti ter ne sestavljajo enotnega stratigrafskega. člena. Zaradi tega moramo črtati krške sklade kot stratigrafski pojem,, pač pa moremo do njihove podrobne obdelave uporabljati ime krški skladovni kompleks. Nadaljnja važnejša literatura: Čubrilovič, 1934, Prilog geologiji okoline KrŠkoga. — Vesnik Geol. instituta kr. Jugoslavije, 3/1, Beograd. Psevdoziljski skladi Stratigrafski pojem psevdoziljski skladi je uvedel v geološko literaturo Teller (Daonella lommeli in den Pseudo-Gailthalerschichten -von CHli. — Verh. Geol. H. A. 1889, 210) za sklade pri Celju, ki jih je imel Zollikofer za ziljske (karbonske). Teller je ugotovil, da so •ekvivalentni wengenskim skladom v Južnih Tirolah. Po Teller ju so to sivi skrilavci, ki rjastorumeno preperevajo in se koljejo v tanke plošče. Nad skrilavci ležijo temni tankoploščasti apnenci, ki sestavljajo verjetno samo mlajši apneni člen wengenskih skladov. Psevdoziljski skladi sestavljajo poseben razvoj wengenskih skladov. V spodnjem delu prevladujejo temnosivi glinasti skrilavci, med katere se tu in tam vrivajo ploščasti, mestoma skrilavi apnenci. Podrejeno se pojavljajo kremenovi peščenjaki. Skrilavci prehajajo navzgor v ploščaste apnence z roženci. Med psevdoziljskimi skladi nahajamo tudi kremenove keratofirje in tufe. Psevdoziljski skladi so razviti v posavskih gubah, v Loških hribih in na vznožju Jelovice. Na severnem vznožju Celjskega gradu najdena fosila amonit Trachy-c eras julium Moj s. in školjka Daonella lommeli Wissm. dokazujeta ladinsko starost nekdaj ziljskih plasti. Psevdoziljske sklade je v zadnjem času podrobno proučeval Rako-"v e c v razpravi: O nastanku in pomenu psevdoziljskih skladov (Geogr. vestnik, 22, Ljubljana, 1950, 191—214). škofjeloški ploščasti apncnci z roženci Stratigrafski pojem škofjeloški ploščasti apnenci z roženci je uvedel v geološko literaturo Kossmat in z njim označil ploščaste apnence z roženci v okolici Škofje Loke (Erlauterungen zur Geologischen Karte Bischoflack und Idria, Wien, 1910, 32). So sivi, razločno ploščasti apnenci z roženci. V spodnjem delu se menjavajo s skrilavci zgornjega školjkovitega apnenca. Škofjeloški ploščasti apnenci z roženci tvorijo zgornji del psevdoziljskih skladov. Najdemo jih na ozemlju Smarjetne gore pri Kranju in v okolici Škofje Loke. Iz teh skladov doslej še ne poznamo značilnih fosilov. Velikotrnski skladi Stratigrafski pojem velikotrnski skladi je postavil v geološko literaturo Lipoid in ga imenoval po kraju Veliki Trn zahodno ocLKrškega (Bericht tiber die geologische Aufnahme in Unter-Krain im Jahre'1857. — Jb. Geol. R. A. Wien 1858, 271). Prevladujejo skrilavci in peščenjaki. Med skrilavci je največ apneno-lapornih, ki prehajajo v goste apnene laporje s školjkastim lomom. Barva se pri skrilavcih prav tako spreminja, kot se pri krških skladih. Lahko so rjavosivi, črni, pepelnatosivi, vijolični, rumeni, rjavkasti in celo skoraj beli. Zelo drobnozrnati peščenjaki so rjavosivi in rjavkasti. Vsebujejo nekaj apnenca in zelo drobne bele lističe sljude. Skrilavci in peščenjaki se menjavajo med seboj in z apnenci, ki vsebujejo rožence. Med apnenci se pojavlja tudi peščen, včasih brečast apnenec, na katerega preperelem površju izstopajo posamezna apnenopeščena in kremenova zrna. Skrilavci in laporji so včasih marogasti in redko vsebujejo fukoide kot edine znane fosilne ostanke. Velikotrnski skladi sestavljajo pretežno lapornopeščeno serijo kamenin. Sestoji večinoma iz apnenolapornih skrilavcev, ki prehajajo tudi v goste laporje. Skrilavci se menjavajo z drobnozrnatimi apnenimi peščenjaki, medtem ko se z obojimi menjavajo apnenci z roženci. Med slednjimi nahajamo peščen, včasih brečast apnenec. Velikotrnski skladi so debeli do 100 m. Razviti so v Krškem hribovju in se pojavljajo vedno tam, kjer so krški skladi. Na Lipoldovi ma-nuskriptni karti jih najdemo tudi izven Krškega hribovja. Glede starosti velikotrnskih skladov Lipoid kljub precejšnjemu razglabljanju ni prišel do zanesljive ugotovitve. Po S turu (Bemer-kungen iiber die Geologie von Unter-Steiermark. — Jb. Geol. R. A. 14, Wien 1864, 441) naj bi bili ekvivalent rabeljskih plasti. — Heritsch in S e i d 1 (Das Erdbeben von Rann an der Save vom 29. Janner 1917. — Mitteilungen der Erdbeben-Kommission, N. F. Nr. 55, Wien 1919, 99) pa sta jih uvrstila skupaj s Teller j e v i m i » tu« plastmi na geološki karti lista Celje in Radeče v karnijsko stopnjo. Š u k 1 j e (Gurkfeldski i grofidornski slojevi u Samoborskoj gori. — Vjesnik Hrv. drž. geol. zavoda i Hrv. drž. geol. muzeja, 2/3, Zagreb 1944, 512) pa je trdil, da nedvomno pripadajo rabeljskim skladom. Po novejših ugotovitvah (Ramovš, Starost »velikotrnskih« skladov v okolici Velikega Trna. — Razprave Slov. akad. znan. umet., razr. IV, knj. 4, Ljubljana, v tisku) so velikotrnski skladi v okolici klasičnega najdišča zgornjekredne starosti. Med Lipoldovimi velikotrnskimi skladi pa se razen krednih pojavljajo gotovo tudi jurske in triadne (wengenske) plasti. V okolici Velikega Trna so bile na več krajih najdene globotrunkane, med katerimi je naj pogostne j ša vrsta Globotruncana lapparenti lappa-renti Brotzen. V apnenih brečah, ki jih omenja kot sestavni del velikotrnskih skladov že Lipoid, pa so bili najdeni fragmenti rudistov. Dosedanji velikotrnski skladi so deloma zgornjekredne, deloma pa jurske in triadne starosti ter ne sestavljajo enotnega stratigrafskega člena. Zaradi tega moramo črtati stratigrafski pojem velikotrnski skladi, pač pa lahko uporabljamo do njihove podrobne stratigrafske razčlenitve ime velikotrnski skladovni kompleks. Razen med tekstom omenjene literature je važnejša še razprava: Cubrilovic, V., Prilog geologiji okoline Krškoga. — Vesnik Geol. instituta kr. Jugoslavije, 3/1, Beograd 1934. Zalološki strešni skrilavci Ime zalološki strešni skrilavci je dal Kossmat skrilavcem v okolici Zalega loga, severozahodno od Škofje Loke [Die palaozoischen Schichten der Umgebung von Eisnern und Polland (Krain). — Verh. Geol. R. A., Wien 1904, 88]. Karakterizirajo jih temnosivi, trdi glinasti skrilavci, ki prehajajo blizu meje z apnenci (železnikarski apnenci in dolomiti) v apnene skrilavce in ploščaste apnence. Skrilavci se krojijo v ravne, pogosto precej velike plošče. Zalološki strešni skrilavci so temnosivi, drobno sljudnati glinasti skrilavci s podrejenimi polarni temnih kremenastih skrilavcev. Dobro se koljejo. Ležijo konkordantno na železnikarskih apnencih. Ponekod vsebujejo manganovo rudo. Strešne skrilavce so imeli prvotno za spodnjekarbonske (kulmske). Kasneje se je pokazalo, da so jurske starosti in jih danes uvrščamo med liadne sklade. V zgornjem delu Selške doline imajo ti skrilavci precejšnji obseg. Doslej v zaloloških strešnih skrilavcih še niso našli značilnih fosilov. Druga važnejša literatura: Kossmat, 1910, Dachschiefer von Salilog. — Erlauterungen zur Geologischen Karte Bischoflack und Idria. Wien, 17. Kossmat, 1913, Die adriatische Umrandung in der alpinen Faltenregion. — Mitt. Geol. Ges. Wien, 61—165. Železnikarski apnenci in dolomiti Stratigrafski pojem železnikarski apnenci in dolomiti je uvedel v geološko literaturo Kossmat in jih imenoval po kraju Železniki, severozahodno od Škofje Loke (Erlauterungen zur Geologischen Karte Bischoflack und Idria, Wien 1910, 14). Sivi do črni, pogosto nekoliko peščeni apnenci se menjavajo z zrnatimi dolomiti. V obojih so pogosto kremenasti vključki. Na spodnji meji se železnikarski apnenci in dolomiti menjavajo s peščenjaki, ki postajajo pri p rep ere van ju rjavi, in s temnimi glinastimi skrilavci vrhnjega dela drobniške serije kamenin. Enako zvezo imajo ob svoji zgornji meji z zalološkimi strešnimi skrilavci. Zeleznikarske apnence in dolomite je imel Kossmat prvotno za devonske. Kasneje je ugotovil, da so zgornjetriadne starosti*. Kaže, da so debeli komaj 100 m, medtem ko imajo precejšnjo razprostranjenost v zgornjem delu Selške doline. Iz teh skladov doslej ne poznamo značilnih fosilov. Druga važnejša literatura: Kossmat, 1913, Die adriatische Umrandung in der alpinen Faltenregion. — Mitt. Geol. Ges. Wien, 61--165. Sprejel uredniški odbor 1. februarja 1958. POROČILO DIREKTORJA O DELU GEOLOŠKEGA ZAVODA V LJUBLJANI ZA LETO 1955 A REGIONALNO GEOLOŠKO KARTIRANJE 1. list Koper in Trst. V spomladanskih mesecih je bilo kartirano ozemlje, ki ga omejuje na vzhodu črta Lokev—Podgorje, na severu Lokev—Lipica—Osp. na zahodu državna meja in morje, na jugu pa črta Portorož—Marezige—Zazid. S tem so zaključili terensko delo na listih Trst-1 in Trst-2. Preostale so le še priprave za tisk obeh kart in tolmača. Doslej smo imeli za to območje Stachejevo manuskriptno geološko karto Sežana—St. Peter v merilu 1 :75.000 ter italijansko karto Trst v merilu 1 :100.000, ki se je v glavnem opirala na Stachejeve podatke. Na novih specialkah smo kredo stratigrafsko razčlenili, kar na Stachejevi karti ni bilo izvedeno. Na italijanski karti je kreda sicer horizontirana, vendar sega ta karta le delno na območje našega lista Trst-2. Tudi eocen smo razdelili na stratigrafske stopnje. Poleg tega smo na novo razmejili kredo in terciar na zahodnem delu Cičarije. Kreda je razvita izključno v obalnem grebenskem faciesu in vsebuje rudistno favno, na podlagi katere smo jo razčlenili na senon, turon in cenoman. Eocen pa smo po mikropaleontoloških določitvah razdelili na: fliš — zgornji lutecij (zgornji del) bazalni konglomerat — zgornji lutecij numulitni apnenec — zgornji lutecij (spodnji del) alveolinsko numulitni apnenec — srednji lutecij alveolinski apnenec — ipreso-lutecij miliolidni apnenec — ipresij. Kozinske apnence smo zaenkrat posebej označili, vendar smo ugotovili, da pripadajo vsaj delno še h kredi, delno pa že eocenu. Tektonika je precej komplicirana zlasti na vzhodnem delu lista Trst. Cičarija je bila narinjena na fliš Šavrinskega primorja; pri tem so se ustvarile številne luske, ki jih na terenu morfološko zaznamo kot stopnje. Te stopnje se vlečejo od Zazida proti Ospu. B. EKONOMSKA GEOLOGIJA Premog Vzporedno z regionalnim kartiranjem Dolenjske in Slovenskega primorja je pričel zavod na tem ozemlju podrobneje preiskovati pre-mogišča, ki so gospodarsko pomembna ter zanimiva zaradi sestave premoga in njegovega nastanka. Krmelj—Šentjanž. Kartiranje in vrtanje v prejšnjih letih je pokazalo diskordanco med glinastimi plastmi s premogom ter više ležečimi lito-tamnijskimi apnenci in laporji. Mikrofavna je v glinastih premogovnih plasteh slabo ohranjena, zato je vprašanje njihove starosti še vedno odprto. V apnencih in laporjih pa je favna pogostna. Po mikrofavni pripadajo apneni in lapornati sedimenti zgornjemu tortonu. Med mikro- in makrofavno so oblike, značilne za prehodno obdobje med tortonom in sarmatom. Kočevje. Vzporedno z geološkim kartiranjem premogovne kadunje je bilo izvedeno raziskovanje z globinskim vrtanjem in rudarskimi deli. Tak način raziskave je omogočil vzorčevanje na površini in v globini ter medsebojno primerjavo vzorcev, ki so bili preiskani kemično, petrografsko, mineraloško, mikropaleontološko in palinoloŠko. Dosedanje raziskave kažejo, da je kočevska kadunja tektonska udo-rina, nastala v srednjem ali mlajšem terciaru. Njena favna se razlikuje od pliocenske favne panonskega bazena in velenjske kadunje. V času nastajanja spodnjega premogovnega horizonta je bila kadunja mnogo večja kot danes; obstoji možnost, da je bila povezana s Kanižarico. Neposredno podlago terciarnih plasti tvori spodnjeturonski apnenec; niže sledijo cenomanski in jurski apnenec, glavni dolomit, werfenski in karbonski skrilavci in peščenjaki. Terciarne sklade sestavljajo konglomerat, peščenjak, lapor, gline in šest slojev premoga. Med četrtim in petim slojem premoga leži plast tufskega peščenjaka, ki ima svoj izvor verjetno v andezitni magmi; zato bo treba ponovno proučiti starost premogovnih plasti v Kočevju. Del plasti, ki leži pod tufskim peščenjakom, je verjetno starejši, kot ga smatramo. Premog je nastal iz iglavcev in listavcev, katerih medsebojno razmerje niha z globino, vendar glede tega ni opazovati posebne pravilnosti. Kvalitativno in delno kvantitativno so bili določeni ksilit, heterogena osnova, ki jo sestavlja rastlinski in humozni detrius z geli, rastlinska tkiva, fuzinit, rezinit, sklerotinit in jalovinski različki. V premogišču imamo dva facialna različka, ki smo ju označili kot temni medli premog in trakasti premog. Redki vključki fuzita so vezani izključno na trakasti premog, ki pripada drevesni frakciji mešanega značaja s sorazmerno večjo udeležbo iglavcev. Najbrž pripada tudi temni premog drevesni frakciji, vendar stopajo iglavci v njem v ozadje. Verjetneje pa tvori temni premog prehodni tip v nizek močvirni facies. Poleg sestava podpirajo to domnevo zlasti visok odstotek dušika in piritnega žvepla, ter izrazito gelast značaj substance, kar kaže, da je temni premog nastajal v reduktivnem okolju v globljih delih šotišča, pod mokrimi anaerobnimi pogoji. Visoka udeležba dušika kaže na povečano delovanje organizmov. Sestav premoga kaže na oscilacije vodne gladine v šotišču. Z mineraloškimi preiskavami terciarnih sedimentov so bili najdeni turmalin, cirkon, rutil, epidot, klorit, biotit, muskovit, sfalerit, piroksen. amfibol, staurolit, apatit, cojzit, sfen in karbonati ter neprozorni težki minerali pirit, ilmenit, limonit, hematit, cinabarit in verjetno galenit. Lahko frakcijo pa zastopajo rastlinski ostanki, kremen in glinenci. Ker so v sedimentih zastopani predvsem stabilni težki minerali in še ti pretežno zaobljeni in deformirani, sklepamo, da je prihajal material iz večkrat presedimentiranih kamenin mezozojskih in paleozojskih skladov, ki tvorijo podlago in obrobje terciarne kadunje. Od kovin nastopajo v premogu med drugimi mangan, krom, nikelj, titan, vanadij in molibden. Na podlagi vseh navedenih raziskav lahko trdimo, da je premogovnik Kočevje prvi v Sloveniji sistematično raziskan. Za rudnik je posebno pomembno, da so raziskave omogočile podroben izračun zalog premoga ter izdelavo projekta za odkopavanje četrtega sloja, o katerem prej niso imeli pravilnih podatkov. Kanižarica. Pregledno je bila kartirana širša okolica Črnomlja s posebnim ozirom na tektoniko in obstoj novih terciarnih kadunj. Crnomelj-ska kredna plošča se je ugreznila ob žužemberškem prelomu, ki poteka ob vzhodnem pobočju Roga, mimo Črnomlja proti Vinici in še dalje na jugovzhod. Na severu sega ta plošča do preloma Semič—Metlika—Sv. Nedelja, ki jo loči od Gorjancev. Zužemberški prelom je posebno izrazit med Hrastom in Vinico, kjer loči spodnjekredni dolomit od zgornjekred-nega apnenca. Sledove premoga nahajamo razen v podaljšku glavne kanižarske kadunje proti jugovzhodu pri Mali Lahinji tudi na območju Metlike. V Bubnjarskem brodu na desnem bregu Kolpe je v vodnjaku Petrušiča Antona naslednji profil: Z ročno vrtino je bil najden premog tudi 15 m severno od vodnjaka. V premogovniku v Kanižarici smo vzeli orientacijske vzorce za laboratorijske preiskave premoga. Podrobno vzorčevanje pa naj bi se izvedlo v naslednjem letu. Vremski Britof. V ponovno odprtem premogišču smo proučili geološke razmere zaradi usmerjanja nadaljnjih raziskovanj z rudarskimi deli in globinskim vrtanjem. Podrobno smo kartirali in vzorčevali vsa dostopna jamska dela. zlasti osušeno jamo Jadran IV. ter površino neposredne okolice. Rudnik je raziskoval na II. in III. obzorju, Geološki zavod pa je izvrtal tri vrtine neposredno vzhodno od rudniškega obrata. Ker so premogovi sloji nestalni, je raziskovalno delo zelo otežkočeno. Na nekaterih mestih je premog odnesla podzemna kraška voda. Najdena je bila zanimiva razlika v geološki zgradbi v primeri s Sečovljami. Med- 0,00—2,50 m 2,50—4,50 m 4,50—5,50 m rdeča glina lienit siva glina z makro- in mikrofavno; 5,50—6,50 m zgornji sarmat premogast skrilavec tem ko je v Sečovljah med kredo in paleocenom breča, ki kaže na diskor-danco, so plasti v Vremskem Britofu konkordantne in smo tu razdelili premogovno serijo v kredni in terciarni del, točne meje pa zaenkrat ni bilo možno potegniti. Podrobno smo proučili tudi pogoje nastanka kraškega premoga, favno in floro, petrografski in kemični sestav premoga in prikamenine s posebnim ozirom na vsebino kovin. Sečovlje. Za primerjavo v Vremskim Britofom smo podrobneje proučili geološke razmere, nastanek premoga in njegov sestav tudi v Sečovljah. Premog leži tu v erozijski in tektonski diskordanci neposredno na krednem apnencu. Sladkovodne kozinske plasti s premogom imajo v Sečovljah le majhno debelino; mestoma je morski facies transgrediral neposredno na kredo. V območju Izole smo preiskovali severno krilo sečoveljske kadunje z dvema vrtinama, ki sta pokazali le sledove premoga. V jedrih iz 2. vrtine pa smo našli neposredno pod flišem tudi sledove mehkih rumenih bitumenov z značilnim vonjem. Niže, vse do kozinskih sapropelnih apnencev pa je bil porušen apnenec po razpokah impregniran z asfaltom. Velenje. V okviru preiskav geomehanskih lastnosti velenjske krov-nine sta bili izvrtani dve vrtini, št. 35 in 36. Vrtina št. 35 leži v vzhodnem delu pliocenske kadunje, 850 m NNE od Novega jaška in je globoka 385,5 m. Od tega odpade 226 m na krov-nino, 110 m na premogov sloj, 29,5 m na bituminozno premogasto talnino in okrog 20 m na sivo talninsko glino. Vrtina št. 36 leži v sredini Šaleške doline, okrog 1100 m severno od Novega jaška in je globoka 595,15 m. Od tega odpade 371,1 m na krov-nino, okrog 93 m na premog in okrog 131 m na talnino. Na petrografski sestav krovnine kaže že odstotek dobljenega jedra, ki znaša v vrtini št. 35 84 °/o, v vrtini Št. 36 pa 59,5 °/o. V vrtini št. 35 prevladuje siva glina, mestoma finopeščena in v spodnjem delu vedno bolj lapornata, v vrtini št. 36 pa so med plastmi gline pole in tudi debelejše plasti drobno- in srednjezrnatega peska, kar se odraža v manjšem odstotku dobljenega jedra. Vodopropustnost smo merili neposredno v vrtini, pa tudi laboratorijsko, vendar za laboratorijske določitve v peščenih delih ni bilo možno vzeti vzorcev. Geomehanske lastnosti jeder je preiskal Zavod za raziskavo materiala in konstrukcij. Podatki vrtine št. 35 so sorazmerno ugodni in kažejo na podoben sestav krovnine, kakršen je v odkopanem delu kadunje. Manj ugodni pa so rezultati vrtine št. 36. Vendar je treba pri tem upoštevati veliko debelino krovninskih plasti, kar razmere znatno zboljšuje, razen v primeru, če so peščeni horizonti vodonosni. Za končno presojo razmer so potrebne še nadaljnje preiskave. Ostala nahajališča. Zastopnik zavoda je sodeloval pri komisijskih ogledih manjših rudarskih raziskovalnih del v oligocenskih skladih severozahodno od Rečice ob Savinji nad kmetijo Operčan, Poljane št. 28, in v miocenskih plasteh ob vznožju prvih pohorskih vzpetin nad Šmartnim pri Slovenjem Gradcu. Nafta 1. Geološko kartiranje. Oddelek za regionalno geologijo je kartiral severozahodno Prekmurje. Ozemlje omejuje na zahodu ii> severu jugoslovanska državna meja, na jugu ravnica ob Muri, na vzhodu pa črta Martjanci, Sebeborci, Čepinci. Površina preiskanega ozemlja znaša 250 km2. Geološko karto so izdelali v merilu 1:25,000. Podrobno so razdelili sarmat in pliocen. V sarmatu se najde mnogo mikro- in makrofavne. Na podlagi te favne so kartografsko ločili zgornji sarmat od spodnjega in srednjega, ki se nista dala medsebojno povsod ločiti. Zgornji sarmat je s fosili v Prekmurju mnogo bogatejši od srednjega in spodnjega sarmata. Od školjk nastopajo razne vrste rodu Cardium, dalje Ervilia podolica Eichw. in Ervilia pusilla Phil. Od polžev pa je največ vrst iz rodu Cerithium, Trochus, Valvata, Calliostoma in Hydrobia. Od mikrofavne je treba omeniti predvsem številne vrste rodu Elphidium (aculeatum, crispum, antoninum, obtusum, flexuosum in druge), dalje vrste Rotalia beccarii L., Nonion granosum d'Orb. in Unio puncta-tum d'Orb, V spodnjem in srednjem sarmatu ni tipične favne, značilno pa je, da manjkajo oblike, ki vedno nastopajo v zgornjem sarmatu. V pliocenu je favna zelo revna. To je razumljivo, ker so postajali sedimenti vedno bolj sladkovodni in so v zgornjem delu pliocena izključno rečni. V panonu so se ohranili od makrofavne predvsem maloštevilni primerki vrste Congeria partschi. Našli so se še ostanki lupine vrst Origoceras cf. fuchsi Kittl. in Limnocardia sp. div. Od mikrofavne so bile določene vrste Cyprideis obesa Reuss., Herpetocypris obscissa Reuss., Lineocypris reticulata Meies in Lineocypris fakrioni Papp. Nad panonskimi sedimenti leže le debele plasti peska, proda in gline, ki pripadajo horizontu Unio wetzleri, dakijskim in postdakijskim prodom. Raziskani so bili tudi paleozojski, filitom podobni skrilavci pri Sotini in kamenine bazaltnega vulkanizma pri Gradu. Filitom podobni skrilavci so metamorfozirani glinasti skrilavci in apnenci, ki so se spremenili v filit in kloritni skrilavec, marmor, silikatni marmor, grafitni kvarcit, črn kremenov skrilavec in kremen. Vmes so karbonatne in aplitne žile. Kamenine bazaltnega vulkanizma so tufi, ki so nastali med spodnjim in srednjim pliocenom. Središče vulkanizma je bilo pri Gleichenbergu. Pri Gradu je bila tedaj le obrobna plinska erupcija. Z vrtinami je bil ugotovljen pod sarmatom v Prekmurju tudi torton, ki kaže znake nafte in plina v okolici Bogojine. Na površini se torton v Prekmurju nikjer ne pokaže. Tudi amfibolit in gnajs, ki so ju našli na dnu filovskih vrtin, nista bila najdena nikjer na površini, iz česar sklepamo, da tvorijo podlago terciaru v severozahodnem delu Prekmurja le filitom podobni skrilavci, medtem ko so jugovzhodno od tod v okolici Filovec z vrtinami dokazani blestniki in amfiboliti. Kje poteka meja med obema vrstama kamenin, še ni ugotovljeno. 2. Geofizikalno merjenje. Geofizikalni oddelek je gravimetrično in geomagnetno izmeril severozahodni in južni del Prekmurja. Ob uporabi vseh dosedanjih meritev, ki so jih v minulih letih izvajale razne geofizi- kalne skupine, je izdelal enotno gravimetrično karto za celo Prekmurje in okolico Kapele v Slovenskih goricah. Isto ozemlje obsega tudi karta magnetnih anomalij, na kateri pa je izpadla površina 7 km2 petišovskega polja, kjer zaradi vrtalnih naprav ni bilo mogoče meriti. Površina v letu 1955 izmerjenega ozemlja znaša 750 km2. Gravimetrično mrežo za detajlno merjenje v Prekmurju in Slovenskih goricah je geofizikalni oddelek izvedel samostojno in jo uvrstil v III. red. Preko izhodiščnega reperja Lendava jo je možno vključiti v osnovno državno mrežo. Barvne kovine Svinec in cink 1. Sitarjevec pri Litiji. Kidričev jašek so poglobili za 20 m, od 202 m do 182 m. Galenitna žila, ki so jo sledili že v zgornjem delu jaška, se nadaljuje v globino do kote 186 m. Na koti 184 m se je pojavila nova žila vodoravno preko celega profila jaška v debelini 20—30 cm, ki pa ni tako kompaktna kot žila v zgornjem delu jaška. Nadaljevali so tudi sledilne rove proti severozahodu in jugovzhodu na koti 190 m. Skupno je bilo izkopano 20 m jaška in okrog 80 m rovov. 2. Zavrstnik pri Litiji. Vpadnik, ki so ga pričeli že prejšnje leto, so poglobili za 78,7 m, tako da je bil konec leta globok 82 m. Delo v vpadniku je otežkočala voda. Na višini drugega obzorja potopljene zavrstniške jame so zastavili prekop, s katerim nameravajo prodreti v staro jamo in se zavarovati pred vdorom vode iz stranskih rudarskih del. 3. Pleše pri Škofljici. Izkopali so 15 m raziskovalnega rova na višini 235 m in poglobili Krištofov vpadnik za 39 m. V obeh primerih so zadeli na mineralizacijo z galenitom in sfaleritom. 4. Ponoviče pri Litiji. Na podlagi rezultatov rudarskih del na koti 297 m, ki so odkrila lepo sfaleritno žilo v debelini okrog 40 cm, so se odloČili za preiskavo žile v globino. Najprej so preiskali mesto pri gradu Ponoviče, kjer naj bi bil po ustnem izročilu sfaleritni izdanek, vendar se je izkazalo, da poročilo ni bilo točno. Nato so zastavili nov raziskovalni rov na koti 275 m, s katerim nameravajo prodreti pod raziskovalna dela na koti 297 m. 5. Mežica. V okviru sredstev, ki jih je dobil Geološki zavod — Ljubljana od Zveznega geološkega zavoda — Beograd, je rudnik Mežica v letu 1955 izvajal rudarska in geološka raziskovalna dela na pobočjih Uršlje gore. Namen teh raziskav je bil, da se dobijo podatki o gospodarski vrednosti številnih že znanih rudnih pojavov in da se najdejo novi, še nepoznani rudni pojavi svinca in cinka, kolikor je to v enem letu dosegljivo. V Mučevem so obnovili dva stara rova: Mučev podkop (+ 539 m) na dolžini 910 m in rov Francisci (+631 m) na dolžini 130 m, da se pozneje izdela nadkop pod večje orudenenje s prevladujočo ZnS rudo, znano na površini. Na Naravskih Ledinah so izdelali skupno 881 m rovov. Rudni sledovi so bili odkriti na štirih mestih in orudenenje gospodarske vrednosti na enem mestu na dolžini 7 m. Na južnem pobočju Uršlje gore in južno od Molokovega vrha so odprli 11 starih rovov in jaškov ter jih očistili na skupni dolžini 117 m. Na več mestih so bili odkriti sledovi PbS in ZnS in manjši stari odkopi. Geološko kartirano je bilo vzhodno pobočje Uršlje gore na površini 15 km2. Sledovi PbS so bili najdeni na dveh mestih. Tehnološka preiskava na flotiranje je bila izvedena za rudo s prevladujočo ZnS izpod Homa pri Ocvirku, pri čemer so bili dobljeni ugodni rezultati. 2ivo srebro 1. Velika Reka. Raziskave na zgornjem obzorju, kota 510 m. niso zadostovale za končno oceno ekonomske vrednosti rudišča. Predvsem je bilo treba ugotoviti, koliko se orudenenje, najdeno na zgornjem obzorju, razteza v globino. Zato so že v letu 1954 pričeli 60 m niže, na nadmorski višini okrog 450 m, nov raziskovalni rov, katerega dolžina je konec leta 1955 znašala 517 m. Rov poteka v začetku skozi svetle peščenjake in sljudne skrilavce, preide v temnosive sljudne peščenjake in skrilavce, ki so ločeni od prejšnjih po prelomu. V temnih skrilavcih, ponekod bogatih z grafitom, nahajamo tanke pole temnega apnenca s kalcitnimi žilicami. Nato sledi svetlosiv dolomit. Iz porušenega dolomita od 272,50 m do 282,50 m je bil močan dotok vode. Preden so presekali dolomit, je znašala količina jamske vode 120 l/min, nato pa 600 l/min. V dolomitu poteka rov do 300 m, kjer je kontakt z rožnatim sljudnatim kremenovim skrilavcem. Ob kontaktu je pirit. Nato se menjavata skrilavec in peščenjak, ki prehaja v konglomerat pri 320—357 m. Nato se do 517 m zopet menjavata skrilavec in peščenjak. Po podatkih z zgornjega obzorja bi že morali s spodnjim rovom zadeti na mineralizacijo, vendar se je spremenil vpad plasti od 50° na zgornjem obzorju na 20s na spodnjem obzorju, zato nameravajo z rovom nadaljevati do kontakta karbonskih skladov s permskimi, oziroma werfenskimi skrilavci. Antimon 1. Lepa njiva. Rudišče je bilo v eksploataciji od časa do časa v dobi 1874—1939. Po ustnem izročilu so leta 1939 odpeljali 14 vagonov rude. Lepa njiva pripada rudnemu pasu Pirešica—Skorno, ki leži v neposredni bližini šoštanjskega preloma in je vezan na andezitni vulkanizem. V Lepi njivi nastopa antimonit v rožencih, ki tvorijo nepravilne leče v apnencu in dolomitu. Ruda je videti brečasta in je zelo čista; vsebuje le majhne količine pirita. Analiza vzorca z odvala je dala 7,5 °/o Sb in 0 °/o As. V letu 1955 smo obnovili tri stare rove, ki smo jih mogli najti v zaraslem terenu. Najniže leži 81 m dolg rov pod kmetijo Gregorca Ivana, ki sicer v odseku starih del ni bil pravilno usmerjen, saj poteka v vsej dolžini skozi lapornate soteske plasti, vendar bi ga mogli v nadaljnjem pravilno usmeriti v rudno cono. Obnovili smo že dva rova, in sicer 44, oziroma 57 m nad spodnjim rovom. Ker so bila raziskovalna dela zaradi finančnih sredstev predčasno končana, nismo mogli zbrati dovolj podatkov za oceno zalog. 2. Znojile. V zahodnem delu območja Trojane—Znojile so že pred prvo svetovno vojno odkopavali antimonit, o čemer pričajo ruševine sepa-racije. Predelali so ga takoj v antikorozivno antimonsko barvo. V letu 1936 so začeli zaradi številnih izdankov na površini raziskovati tudi vzhodni del ozemlja, Znojile, kjer je v letu 1955 Geološki zavod obnovil star rov v dolžini 95 m in ga nato podaljšal za 71,55 m, tako da je znašala cela dolžina rova 166,55 m. Orudenenje smo našli pri 52 m v obliki leče, konkordantno vložene v karbonski skrilav peščenjak, pri 85 m pa smo presekali širšo glinasto cono tektonskega nastanka s hidrotermal-nim kremenom in intenzivno piritizacijo. V glini so bili tudi sledovi anti-monita, prave žile pa na tem mestu nismo našli. Podobno glinasto cono z drobci antimonita smo presekali še pri 120 m. Ce se bo v Znojilah še kdaj začelo z raziskavami, bi bilo treba ponovno odpreti isti rov in slediti po smeri in vpadu znake orudenenja pri 52,85 in 120 m. Baker I. Močilno. V širokem pasu permskih skladov, ki se raztezajo v smeri zahod—vzhod od Radeč pri Zidanem mostu do Podkuma (12 km) je več izdankov bakrene rude, ki so jih že tudi rudarsko raziskovali. Poročilo iz leta 1916 omenja kraje »Piskerc« (Močilno), Magolnik, Ravne, Zgornja Sopota in Mačkov graben. Skupna poteza vseh teh nahajališč je, da je nosilec bakrovega orudenenja hidrotermalno obeljen sloj permskih skrilavcev oziroma peščenjakov. Ta sloj, katerega debelina znaša 20—30 cm. je prevlečen z malahitom, vedno pa zasledimo tudi impregnacije z bakrovimi sulfidi. Orudenenje je v splošnem siromašno. Raziskovalna dela v letu 1955 so imela namen kontrolirati staro poročilo, po katerem so v »Piskercu« že po 6 m prišli v rudni sloj. Pokazalo se je, da je ruda v tej višini najbrž popolnoma izprana in da bi bilo treba slediti po vpadu plasti v globino. Železo in mangan 1. Savske jame—Lepena. Po starih rudarskih kartah sodeč, nastopajo v karbonskem apnencu in peščenjaku v območju Savskih jam nad Jesenicami leče siderita, ki vsebujejo tudi po nekaj sto tisoč ton rude Z obnovljenim Karlovim rovom v Savskih jamah smo nameravali priti v rudno cono, vendar so bila dela predčasno ustavljena zaradi pomanjkanja sredstev. Raziskovalni rov v Lepeni pa je pokazal, da so tu razmere drugačne kot v Savskih jamah. Rov je potekal v oligocenskih plasteh. V njihovem zgornjem delu se nahajajo kosi siderita, ki so bili presedimentirani iz karbona. 2. Počenska gora. Dosedanje raziskave z jarki so pokazale, da obstoje na Počenski gori izdanki manganove rude v dolžini 850 m. Debelina orudenjene plasti še spreminja od 0,75 do 7 m. Na Ritarčevem vrhu pa je manganov sloj najden v dolžini 220 m in 160 m z vmesnim presledkom, kjer je teren težko pristopen. Analiza vzorcev s Počenske gore je dala povprečno 20% Mn in 11,9% Fe, vzorci z Ritarčevega vrha pa vsebujejo nekaj manj Mn in več Fe. Rudo so preiskali tudi v Metalurškem inštitutu v Ljubljani in ugotovili, da se zaradi premajhne velikosti zrn ne da obogatiti po klasičnih metodah. Z nadaljnjimi raziskavami bi bilo treba oceniti rudne zaloge, s pol-industrijskimi poizkusi pa ugotoviti, ali je mogoče to vrsto rude predelati z ekonomskim učinkom. 3. Kanjuce. Zastopnika zavoda sta si ogledala mineralizacijo z limo-nitom južno od Štor v neposredni bližini domačije Cesar, Kanjuce št. 1. Podobne pojave opazimo vzdolž severnega roba laške terciarne kadunje v pseudoziljskih plasteh. Kažejo na postmagmatsko hidrotermalno delovanje, a nimajo ekonomskega pomena. C. INŽENIRSKA GEOLOGIJA IN HIDROGEOLOGIJA Hidroelektrarne Idrijca. Za izgradnjo akumulacijskega sistema v porečju Idrijce je geotehnična skupina zavoda preiskala geološke pogoje za pregradi na Koritnici in Bači. V obeh primerih so vrtine pokazale baški dolomit z roženci in so fundacijski pogoji ugodni. Poleg tega je bilo izvedeno detajlno inženirsko-geološko snemanje na mestu pregrade na Idrijci v Trebuši ter ob trasi tunela od Trebuše do Soče. Osp. Projekt hidroelektrarne Osp predvideva zajezitev Reke 1 km nad vasjo Zgornje Vreme s 40 m visoko pregrado. Akumulacijski bazen v dolini Reke naj bi bil dolg 15 km, dovodni rov od pregrade do strojnice pri Ospu pa 19 km. Dolina Reke z akumulacijskim bazenom, pregrado in rovom do km 7,5 je del reške sinklinale, ki jo grade eocenski sedimenti. Sedanja površina je po obliki inverzna; hribovje Brkini je po geološki zgradbi sinklinala. Od km 7,5 do km 13 poteka trasa rova skozi denudirano materijsko anti-klinalo, ki jo sestavljajo kredni in paleocenski sedimenti. To je široka suha dolina, ki se razprostira od jugovzhoda proti severozahodu. Od km 13 do strojnice pri Ospu pa poteka rov skozi tržaško-pazinsko sinkli-nalo, ki je morfološko kraška planota, visoka 300—400 m, z luskasto zgradbo. Pritisk od severovzhoda je narinil proti jugozahodu eocenski apnenec na eocenski fliš. Vodne razmere so tesno povezane z geološko sestavo ozemlja. Na nepropustnem flišnem peščenjaku in laporju je razvita površinska vodna mreža, v apnencu pa se voda pretaka podzemno. Akumulacijski bazen leži v flišu, ki velja za nepropustnega. Preiskati bo treba še globino preperine na pobočjih bazena ter razmere na levi strani pregrade v zvezi s tektonsko črto, ob kateri je bil dvignjen na površino eocenski apnenec. » Za pregrado sta bila z 8 vrtinami raziskana dva profila na mestu, kjer je dolina široka samo 130 m, kar je morfološko ugodno. Osnovno gorstvo sestavlja eocenski peščenjak. Vrtine so pokazale v spodnjem profilu do globine 10—15 m več zdrobljenih in preperelih con, ki jih je treba geomehansko preiskati. Zgornji profil je ugodnejši, ker je v njem manj preperine. Lobnica. Vrtalna skupina je izvrtala 6 vrtin s skupno globino 133,3 m na diluvialni terasi ob Dravi, kjer je predvidena nadzemna strojnica. Raziskave so pokazale dobre fundacijske pogoje. Poleg tega je bila preiskana varianta za gradnjo tlačnega jaška in podzemne strojnice. V ta namen je vrtalna skupina izvrtala iz doline Lobnice 200 m globoko poševno vrtino proti predvideni kaverni. V zgornjem delu vrtine prevladujejo kremenovi skrilavci in blestniki z vložki marmorja, ki je precej izlužen. V spodnjem delu vrtine, kjer je predvidena kaverna, pa nastopajo v glavnem kompaktni lojevčevi skrilavci. Na predvidenem mestu za tlačni jašek so metamorfne kamenine sveže in sposobne prevzeti velike pritiske vode. Na podlagi dosedanjih terenskih in laboratorijskih raziskav od maja 1954 do julija 1955 je inženirsko geološki oddelek izdelal skupen geološki elaborat kot podlago za projektiranje hidroelektrarne Lobnica na Pohorju. HE Vuhred je projektirana v tistem odseku dravske doline, kjer Drava v izraziti debri prereže kozjaško antiklinalo. Na obeh bregovih reke so ostanki diluvialne prodnate konglomeratne terase, prekrite s peščeno preperino s samicami. V strugi so prodnate naplavine debele 2—5 m; pod njimi leže metamorfne kamenine, na katerih je fundirana pregrada. Inženirsko geološke raziskave z vrtanjem in merjenjem vodopropust-nosti na mestu pregrade so bile izvedene v letih 1952 in 1953, podrobne raziskave za fundacijo črpalnega jaška, desne obrežne zgradbe in niz-vodnega obrežnega zidu pa v letu 1954. Od novembra 1954 do marca 1955 je vrtalna skupina izvedla 18 vrtin s skupno globino 412,85 m z namenom, da se določi mesto in način zatesnitve bregov akumulacijskega bazena. Na desnem bregu so preiskali pet profilov, na levem pa dva. Razmere so težje na desnem bregu, ki je sestavljen povečini iz peščene preperine. Poleg tega so tu ugotovili kaverne, v katerih bi pronicajoča voda dosegla zadostno hitrost in bi izpirala drobnozrnate frakcije, kar bi povzročilo usedanje terena. Na levem bregu je nevarnost izpiranja manjša. Na podlagi vrtanja je inženirsko geološki oddelek dal predloge za tesnitev, od katerih je bila izbrana varianta tesnilnih zidov v kombinaciji z injekcijsko zaveso, in sicer na desnem bregu v podaljšku krilnega zidu, na levem pa v podaljšku pomožne pregrade. Metamorfne kamenine, na katerih je fundirana hidroelektrarna Vuhred, so v svežem stanju vodonepropustne. Postanejo pa propustne v preperelih conah, po tektonskih razpokah in krojitvenih ploskvah ter marmorji tudi po kavernah. Zato je potrebna injekcijska zavesa ob zunanjem robu turbinskih stebrov, pretočnih polj in obrežnih zgradb, dalje v razdalji 1,5 m od vodne strani krilnih zidov in po sredini tesnilnih zidov. Načrt za injekcijsko zaveso so izdelali v inženirsko geološkem oddelku zavoda. Planina. Po pogodbi z Upravo za vodno gospodarstvo smo v letu 1955 nadaljevali raziskave o možnosti vodne akumulacije na Planinskem polju. Ozemlje med Unškim in Planinskim poljem, to je med izvornim področjem Unice pri Planini in okolico Ivanjega sela, ki velja že za ponorno področje, smo preiskali s 13 vrtinami (skupno 1014 m), razporejenimi v treh profilih. Namen vrtanja je bil poleg ugotovitve geološkega sestava in vodopropustnosti, predvsem merjenje piezometričnih nivojev podzemne vode. V vrtinah je bilo težko ločiti kaverne, ki so zapolnjene s peskom in gruščem, od tektonsko porušenih con, v katerih najdemo podoben material. Kaverne smo določili po nastopanju gline, vendar ta kriterij ni povsod zanesljiv. Vodopropustnost se pogosto spreminja; v dolomitnih conah so znašale izgube pod 1 lit/min, v apnenih pa do 20 lit/min. Pri večjih izgubah pa je treba upoštevati, da se je zaradi vodnega pritiska pri merjenju poruŠenost kamenin povečala. Piezome-trični nivoji se dvignejo nad višino predvidene zajezitve na koti 470 m, zato ne bo motenj v dotoku vode na Planinsko polje po zajezitvi. Geofizikalna skupina zavoda pa je po geoelektrični metodi preiskovala konfiguracijo skalne podlage Planinskega polja. Geotehnične osnove urbanističnih načrtov Koper. Mesto Koper leži v geološkem smislu na eocenskem otoku, sestavljenem iz fliša in apnenca. Obdajalo ga je plitvo morje, ki so ga začeli osuševati v drugi polovici osemnajstega stoletja. Osušili pa so le površino današnje koprske in ankaranske Bonifike, vmes je ostal plitev Stanjonski zaliv. Kmalu po osvoboditvi je vznikla ideja, naj se osuši še ta zaliv. Geotehnična skupina zavoda je v letu 1955 pričela z vrtalnimi in geotehničnimi raziskavami, katerih cilj je bil, dati splošno sliko o pogojih za fundacijo stanovanjskih in industrijskih zgradb na Bonifiki ter za melioracijo Stanjonskega zaliva. Na Bonifiki so izvrtali 9 vrtin na suho (brez izplakovalne vode) v skupni globini 280,70 m, v Stanjonskem zalivu pa 8 vrtin (209,90 m). Vzporedno so vzorce preiskali geomehansko. Preiskave so pokazale, da sestavlja zgornje plasti Bonifike mlad glinast melj, ki doseže v osrednjem delu debelino 20 m, v obrobju pa 9—13 m. Pod tem mlajšim glinastim meljem sledi do 2,5 m debela plast starejšega, konsolidiranega glinastega melj a. Kljub enakemu sestavu obeh plasti je meja med njima ostra, kar kaže, da je bila sedimentacija za določeno dobo prekinjena. Predpostavljamo, da je prekinitev povzročila gradnja zaščitnih nasipov in regulacija Karnelunge. Glinast melj leži na težkognetni, oziroma že poltrdi flišni preperini. Po dosedanjih preiskavah moremo Bonifiko z ozirom na pogoje fundacije razdeliti na tri dele: osrednji del, obrobno območje ob mestu in Semedeli ter okolica Karnelunge severno od ceste Piran—Ljubljana. Glinast melj v Stanjonskem zalivu doseže največjo debelino 27 m in ima v celem profilu isti značaj. To kaže, da so bili sedimentacijski pogoji skoz enaki. Heterogeno pa je sestavljena eocenska flišna podlaga, ki jo sestavljajo apnenec, lapornat apnenec, lapor, lapornato glinasti in izrazito glinasti vložki. Kontakt med flišno podlago in glinastim meljem ni vedno enak; ponekod leži naplavina na flišni glinasti preperini, drugod pa na lapornatem apnencu. Raziskovanja so dala orientacijske podatke za ureditev in izgradnjo koprske luke in razširitev mesta. Fundacije Preiskani so bili pogoji za fundacijo stanovanjskih zgradb v Vipavi in Ajdovščini, za šolo v Sv. Križu pri Rogaški Slatini, za novo stikalnico hidroelektrarne Fala, za dimnik tovarne »Sukno« v Zapužah, za novo separacijo v rudniku Idrija, za tovarniško zgradbo pri Tovarni olja v Slovenski Bistrici, na 5 stavbiščih v Ljubljani, za cestna mostova čez Soro v Praprotnem in čez Godič pri Tolminu ter za usek in nadvoz na trasi ceste Ljubljana—Zagreb pri Pluski. Hidrološka raziskovanja 1. Sp. PirniČe. Pod brežino diluvialne savske terase na levem bregu pri Sp. Pirničah v neposredni bližini kamnoloma izvira akrotermalni vrelec, imenovan »Straža«. Voda je imela na dan ogleda 17. maja 1955 temperaturo 20° C, količina pa je znašala 2 lit/sek. Izvir je oddaljen od Save le 200 m in se njegova voda gotovo meša s talno vodo, ki mu znižuje temperaturo. Termalni vrelec v sedanjem stanju nima ekonomskega pomena. 2. Zbelovo. Vrelec termalne vode se nahaja na desnem bregu Dra-vinje v kraju Zbelovo, kakih 100 m nad železniškim mostom, daje 55 lit/sek in je imel na dan ogleda 17. novembra 1954 19° C. Izvirek je precej moč&n in neprestano izhajajo tudi mehurčki plina. Voda nima posebnih kemičnih lastnosti in je v sedanjem stanju zaradi prenizke- temperature ne moremo izkoristiti v balneo-terapevtične namene. 3. Nunska gora. Slatinski vrelec na Nunski gori izvira na nadmorski višini okrog 430 m iz miocenskega apnenega peščenjaka, ki leži med lapornatimi plastmi. Vrelec je za silo zajet z 1 meter dolgo lončeno cevjo, ki je vertikalno vkopana tako, da je ustje cevi nekaj cm nad površino zemlje. Na dan ogleda 17. novembra 1954 je dajal le 1 liter vode na 5 minut in je imel temperaturo 8° C, to je za 1—1,5° C manj kot izviri neslatinske vode v bližini. Voda je mineralna in vsebuje v glavnem kalcijev in magnezijev bikarbonat, majhne količine sulfatov in kloridov, od alkalij pa le sledove natrija. Ima kiselkast, osvežujoč okus. Vrelca v Zbelovem in Nunski grapi ležita ob Donački prelomnici; najbližji sta Kostrivniška in Gaberniška slatina. 4. Izdelani so bili predlogi za oskrbo tekstilne tovarne v Preboldu z industrijsko vodo, za tovarno lepenke v Ceršaku s pitno vodo ter za vodovode v Brežicah, Ilirski Bistrici in Kamniku. D. LABORATORIJI 1. Kemični laboratorij V tabeli navajamo število analiziranih vzorcev in določitev po vrstah vzorcev: Vrsta vzorca Premog Železove in manganove rude Ostale rude Silikati Karbonati Raztopine in suspenzije Kovine Industrijski produkti Skupno: Število vzorcev 149 97 572 38 103 456 3 82 1500 Število določitev 737 462 789 424 284 465 15 192 3368 Večji del raztopin in suspenzij je bil analiziran v zvezi s preiskavami premoga. Med analiziranimi rudami prevladujejo živosrebrne, manganove in svinčeno-cinkove. Nekaj vzorcev je bilo bakrovih in antimonovih rud. Za zboljšanje zdravstvenih in tehničnih pogojev dela je zavod zgradil še 7 digestorijev in preuredil ventilacijo. 2. Petrografski Laboratorij Vrsta in število preparatov: J Nahajališče Petrografski Rudni Obrusi Pre- ! mogi i Bohor 1 _ sediment Brežice 11 — prodniki prodornin Fram 3 — met. kamenina • Izola 15 Idrija 30 Kamna gorica 8 — prodornine Kočevje 1 — tufit Lendava — karti- 25 — tufiti ranje Lendava — vrtine 4 — met. kamenine Ožbalt 1 — met. kamenina Rovinjski jarek 1 — sediment Rudnica 5 — prodornine Savske jame 4 — sedimenti Slavnik 4 — sedimenti Šmartno na 85 — met. kamenine Pohorju Št. Janž 1 — sediment Tara—Morača 5 — sedimenti Velenje 11 Vzorci za Vevče 7 — apnenec s foramini- ferami Vremski Britof 4 — sedimenti 20 14 Vuhred 5 _ met. kamenine Vuzenica 3 — met. kamenine Skupno: 178 30 35 25 Poleg tega smo preiskali 50 zbruskov in obrusov iz raznih krajev. Večja dela, opravljena v petrografskem laboratoriju v tekočem letu, se nanašajo na tri območja: Prekmurje, jugovzhodno Pohorje ter porečje Tare—Morače v Črni gori. Iz Lendave smo preiskovali vzorce temeljnega gorovja, v katerem so se končavale vrtine. Prav tako smo začeli s preiskavo paleozojskih in bazaltnih kamenin z Goričkega v Prekmurju in bomo delo nadaljevali v prihodnjem letu. Drugo večje delo je kartiranje in mikroskopska preiskava očesnih gnajsov jugovzhodnega Pohorja okrog Šmartnega, ki so se po podatkih analiz izkazali za injicirane. V porečju Tare—Morače se nahajajo kremenovi keratofirji, kremenov porfirit, sekundarno spremenjeni tufi teh kamenin, steklast tuf, ki po geoloških podatkih pripada karbonu, in nekaj sedimentov, ki pripadajo starejšim geološkim formacijam. 3. Sedimentno petrografski laboratorij Po metodah sedimentne petrografije smo preiskali 121 vzorcev: Kraj raziskovanja Kamenina Število vzorcev Kočevje, jama in vrtina glina, lapor 54 Kočevje, jama premog 3 Kočevski Rog kredni fliš 2 Ortnek kremenov peščenjak 6 Kanižarica lapor, glina 54 Krško polje prodniki 2 V vzorcih iz Kočevja in Kanižarice so težki minerali zelo redki. Zastopani so skoraj izključno stabilni težki minerali — turmalin, cirkon in rutil, na podlagi česar lahko sklepamo, da je prihajal material iz. večkrat presedimentiranih kamenin. V mnogih vzorcih iz Kočevja in Kanižarice nastopata sfalerit in cinabarit, največkrat v količini manjši od 1 %. Za krovnino IV. sloja v Kočevju je značilen tufski peščenjak z zelo-velikimi in svežimi plagioklazi iz reda andezina in veliko količino opala. 4. Mikropaleontološki laboratorij Izprali in pregledali smo 1140 vzorcev, od tega določili 525 vzorcev. Za proizvodnjo nafte v Lendavi smo preiskali vzorce iz naslednjih vrtin: 1. Iz vrtine Slovenske gorice-1 smo prejeli 8 vzorcev, ki pa niso vsebovali mikrofavne. Vrtina je potekala skozi pliocenske sedimente. 2. 44 vzorcev iz vrtine Kog-4, in sicer iz globine 150,00—2180,60 m. Po mikrofavni smo ugotovili, da pripadajo vzorci srednje- in spodnje-tortonskim sedimentom. 3. Iz vrtine Selnica-1 smo izprali 63 vzorcev. Vrtina je potekala skozi abichi plasti ter skozi sarmatske in tortonske sedimente. 4. Tudi vrtina Filovci-3 (59 vzorcev) je potekala skozi abichi plasti. To potrjujejo bele foraminifere, ki po določitvah Kovary Jozsefa pripadajo rodu Silicoplacentina med Rhizopodi. Od globine 1954,50 m dalje pa nastopajo v vzorcih že foraminifere, ki kažejo na torton. Kakor v vrtini Filovci-3, so tudi v ostalih vrtinah kot n. pr. Selnica-1, Kog-4 vzorci iz večjih globin zelo siromašni z mikrofavno; v glavnem nastopa le Bathysiphon sp. Zaenkrat še nimamo dovolj zanesljivih do- kazov, da so ti sedimenti starejši od tortona. Meja med helvetom in tortonom je zelo nejasna tudi v Dunajski kotlini. 5. Izprali smo še 3 vzorce iz vrtine Filovci-1, ki pa niso vsebovali mikrofavne. Nadalje smo preiskali še vrtino Filovci-2 (58 vzorcev). Vrtina je potekala skozi plasti abichi in torton. 6. Iz vrtine Gaberje-1 je bilo izpranih 84 vzorcev, ki so bili zelo siromašni z mikrofavno. Vsebovali so le odtise ostrakodov, in to v globljem delu vrtine. Ostrakodi kažejo na panonsko starost. Nadalje smo izprali površinske vzorce iz okolice Velenja in Šoštanja (11 vzorcev). Laporji so vsebovali oligocensko mikrofavno. Do sedaj so postavljali te sedimente v spodnji miocen. Poleg površinskih vzorcev smo izprali še vzorce iz vrtin Velenje-35 in 36 (107 vzorcev). Vrtini sta potekali skozi pliocenske sedimente, nekaj vzorcev iz globljega dela vrtine št. 36 pa pripada oligocenu. Iz rudnika Kočevje smo izprali 120 vzorcev, ki vsebujejo hišice polžev in kažejo na panon, iz rudnika Kanižarice pa 32 vzorcev s panonsko mikrofavno. Za Zavod za geološka istraživanja v Sarajevu smo izprali in pregledali 140 vzorcev, katere je določila tov. ing. Blagica Stojčič iz Sarajeva. Pregled vzorcev Število vzorcev Nahajališča in formacija Izpranih Pregledanih Določenih Slovenske gorice-1, pliocen 8 8 , Kog-4, srednji in spodnji torton 44 44 36 Selnica-1, panon, sarmat, torton 63 63 31 Gaberje-1, panon 84 84 14 Filovci-1, torton 3 3 — Filovci-2, panon, torton 58 58 17 Filovci-3, panon, torton 59 59 36 Krško polje-1, zg. in sr. panon 163 163 132 Velenje-Soštanj, oligocen, pliocen 11 11 11 Velenje-35, 36, pliocen, oligocen 107 107 71 Krištandol-1, oligocen 8 8 5 Brnica-6 (Hrast.), torton, oligocen 63 63 63 Trbovlje-Hrastnik, oligocen 1 1 1 Rogašovci-Cankova, sarmat, panon 117 117 41 Kočevje, panon 120 120 28 Kanižarica, panon 32 32 18 Divača, mezozoik, kenozoik 38 38 — Sarajevo-okolica 140 140 — Celje-okolica, torton 8 8 8 Razna nahajališča 13 13 13 Skupno: 1140 1140 525 5. Palinološki laboratorij Palinološki laboratorij pri Geološkem zavodu v Ljubljani je pričel z delom 1. februarja 1955, in sicer s palinološkimi preiskovanji premogov iz Kanižarice in Kočevja. Do konca leta 1955 je bilo palinološko, mikropaleobotanično in anatomsko preiskanih 140 vzorcev: 21 vzorcev premoga in jalovine iz jame v Kanižarici 47 vzorcev premoga in jalovine iz dnevnega kopa in jame Kočevje 51 vzorcev premoga in jalovine iz vrtine v Kočevju 8 vzorcev lignita (anatomske preiskave) iz Kanižarice in Kočevja 1 vzorec ilovice iz opekarne Ložnica pri 2alcu 12 vzorcev premoga iz premogovnika Raša. Knjižnica in arhiv Nabavljeno Skupno število v knllžnicl kupljeno darovano zamenjava skupno sign. zv. sign. zv. sign. zv. sign. zv. sign. zv. Knjige in separati Periodika 114 8 132 600 110 10 129 45 218 65 273 455 442 83 534 1100 2413 316 2769 2781 Skupno: 122 732 120 174 283 728 525 I 1634 2729 5550 Geološke karte: 1 : 25.000 _, _ fi 6 1 : 75.000 — — — — 3 3 3 3 111 204 1 :100.000 — — _ _ _ 51 56 Geološke karte, razne — — _ _ 1 1 1 14 30 Tolmači h geol. kartan _ — _ _ 3 3 3 3 56 99 Topografske karte: 1 : 25.000 25 203 — — _ _ 25 203 168 401 1 : 50.000 69 145 1 : 75.000 2 t — — — _ 2 2 102 165 1 :100.000 — — — — — _ _ _ Rfi 145 1 :200.000 1 2 — — — 1 2 6 7 1 V preteklem letu je bilo iz knjižnice izposojenih 1545 zvezkov ter 132 geoloških kart in razlag h kartam. V zamenjavo za -Geologijo« smo doslej prejeli skupno 1676 zvezkov, od tega 15 zvezkov v letu 1951 na račun zamenjave, 17 zvezkov v letu 1952, 112 v letu 1953, 804 v letu 1954 ter 728 v letu 1955. E. VRTANJE V letu 1955 je bilo skupno izvrtano 12.697,32 m, od tega 7250,94 m, t. j. 57 •/• za ekonomsko geologijo in 5446,38 m, t. j. 43 °/o za oddelek inženirske geologije. Od letne vrtalne storitve za ekonomsko geologijo odpade na LR Slovenijo 5131,72 m ali 71 °/o in na ostale republike (LR Makedonija) 2119,22 m ali 29 °/o. V primerjavi s prejšnjimi leti je viden porast vrtalne dejavnosti v LR Sloveniji. 1955 1954 v LRS 71 °/o 49 °/o izven LRS 29 °/o 51 °/o število vrtin v letu 1955 je znašalo: 54. Razdelitev vrtin po globini: 0— 50 m . . . . 20 vrtin 50—100 m .... 11 vrtin 100—200 m .... 10 vrtin nad 200 m .... 13 vrtin Skupaj 54 vrtin Vrtine manjše globine so bile izvrtane za seizmične meritve v Lendavi,4 in sicer: 0—50 m . . . . 18 vrtin 50—100 m . 8 vrtin 1953 16 °/o 84 °/o Značilno je, da so se globine v primerjavi z letom 1954 povečale; nad 200 m smo dosegli v naslednjih krajih: Kukuričani (LR Makedonija) . . 1207,00 m Izola......................504,45 m Izola......................256,00 m Brnica....................429,00 m Brnica..........217,30 m Brnica-Dol..................286,60 m Krško polje........318,60 m Zletovo (LR Makedonija) . . . 334,90 m Bučim (LR Makedonija) .... 201,67 m Vremski Britof..............269,35 m Vremski Britof..............276,20 m Vremski Britof..........271,10 m Kočevje....................220,60 m V Kukuričanih je do sedaj najgloblja vrtina, kar jih je izvrtal Geološki zavod v Ljubljani. Vrtanje po krajih in namenu v letu 1955: Kraj in namen vrtanja Število vrtin m Hrastnik (Dol-Brnica-Trbovlje) — premog 3 932,90 Idrija — živo srebro 1 67,42 Izola (Sečovlje) — premog 2 760,45 Vremski Britof — premog 3 816,65 Kanižarica — premog 1 44,00 Kočevje — premog 7 980,90 Krško polje — strukturno vrtanje 1 318,60 Kukuričani — strukturno vrtanje 1 994,20 (in v letu 1954 212,80 m) Lendava — za seizmična merjenja 27 1091,50 Savske jame (nad Jesenicami) — železna ruda 1 60,30 Trbovlje (rudnik-jama) — premog 1 59,00 Zletovo-Bučim (Makedonija) — barvne kovine 6 1125,02 Skupaj v leta 1955: 54 7250,94 Povprečno je bilo v obratu 5 vrtalnih strojev in povprečna storitev na eno vrtalno garnituro je bila 112 m/mesec (v letu 1954 156m/mes.). Povprečni stalež delavcev-vrtalcev je znašal 83. Povprečna storitev na 1 delavca mesečno je znašala 7,3 m/mes. (v letu 1954 10.4m/mes.). Od letne vrtalne storitve za inženirsko geološke namene odpade na LR Slovenijo 5229,78 m ali 96,75 »/o, na ostale reoublike (BiH) 171,6 m ali 3,25 °/o. Strojnih vrtin je bilo 121, ki jih po globini razvrstimo takole: 0— 50 m.....98 50—100 m.....15 100—200 m.....4 200—300 m.....1 300—400 m.....2 400—500 m.....— 500—600 m..........1 Inženirsko vrtanje po krajih in namenu: Kraj in namen vrtanja Število vrtin m Velenje — geomehanske lastnosti krovnine in hidrološke razmere 2 980,70 Bača-Koritnica — pregrada 6 211,40 Cezsoški Log + Srpenica — pregrada 3 720.30 Unec-Planinsko polje — možnost vodne akumulacije 17 1132,20 Ruše-Lobnica — pohorski akumulacij- ski sistem 7 333,30 Vuhred — hidroelektrarna 14 271,30 Dobliče — vodovod 2 53.50 Tolmin — most 2 32,25 Koper — melioracija 18 499,90 Izola »Ruda« — gradbeni material 2 42,10 Zupanja-Orašje — most 5 171,60 Praprot.no (škof j a Loka) — most 3 102,90 Osp — hidroelektrarna 10 330,00 Rogaška Slatina — mineralna voda 15 197,30 Ožbalt na Dravi — hidroelektrarna 15 322,63 Skupno: 121 vrtin 5401,38 Povprečno je bilo v inženirsko-geološkem oddelku v obratu 6 vrtalnih strojev s storitvijo 75 m/mesec, povprečno odpade na 1 vrtalca 6,8 m/mesec. Skupno je bilo v obeh oddelkih v obratu povprečno 11 vrtalnih strojev s storitvijo 96 m/mesec na garnituro in 7 m/mesec na 1 vrtalca. V letu 1954 pa je znašala storitev na 1 garnituro 156 m/mesec in na 1 vrtalca 10,4 m/mesec. V splošnem je storilnost pri raziskovalnem vrtanju v inže-nirsko-geološke in hidrogeološke namene, ki se je v letu 1955 znatno povečalo, manjša kot v rudarske namene. Vzrok ie delno v tem, ker so vrtine v inženirsko-geološke in hidrogeološke namene plitvejše in so selitve pogostnejše, zahtevajo pa tudi raznovrstne preiskave, zaradi katerih se mora vrtanje večkrat prekiniti. Sprejel uredniški odbor dne 15. maja 1956. POROČILO O DELU SLOVENSKEGA GEOLOŠKEGA DRUŠTVA Člani Slovenskega geološkega društva so se zbrali 17. oktobra 1956 v matematični predavalnici univerze v Ljubljani k 5. rednemu občnemu zboru. Program je bil tokrat razširjen preko meja običajnih občnih zborov s šestimi strokovnimi predavanji in z ekskurzijo na Slavnik ter je prireditev imela značaj prvega zborovanja slovenskih geologov. Prisostvovali so mu tudi zastopniki drugih geoloških ter sorodnih društev in ustanov. V imenu pripravljalnega odbora je zborovanje pričel dr. Anton Ramovš in posebej pozdravil predstojnika paleontološkega inštituta dunajske univerze profesorja dr. Othmarja Kuhna, zastopnico hrvaškega geološkega društva in predstojnico geološkega inštituta zagrebške univerze docentko dr. Vando Kochansky-Devidč ter zastopnika jamskega društva Slovenije asistenta Ivana Gamsa. V nadaljevanju pozdravnega govora je dr. Ramovš obrazložil namen zborovanja. Po prvem kongresu jugoslovanskih geologov na Bledu se je čutila potreba, da bi se slovenski geologi sestali vsako leto, se seznanili z delom ir» izsledki na raznih področjih geologije ter sorodnih strok in skupno razpravljali o nalogah v naslednjem letu, kar bo pripomoglo k nadaljnjemu razvoju geološke znanosti pri nas. Po pozdravnem govoru so sledila predavanja, katerih vsebino objavljamo v tej številki »Geologije« na straneh 157 do 196. Naslednji dan, t. j. 18. oktobra, je bila ekskurzija na Slavnik, ki jo je vodil geolog Mario Pleničar, šef oddelka za regionalno kartiranje na Geološkem zavodu. Vpogled v ostalo delo društva nam pa dajo poročila odbornikov na občnem zboru, ki jih tukaj objavljamo v nekoliko skrajšani obliki. Poročilo predsednika in tajnika predsednik Dušan Kuščer, tajnik Valerija Žerjav Zadnji redni občni zbor našega društva je bil dne 22. marca 1955. Po težki izgubi predsednika tov. Germovška, ki je bil na tem občnem zboru izvoljen, je bil sklican izredni občni zbor dne 24. novembra 1955, ki je volil le novega predsednika in enega novega Člana odbora. Sedanji odbor je torej le z majhno spremembJfcdil delo društva poldrugo leto. Ker odbor na izrednem občnem zborujSfpodal nobenih poročil o svojem delu, jih bo podal sedaj za vso dobo. Število članov se je od zadnjega rednega občnega zbora povečalo za 23 in šteje sedaj 81. Pri delu odbora so se pokazale težave, ker so člani odbora posebno v poletni sezoni povečini zaposleni na terenu in zato včasih ni bilo mogoče sklicati sklepčne seje, ko bi bilo to potrebno. V nekaterih primerih smo si pomagali tako, da smo se s posameznimi odborniki pogovorili o tekočih problemih in jih vprašali za njihovo mnenje. Le tako smo dosegli veljavnost za nekatere važnejše sklepe. Društvo je imelo v zadnjem poslovnem letu dva redna odseka: 1. šolski odsek in 2. študentovski odsek, poleg tega še dva začasna odseka: 3. komisijo za geološko karto in 4. bibliografsko komisijo. Zastopniki posameznih odsekov bodo poročali o delu posebej, razen zastopnika bibliografske komisije, ki jo je vodil pokojni predsednik Ger-movšek. Delo v tej komisiji je bilo težavno, ker je večina članov z rednim delom tako zaposlena, da niso mogli posvetiti dovolj časa zbiranju bibliografskih podatkov. Po smrti predsednika Germovška je delo popolnoma zastalo in je bil odbor mnenja, naj prevzame bibliografsko delo kakšna ustanova s stalnimi dohodki, najbolje Slovenska akademija znanosti in umetnosti. Zveze z ostalimi društvi. Odbor se je trudil, da bi obdržal stik z bratskimi geološkimi društvi v Jugoslaviji. Po pravilih zveze geoloških društev mora za to poskrbeti Izvršni odbor zveze. Ta odbor tvorijo trije člani onega geološkega društva, ki je prevzelo nalogo, da organizira naslednji geološki kongres, in kot veste, je bil na zadnjem geološkem kongresu na Bledu sprejet sklep, da naj to stori Geološko društvo BiH. Društvo je sopodpisalo spomenico Izvršnemu svetu FLRJ zaradi uredbe o izdajanju topografskih kart, ki močno omejuje pravice posameznih ustanov in podjetij pri uporabi topografskih kart in s tem tudi ovira večino geološkega delovanja. Poročilo referenta za predavanja referent dr. Anton Ramovš Strokovna predavanja in popularizacija geologije so bile poglavitne naloge društva, ki je priredilo naslednja predavanja: Geolog Anton Grimšičar v oktobru 1955: Dva primera plitvih plazov v preperini. Asistent Alojz Sercelj v {jftgar3u 1956: Boi ^loveka s severnim morjem. Dr. George Moore v marcu 1956: Aragonitne tvorbe kot indikatorji paleotemperatur. Docent Dušan Kuščer: Nekaj vprašanj kraške geologije Črne gore. Docent Ciril Šlebinger v maju 1956: Z geološke ekskurzije po Norveški. Prof. dr. ing. Lujo Šuklje v juniju 1956: Geološke dispozicije za nastanek plazov. Razen teh predavanj sta bila dva diskusijska večera, in sicer o geološki karti v decembru 1956 in o risanju blokdiagramov v januarju 1956. Da bi čimbolj približali geologijo preprostim ljudem, smo priredili tudi ciklus poljudnih predavanj v ljubljanskem radiu. Predavali so: asistent A. Ramovš o nekdanjih vulkanih na Slovenskem, dr. ing. Jože Duhovnik o temi, kako nastane ruda, docent Dušan Kuščer o ledenikih v zadnji ledeni dobi pri nas, v drugem predavanju pa o nastanku gorovij, geolog Anton Nosan o slatinskih in toplih vrelcih v Sloveniji in asistentka Valerija Žerjav o temi, kaj je kristal. Asistent A. Ramovš je imel še poljudno predavanje v Kropi o nastanku in razvoju Jelovice. Društvo je nadalje pripravilo zborovanje slovenskih geologov, na katerem so imeli člani pet predavanj. Poročilo blagajnika za poslovno leto 1955/56 referent Lija Rijavec Prejemki: Saldo poslovnega leta 1954/55 ................15.382 din Članarina v letu 1955/56 ....................7.400 din Subvencija Sveta za kulturo in prosveto za 1. 1955 30.000 din Subvencija Sveta za kulturo in prosveto za 1. 1956 30.000 din Skupaj . . . 82.782 din Izdatki: Oglasi, pošta, razno...........15.914 din Saldo . . . 66.868 din Poročilo šolskega odseka referent Dušan Kuščer Glavno delo šolskega odseka geološkega društva v minulem letu je bila borba za pouk geologije v srednji šoli. Na pobudo Slovenskega geološkega društva je Svet za prosveto in kulturo LRS sprejel sklep, naj se poučuje geologija v okviru predme t pjnrirodopis v 7. razredu gimnazije 2 uri tedensko. Nadalje je šolski od^g^avezal stike z aktivom profesorjev prirodopisa na srednjih šolah iu ae obvezal, da bo na posebnih sestankih s profesorji dajal podatke za šolske ekskurzije, ker profesorji srednjih šol nimajo dostopa do vse strokovne literature, ki je za to potrebna. Poročilo zastopnika študentskega odseka referent Franci Cimerman Študentska sekcija je priredila dve predavanji: na prvem sta dva študenta poročala o svojih počitniških praksah v Lendavi, na drugem pa je Stanko Buser predaval za ostale fakultete o geologiji naših Alp. V prirejanju ekskurzij je bil odsek bolj aktiven kot prejšnja leta. Vsega je bilo sedem ekskurzij, od tega ena sedemdnevna v zgornjo soško dolino, ki jo je finančno omogočil Geološki zavod. Združena z geološko ekskurzijo sta bila tudi dva tečaja iz krokiranja pod vodstvom docenta Kuščerja. Kot novo obliko našega dela smo na pobudo pokojnega predsednika C. Germovška skušali uvesti diskusijske večere na ta način, da so študenti oddajali pismena vprašanja (lahko anonimno), na katera so potem odgovarjali člani društva. Zal je bilo med študenti za to vrsto dela razmeroma malo zanimanja. Oddali so samo štiri vprašanja: 1. Kako so prvi geologi določali relativno absolutne starost kamenin? 2. Kakšne so možnosti nastopanja nafte na Krškem polju? 3. Ali lahko služi elektronski mikroskop tudi v petrografiji? 4. Uporaba aerofotografije v geologiji. Nanje so odgovarjali asistent Rajko Pavlovec, docent Dušan Kuščar in geolog Mario Pleničar. Za lanske in letošnje počitnice je geološko društvo oskrbelo študentom potrebno število praktikantskih mest pri raznih podjetjih v Sloveniji. Poročilo o delu komisije za geološko karto Slovenije referent Mario Pleničar Delo komisije je vodil do svoje smrti Cveto Germovšek, kasneje pa referent. Njena glavna naloga je bila sestaviti predlog za legendo in obliko za enotno geološko karto in za tolmač k tej karti. Komisija je dala naslednje predloge: 1. Barvna legenda naj bi obenem prikazovala petrografsko in strati-grafsko sliko terena. Pri tem bi si pomagali zlasti z raznobarvnimi šrafurami. Kot poskus je izdelal pokojni Germovšek tako geološko karto k svoji razpravi, ki je tiskana v 3. knjigi »Geologije«. 2e sedaj pa se je pokazalo, da je tisk take karte izredno drag. 2. Kompleksnost geološke karte naj bi se prikazala predvsem v tolmaču. Format naj bi bil žepni. Poleg običajnih podatkov naj bi tolmač vseboval še posebna poglavja iz hidrologije, speleologije, paleogeografije ter iz rudarske in inženirske geo^gije. Preden bi karta šla v tiskj^^bi jo posebna komisija preverila na terenu in nato odobrila. \ Po poročilih je sledila obširna diskusija, nato pa razrešnica staremu odboru in volitve novega odbora. V volilno komisijo sta bila izbrana ing. M. Breznik in K. Grad. Občni zbor je izvolil za novega predsednika dr. A. Ramovša, v novi odbor pa naslednje člane: F. Drobne, K. Grad, A. Grimšičar, D. KušČer, T. Ocepek, R. Pavlovec, L. Sercelj, H. Us in L. Zlebnik. Študentje so izvolili za svojega zastopnika V. Ferjančiča. V nadzorni odbor sta bila izvoljena ing. M. Breznik in S. Kolenko, za častno razsodišče pa dr. I. Rakovec in C. Slebinger. Novi člani plenuma so postali dr. ing. J. Duhovnik, ing. D. Jelene in D. Kuščer, medtem ko sta bila za nadzorni odbor Zveze geoloških društev izbrana dr. ing. J. Duhovnik in ing. D. Jelene. Med slučajnostmi je povedal ing. I. Strucl iz Mežice, da potrebuje tamkajšnji rudnik geologa in želel je zvedeti, kdo bi mogel priti čimprej na to mesto. Ker trenutno ni nobenega kandidata, bo društvo obvestilo o tem absolvente geologije. V zvezi s tem predlaga doc. D. Kuščer, naj bi napravilo Slovensko geološko društvo pregled razpoložljivih mest za nastavitev geologov. Doc. C. Slebinger pripominja, naj bi mladi geologi dobili najprej nekaj prakse pod vodstvom starejših geologov in naj bi šele nato odšli na samostojna službena mesta. Čeprav bi bilo to zelo koristno, se je v diskusiji pokazalo, da bi bila taka praksa združena s precejšnjimi težavami. Nadalje je bilo govora o tem, kako dobiti več kreditov za geološko kartiranje, tako da ne bi bilo omejeno samo na manjša območja v zvezi z rudarskimi in inženirsko-geološkimi raziskavami. Končno je bila izražena še želja, naj bi bilo Slovensko geološko društvo posrednik med zunanjimi geologi in geološkimi institucijami za strokovno literaturo, do katere geologi v operativi sicer ne morejo priti. Predsednik je nato zaključil V. občni zbor in se zahvalil za udeležbo in sodelovanje. Sprejel uredniški odbor dne 15. maja 1956.